Promieniowanie słoneczne lub promieniowanie jonizujące ze słońca. §21. Promieniowania słonecznego

ATMOSFERA

Atmosfera. Struktura, skład, pochodzenie, znaczenie dla GO. Procesy termiczne w atmosferze. Promieniowanie słoneczne, jego rodzaje, rozkład równoleżnikowy i przemiany przez powierzchnię Ziemi.

Atmosfera- skorupa powietrzna Ziemi, utrzymywana siłą grawitacji i uczestnicząca w obrocie planety. Siła grawitacji utrzymuje atmosferę blisko powierzchni Ziemi. Najwyższe ciśnienie i gęstość atmosfery obserwuje się na powierzchni ziemi; w miarę wznoszenia się w górę ciśnienie i gęstość maleją. Na wysokości 18 km ciśnienie spada 10-krotnie, na wysokości 80 km - 75 000 razy. Dolną granicę atmosfery stanowi powierzchnia Ziemi, za górną granicę przyjmuje się umownie wysokość 1000-1200 km. Masa atmosfery wynosi 5,13 x 10 15 ton, z czego 99% znajduje się w dolnej warstwie aż do wysokości 36 km.

Dowody na istnienie wysokich warstw atmosfery są następujące:

Na wysokości 22-25 km w atmosferze znajdują się perłowe chmury;

Na wysokości 80 km widoczne są nocne chmury;

Na wysokości około 100-120 km obserwuje się spalanie meteorytów, tj. tutaj atmosfera jest nadal dość gęsta;

Na wysokości około 220 km rozpoczyna się rozpraszanie światła przez gazy atmosferyczne (zjawisko zmierzchu);

Zorze zaczynają się na wysokości około 1000-1200 km; zjawisko to tłumaczy się jonizacją powietrza przez strumienie korpuskularne pochodzące ze Słońca. Wysoce rozrzedzona atmosfera rozciąga się na wysokość 20 000 km i tworzy koronę ziemską, niepostrzeżenie zamieniając się w gaz międzyplanetarny.

Atmosfera, podobnie jak cała planeta, obraca się w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara z zachodu na wschód. W wyniku obrotu przyjmuje kształt elipsoidy, tj. Atmosfera jest gęstsza w pobliżu równika niż w pobliżu biegunów. Ma występ w kierunku przeciwnym do Słońca, ten „gazowy ogon” Ziemi, rozrzedzony jak kometa, ma długość około 120 tysięcy km. Atmosfera jest połączona z innymi geosferami poprzez wymianę ciepła i wilgoci. Energią procesów atmosferycznych jest promieniowanie elektromagnetyczne pochodzące ze Słońca.

Rozwój atmosfery. Ponieważ wodór i hel są najpowszechniejszymi pierwiastkami w kosmosie, niewątpliwie wchodziły w skład obłoku gazu i pyłu protoplanetarnego, z którego powstała Ziemia. Ze względu na bardzo niską temperaturę tej chmury, pierwsza atmosfera ziemska mogła składać się wyłącznie z wodoru i helu, ponieważ wszystkie pozostałe elementy substancji, z której zbudowana była chmura, były w stanie stałym. Taką atmosferę obserwuje się na planetach-olbrzymach, które najwyraźniej ze względu na duże przyciąganie planet i odległość od Słońca zachowały swoje pierwotne atmosfery.

Następnie nastąpiło ogrzewanie Ziemi: ciepło powstało w wyniku grawitacyjnej kompresji planety i rozpadu pierwiastków radioaktywnych w jej wnętrzu. Ziemia utraciła atmosferę wodorowo-helową i stworzyła własną atmosferę wtórną z gazów uwalnianych z jej głębin (dwutlenek węgla, amoniak, metan, siarkowodór). Według A.P. Winogradow (1959) w tej atmosferze znajdowało się najwięcej H 2 O, następnie CO 2, CO, HCl, HF, H 2 S, N 2, NH 4 Cl i CH 4 (skład współczesnych gazów wulkanicznych jest w przybliżeniu taki sam ). V. Sokolov (1959) uważał, że występują tu także H 2 i NH 3. Nie było tlenu, a w atmosferze panowały warunki redukujące. Obecnie podobne atmosfery obserwuje się na Marsie i Wenus; składają się one w 95% z dwutlenku węgla.

Kolejnym etapem rozwoju atmosfery był etap przejściowy – od warunków abiogennych do biogennych, od warunków redukujących do utleniających. Głównymi składnikami gazowej powłoki Ziemi są N 2, CO 2, CO. Jako produkty uboczne - CH 4, O 2. Tlen powstał z cząsteczek wody w górnych warstwach atmosfery pod wpływem promieni ultrafioletowych Słońca; Mógłby również zostać uwolniony z tlenków tworzących skorupę ziemską, ale przeważająca większość została ponownie utracona w wyniku utleniania minerałów w skorupie ziemskiej lub utleniania wodoru i jego związków w atmosferze.

Ostatni etap rozwoju atmosfery azotowo-tlenowej wiąże się z pojawieniem się życia na Ziemi i pojawieniem się mechanizmu fotosyntezy. Zawartość tlenu – biogennego – zaczęła wzrastać. Jednocześnie atmosfera prawie całkowicie utraciła dwutlenek węgla, z którego część przedostała się do ogromnych złóż węgla i węglanów.

To droga od atmosfery wodorowo-helowej do współczesnej, w której główną rolę odgrywają obecnie azot i tlen, a jako zanieczyszczenia występują argon i dwutlenek węgla. Współczesny azot ma także pochodzenie biogenne.

Skład gazów atmosferycznych.

Powietrze atmosferyczne– mechaniczna mieszanina gazów zawierająca pył i wodę w zawiesinie. Czyste i suche powietrze na poziomie morza jest mieszaniną kilku gazów, a stosunek głównych gazów atmosferycznych – azotu (stężenie objętościowe 78,08%) i tlenu (20,95%) – jest stały. Oprócz nich powietrze atmosferyczne zawiera argon (0,93%) i dwutlenek węgla (0,03%). Ilość pozostałych gazów – neonu, helu, metanu, kryptonu, ksenonu, wodoru, jodu, tlenku węgla i tlenków azotu – jest znikoma (poniżej 0,1%) (tabela).

Tabela 2

Skład gazowy atmosfery

	tlen
	dwutlenek węgla

W wysokich warstwach atmosfery skład powietrza zmienia się pod wpływem twardego promieniowania słonecznego, co prowadzi do rozpadu (dysocjacji) cząsteczek tlenu na atomy. Tlen atomowy jest głównym składnikiem górnych warstw atmosfery. Wreszcie w warstwach atmosfery najbardziej oddalonych od powierzchni Ziemi głównymi składnikami są najlżejsze gazy – wodór i hel. W górnych warstwach atmosfery odkryto nowy związek – hydroksylowy OH. Obecność tego związku wyjaśnia powstawanie pary wodnej na dużych wysokościach w atmosferze. Ponieważ większość substancji koncentruje się w odległości 20 km od powierzchni Ziemi, zmiany składu powietrza wraz z wysokością nie mają zauważalnego wpływu na ogólny skład atmosfery.

Najważniejszymi składnikami atmosfery są ozon i dwutlenek węgla. Ozon to tlen trójatomowy ( O 3 ), występujący w atmosferze od powierzchni Ziemi do wysokości 70 km. W przyziemnych warstwach powietrza powstaje głównie pod wpływem elektryczności atmosferycznej oraz w procesie utleniania substancji organicznych, a w wyższych warstwach atmosfery (stratosferze) – w wyniku oddziaływania promieniowania ultrafioletowego ze Słońca na cząsteczce tlenu. Większość ozonu znajduje się w stratosferze (z tego powodu stratosferę często nazywa się ozonosferą). Warstwa o maksymalnym stężeniu ozonu na wysokości 20-25 km nazywana jest ekranem ozonowym. Ogółem warstwa ozonowa pochłania około 13% energii słonecznej. Spadek stężenia ozonu na niektórych obszarach nazywany jest „dziurami ozonowymi”.

Dwutlenek węgla wraz z parą wodną powoduje efekt cieplarniany w atmosferze. Efekt cieplarniany– nagrzewanie się wewnętrznych warstw atmosfery, tłumaczone zdolnością atmosfery do przepuszczania promieniowania krótkofalowego ze Słońca i nie uwalniania promieniowania długofalowego z Ziemi. Gdyby w atmosferze było dwukrotnie więcej dwutlenku węgla, średnia temperatura Ziemi osiągnęłaby 18 0 C, obecnie wynosi 14-15 0 C.

Całkowita masa gazów atmosferycznych wynosi około 4,5 · 10 · 15 ton, zatem „ciężar” atmosfery na jednostkę powierzchni, czyli ciśnienie atmosferyczne, wynosi około 10,3 tony/m 2 na poziomie morza.

W powietrzu znajduje się wiele cząstek stałych, których średnica wynosi ułamek mikrona. Są to jądra kondensacji. Bez nich nie byłoby możliwe powstawanie mgieł, chmur i opadów atmosferycznych. Wiele zjawisk optycznych i atmosferycznych jest związanych z cząstkami stałymi w atmosferze. Drogi dostają się do atmosfery w różny sposób: popiół wulkaniczny, dym ze spalania paliw, pyłki roślin, mikroorganizmy. Ostatnio emisje przemysłowe i produkty rozpadu radioaktywnego służyły jako jądra kondensacji.

Ważnym składnikiem atmosfery jest para wodna, jej ilość w wilgotnych lasach równikowych sięga 4%, w rejonach polarnych spada do 0,2%. Para wodna przedostaje się do atmosfery w wyniku parowania z powierzchni gleby i zbiorników wodnych, a także transpiracji wilgoci przez rośliny. Para wodna jest gazem cieplarnianym i wraz z dwutlenkiem węgla wychwytuje większość ziemskiego promieniowania długofalowego, zapobiegając ochłodzeniu planety.

Atmosfera nie jest doskonałym izolatorem; ma zdolność przewodzenia prądu elektrycznego pod wpływem jonizatorów - promieniowania ultrafioletowego Słońca, promieni kosmicznych, promieniowania substancji radioaktywnych. Maksymalną przewodność elektryczną obserwuje się na wysokości 100-150 km. W wyniku połączonego działania jonów atmosferycznych i ładunku powierzchni ziemi powstaje pole elektryczne atmosfery. W stosunku do powierzchni Ziemi atmosfera jest naładowana dodatnio. Atrakcja Neutrosfera– warstwa o składzie neutralnym (do 80 km) i jonosfera– warstwa zjonizowana.

Struktura atmosfery.

Istnieje kilka głównych warstw atmosfery. Nazywa się dolny, przylegający do powierzchni ziemi troposfera(wysokość 8-10 km na biegunach, 12 km w umiarkowanych szerokościach geograficznych i 16-18 km nad równikiem). Temperatura powietrza stopniowo maleje wraz z wysokością - średnio o 0,6°C na każde 100 m wzniesienia, co jest zauważalnie widoczne nie tylko w rejonach górskich, ale także na wzniesieniach Białorusi.

Troposfera zawiera do 80% całkowitej masy powietrza, większość zanieczyszczeń atmosferycznych i prawie całą parę wodną. To właśnie w tej części atmosfery, na wysokości 10-12 km, tworzą się chmury, zachodzą burze, deszcze i inne procesy fizyczne, które kształtują pogodę i determinują warunki klimatyczne w różnych obszarach naszej planety. Nazywa się dolną warstwę troposfery, przylegającą bezpośrednio do powierzchni Ziemi warstwa gruntowa.

Wpływ powierzchni ziemi rozciąga się do wysokości około 20 km, a następnie powietrze jest ogrzewane bezpośrednio przez Słońce. Zatem granicę GO, która leży na wysokości 20-25 km, wyznacza między innymi efekt termiczny powierzchni ziemi. Na tej wysokości zanikają równoleżnikowe różnice w temperaturze powietrza, a strefowość geograficzna zaciera się.

Im wyżej się zaczyna stratosfera, który rozciąga się na wysokość 50-55 km od powierzchni oceanu lub lądu. Ta warstwa atmosfery ulega znacznemu rozrzedzeniu, zmniejsza się ilość tlenu i azotu, a wzrasta ilość wodoru, helu i innych lekkich gazów. Powstała tu warstwa ozonowa pochłania promieniowanie ultrafioletowe i znacząco wpływa na warunki termiczne powierzchni Ziemi oraz procesy fizyczne zachodzące w troposferze. W dolnej części stratosfery temperatura powietrza jest stała, znajduje się tu warstwa izotermiczna. Począwszy od wysokości 22 km temperatura powietrza wzrasta, na górnej granicy stratosfery osiąga 0 0 C (wzrost temperatury tłumaczy się obecnością tutaj ozonu, który pochłania promieniowanie słoneczne). W stratosferze zachodzą intensywne poziome ruchy powietrza. Prędkość przepływów powietrza sięga 300-400 km/h. Stratosfera zawiera mniej niż 20% powietrza atmosferycznego.

Na wysokości 55-80 km jest mezosfera(w tej warstwie temperatura powietrza maleje wraz z wysokością i w pobliżu górnej granicy spada do –80 0 C), pomiędzy 80-800 km znajduje się termosfera, w którym dominują hel i wodór (temperatura powietrza gwałtownie wzrasta wraz z wysokością i osiąga 1000 0 C na wysokości 800 km). Mezosfera i termosfera tworzą razem grubą warstwę zwaną jonosfera(obszar cząstek naładowanych - jony i elektrony).

Najwyższa, wysoce rozrzedzona część atmosfery (od 800 do 1200 km) to egzosfera. Dominują w nim gazy w stanie atomowym, temperatura dochodzi do 2000°C.

W życiu społeczeństwa obywatelskiego atmosfera ma ogromne znaczenie. Atmosfera korzystnie wpływa na klimat Ziemi, chroniąc go przed nadmiernym ochłodzeniem i nagrzaniem. Dobowe wahania temperatury na naszej planecie bez atmosfery sięgałyby 200°C: w dzień +100°C i więcej, w nocy -100°C. Obecnie średnia temperatura powietrza na powierzchni Ziemi wynosi +14°C. Atmosfera nie pozwala na dotarcie do Ziemi meteorom i twardemu promieniowaniu. Bez atmosfery nie byłoby dźwięku, zorzy polarnej, chmur i opadów.

Procesy klimatycznotwórcze obejmują cyrkulacja ciepła, cyrkulacja wilgoci i cyrkulacja atmosferyczna.

Wymiana ciepła w atmosferze. Wymiana ciepła zapewnia reżim termiczny atmosfery i zależy od bilansu promieniowania, tj. napływy ciepła docierające do powierzchni ziemi (w postaci energii promieniowania) i opuszczające ją (energia promieniowania pochłonięta przez Ziemię zamieniana jest na ciepło).

Promieniowania słonecznego– przepływ promieniowania elektromagnetycznego pochodzącego od Słońca. Na górnej granicy atmosfery natężenie (gęstość strumienia) promieniowania słonecznego wynosi 8,3 J/(cm 2 /min). Nazywa się ilość ciepła wydzielaną przez 1 cm2 czarnej powierzchni w ciągu 1 minuty przy prostopadłym padaniu światła słonecznego stała słoneczna.

Ilość promieniowania słonecznego odbieranego przez Ziemię zależy od:

1. o odległości Ziemi od Słońca. Ziemia jest najbliżej Słońca na początku stycznia, najdalej na początku lipca; różnica między tymi dwiema odległościami wynosi 5 milionów km, w wyniku czego Ziemia w pierwszym przypadku otrzymuje o 3,4% więcej, a w drugim o 3,5% mniej promieniowania niż przy średniej odległości Ziemi od Słońca (na początku kwietnia i na początku października);

2. od kąta padania promieni słonecznych na powierzchnię ziemi, który z kolei zależy od szerokości geograficznej, wysokości słońca nad horyzontem (zmieniającej się w ciągu dnia i pór roku) oraz charakteru topografii powierzchni ziemi;

3. z przemiany energii promienistej w atmosferze (rozproszenie, absorpcja, odbicie z powrotem w przestrzeń) i na powierzchni ziemi. Średnie albedo Ziemi wynosi 43%.

Absorpcji ulega około 17% całego promieniowania; Ozon, tlen i azot pochłaniają głównie krótkofalowe promienie ultrafioletowe, para wodna i dwutlenek węgla pochłaniają długofalowe promieniowanie podczerwone. Atmosfera rozprasza 28% promieniowania; 21% dociera do powierzchni Ziemi, 7% trafia w kosmos. Nazywa się tę część promieniowania, która dociera do powierzchni ziemi z całego sklepienia niebieskiego rozproszone promieniowanie . Istota rozpraszania polega na tym, że cząstka pochłaniając fale elektromagnetyczne sama staje się źródłem promieniowania świetlnego i emituje te same fale, które na nią padają. Cząsteczki powietrza są bardzo małe, wielkością porównywalną z długością fali niebieskiej części widma. W czystym powietrzu dominuje rozpraszanie molekularne, stąd kolor nieba jest niebieski. Kiedy powietrze jest zapylone, kolor nieba staje się białawy. Kolor nieba zależy od zawartości zanieczyszczeń w atmosferze. Dzięki dużej zawartości pary wodnej, która rozprasza czerwone promienie, niebo nabiera czerwonawego odcienia. Zjawiska zmierzchu i białych nocy kojarzone są z promieniowaniem rozproszonym, ponieważ Gdy słońce zachodzi za horyzontem, górne warstwy atmosfery są nadal oświetlane.

Szczyty chmur odbijają około 24% promieniowania. W rezultacie około 31% całego promieniowania słonecznego docierającego do górnej granicy atmosfery dociera do powierzchni Ziemi w postaci strumienia promieni; nazywa się to promieniowanie bezpośrednie . Nazywa się sumą promieniowania bezpośredniego i rozproszonego (52%) całkowite promieniowanie. Stosunek promieniowania bezpośredniego do rozproszonego zmienia się w zależności od zachmurzenia, zapylenia atmosfery i wysokości Słońca. Rozkład całkowitego promieniowania słonecznego na powierzchni Ziemi jest strefowy. Największe całkowite promieniowanie słoneczne wynoszące 840-920 kJ/cm 2 rocznie obserwuje się w tropikalnych szerokościach geograficznych półkuli północnej, co tłumaczy się niskim zachmurzeniem i dużą przezroczystością powietrza. Na równiku całkowite promieniowanie spada do 580-670 kJ/cm2 rocznie z powodu dużego zachmurzenia i zmniejszonej przezroczystości ze względu na wysoką wilgotność. W umiarkowanych szerokościach geograficznych ilość całkowitego promieniowania wynosi 330-500 kJ/cm2 rocznie, na polarnych szerokościach geograficznych – 250 kJ/cm2 rocznie, a na Antarktydzie ze względu na duże położenie kontynentu i niską wilgotność powietrza jest ono nieznacznie wyższy.

Całkowite promieniowanie słoneczne docierające do powierzchni ziemi jest częściowo odbijane. Nazywa się stosunek promieniowania odbitego do promieniowania całkowitego, wyrażony w procentach albedo. Albedo charakteryzuje współczynnik odbicia powierzchni i zależy od jej koloru, wilgotności i innych właściwości.

Świeżo spadły śnieg ma największy współczynnik odbicia - do 90%. Albedo piasku wynosi 30-35%, trawy – 20%, lasów liściastych – 16-27%, iglastych – 6-19%; suchy czarnoziem ma albedo 14%, mokry czarnoziem - 8%. Przyjmuje się, że albedo Ziemi jako planety wynosi 35%.

Pochłaniając promieniowanie, sama Ziemia staje się źródłem promieniowania. Promieniowanie cieplne Ziemi - promieniowanie ziemskie– jest długofalowy, ponieważ Długość fali zależy od temperatury: im wyższa temperatura ciała emitującego, tym krótsza długość fali emitowanych przez nie promieni. Promieniowanie z powierzchni Ziemi podgrzewa atmosferę, a ona sama zaczyna emitować promieniowanie w przestrzeń kosmiczną ( przeciwdziałać promieniowaniu z atmosfery) i na powierzchnię ziemi. Promieniowanie przeciwprądowe z atmosfery jest również długofalowe. W atmosferze występują dwa strumienie promieniowania długofalowego – promieniowanie powierzchniowe (promieniowanie ziemskie) i promieniowanie atmosferyczne. Różnica między nimi, która określa rzeczywistą utratę ciepła przez powierzchnię ziemi, nazywa się skuteczne promieniowanie , jest skierowany w przestrzeń, ponieważ promieniowanie ziemskie jest większe. Skuteczne promieniowanie jest większe w ciągu dnia i latem, ponieważ zależy od ogrzewania powierzchniowego. Efektywne promieniowanie zależy od wilgotności powietrza: im więcej pary wodnej lub kropelek wody w powietrzu, tym mniejsze promieniowanie (dlatego zimą pochmurna pogoda jest zawsze cieplejsza niż bezchmurna pogoda). Ogólnie dla Ziemi efektywne promieniowanie wynosi 190 kJ/cm2 rocznie (najwyższe na pustyniach tropikalnych wynosi 380, najmniejsze na szerokościach polarnych 85 kJ/cm2 rocznie).

Ziemia jednocześnie otrzymuje promieniowanie i uwalnia je. Nazywa się różnicę między promieniowaniem otrzymanym i zużytym bilans promieniowania, Lub promieniowanie resztkowe. Przybycie bilansu promieniowania powierzchniowego to promieniowanie całkowite (Q) i przeciwpromieniowanie atmosfery. Zużycie – promieniowanie odbite (R k) i promieniowanie naziemne. Różnica między promieniowaniem ziemskim a promieniowaniem przeciwatmosferycznym - promieniowanie efektywne (E eff) ma znak minus i jest częścią natężenia przepływu w bilansie promieniowania:

R b = Q-E eff -R k

Bilans promieniowania rozkłada się strefowo: maleje od równika do biegunów. Najwyższy bilans promieniowania charakteryzuje się szerokościami równikowymi i wynosi 330-420 kJ/cm2 rocznie, w szerokościach tropikalnych spada do 250-290 kJ/cm2 rocznie (co tłumaczy się wzrostem promieniowania efektywnego), w szerokościach umiarkowanych promieniowanie równowaga spada do 210-85 kJ/cm 2 rocznie, na szerokościach polarnych jego wartość zbliża się do zera. Ogólną cechą bilansu promieniowania jest to, że nad oceanami na wszystkich szerokościach geograficznych bilans promieniowania jest o 40-85 kJ/cm 2 wyższy, ponieważ Albedo wody i efektywne promieniowanie oceanu są niższe.

Część przychodząca bilansu promieniowania atmosferycznego (R b) składa się z promieniowania efektywnego (E ef) i pochłoniętego promieniowania słonecznego (R p), część wychodzącą wyznacza promieniowanie atmosferyczne uciekające w przestrzeń kosmiczną (E a):

R b = mi ef - mi za + R p

Bilans promieniowania atmosfery jest ujemny, a bilans promieniowania powierzchniowego jest dodatni. Całkowity bilans promieniowania atmosfery i powierzchni ziemi wynosi zero, tj. Ziemia znajduje się w stanie równowagi promienistej.

Bilans cieplny – algebraiczna suma strumieni ciepła docierających do powierzchni ziemi w postaci bilansu radiacyjnego i opuszczających ją. Składa się z bilansu cieplnego powierzchni i atmosfery. W wchodzącej części bilansu cieplnego powierzchni ziemi znajduje się bilans radiacyjny, w części wychodzącej następuje wydatek ciepła na parowanie, na ogrzanie atmosfery z Ziemi, na ogrzanie gleby. Ciepło wykorzystywane jest także do fotosyntezy. Tworzenie się gleby, ale koszty te nie przekraczają 1%. Należy zauważyć, że nad oceanami występuje większe zużycie ciepła na parowanie, w tropikalnych szerokościach geograficznych - na ogrzewanie atmosfery.

W bilansie cieplnym atmosfery część przychodzącą stanowi ciepło wydzielane podczas kondensacji pary wodnej i przenoszone z powierzchni do atmosfery; natężenie przepływu składa się z ujemnego bilansu promieniowania. Bilans cieplny powierzchni ziemi i atmosfery wynosi zero, tj. Ziemia znajduje się w stanie równowagi termicznej.

Reżim termiczny powierzchni ziemi.

Powierzchnia ziemi jest ogrzewana bezpośrednio przez promienie słoneczne, z których ogrzewana jest atmosfera. Nazywa się powierzchnię, która odbiera i oddaje ciepło powierzchnia czynna . W reżimie temperatury powierzchni rozróżnia się dzienne i roczne wahania temperatury. Dzienne wahania temperatur powierzchni – zmiana temperatury powierzchni w ciągu dnia. Dobowa zmienność temperatur powierzchni lądów (suchych i pozbawionych roślinności) charakteryzuje się jednym maksimum około godziny 13:00 i minimum przed wschodem słońca. Maksymalne temperatury powierzchni lądu w ciągu dnia mogą sięgać 80 0 C w strefie podzwrotnikowej i około 60 0 C w umiarkowanych szerokościach geograficznych.

Nazywa się różnicę między maksymalną i minimalną dzienną temperaturą powierzchni dzienny zakres temperatur. Dzienna amplituda temperatury może osiągnąć latem 40 0 ​​C, zimą dzienna amplituda temperatury jest najmniejsza – do 10 0 C.

Roczne wahania temperatury powierzchni – zmiana średniej miesięcznej temperatury powierzchni w ciągu roku jest zdeterminowana przebiegiem promieniowania słonecznego i zależna od szerokości geograficznej miejsca. W umiarkowanych szerokościach geograficznych maksymalną temperaturę powierzchni lądu obserwuje się w lipcu, minimalną w styczniu; na oceanie maksima i minima są opóźnione o miesiąc.

Roczny zakres temperatur powierzchni równa różnicy między maksymalną i minimalną średnią temperaturą miesięczną; wzrasta wraz ze wzrostem szerokości geograficznej, co można wytłumaczyć rosnącymi wahaniami promieniowania słonecznego. Roczna amplituda temperatur osiąga największe wartości na kontynentach; na oceanach i wybrzeżach jest ich znacznie mniej. Najmniejszą roczną amplitudę temperatury obserwuje się na szerokościach równikowych (2-3 0), największą na subarktycznych szerokościach geograficznych na kontynentach (ponad 60 0).

Reżim termiczny atmosfery. Powietrze atmosferyczne jest lekko podgrzewane bezpośrednio przez promienie słoneczne. Ponieważ powłoka powietrzna swobodnie przepuszcza promienie słoneczne. Atmosfera jest podgrzewana przez znajdującą się pod nią powierzchnię. Ciepło oddawane jest do atmosfery na drodze konwekcji, adwekcji i kondensacji pary wodnej. Warstwy powietrza nagrzane przez glebę stają się lżejsze i unoszą się do góry, natomiast zimniejsze, a więc i cięższe, opadają w dół. W wyniku termicznego konwekcja Wysokie warstwy powietrza nagrzewają się. Drugi proces wymiany ciepła to adwekcja– poziomy przepływ powietrza. Rolą adwekcji jest przenoszenie ciepła z niskich do wysokich szerokości geograficznych, w sezonie zimowym ciepło przenoszone jest z oceanów na kontynenty. Kondensacja pary wodnej- ważny proces polegający na przekazywaniu ciepła do wysokich warstw atmosfery - podczas parowania ciepło jest odbierane z powierzchni parowania, podczas skraplania w atmosferze ciepło to jest uwalniane.

Temperatura spada wraz z wysokością. Nazywa się zmianę temperatury powietrza na jednostkę odległości pionowy gradient temperatury, średnio wynosi 0,6 0 na 100 m. Jednocześnie przebieg tego spadku w poszczególnych warstwach troposfery jest różny: 0,3-0,4 0 do wysokości 1,5 km; 0,5-0,6 – pomiędzy wysokościami 1,5-6 km; 0,65-0,75 – od 6 do 9 km i 0,5-0,2 – od 9 do 12 km. W warstwie gruntu (o grubości 2 m) nachylenia, przeliczone na 100 m, obliczane są w setkach stopni. We wznoszącym się powietrzu temperatura zmienia się adiabatycznie. Proces adiabatyczny – proces zmiany temperatury powietrza podczas jego ruchu pionowego bez wymiany ciepła z otoczeniem (w jednej masie, bez wymiany ciepła z innymi ośrodkami).

Często obserwuje się wyjątki w opisanym pionowym rozkładzie temperatur. Zdarza się, że górne warstwy powietrza są cieplejsze niż dolne warstwy przylegające do ziemi. Zjawisko to nazywa się inwersja temperatury (temperatura rośnie wraz z wysokością) . Najczęściej inwersja jest konsekwencją silnego ochłodzenia powierzchniowej warstwy powietrza, spowodowanego silnym ochłodzeniem powierzchni ziemi w pogodne, spokojne noce, głównie zimą. W nierównym terenie masy zimnego powietrza powoli przepływają wzdłuż zboczy i zatrzymują się w basenach, zagłębieniach itp. Inwersje mogą również powstać, gdy masy powietrza przemieszczają się z obszarów ciepłych do zimnych, ponieważ gdy ogrzane powietrze przepływa na zimną powierzchnię, jego dolne warstwy zauważalnie się ochładzają (inwersja sprężania).

Dobowe i roczne wahania temperatury powietrza.

Dzienna zmiana temperatury powietrza nazywa się zmianą temperatury powietrza w ciągu dnia - na ogół odzwierciedla przebieg temperatury powierzchni ziemi, ale momenty nadejścia maksimów i minimów są nieco opóźnione, maksimum występuje o godzinie 14:00, minimum po wschód słońca.

Dzienny zakres temperatur powietrza (różnica pomiędzy maksymalną i minimalną temperaturą powietrza w ciągu dnia) jest wyższa na lądzie niż nad oceanem; zmniejsza się podczas przenoszenia na duże szerokości geograficzne (najwyższe na pustyniach tropikalnych - do 40 0 ​​​​C) i wzrasta w miejscach o gołej glebie. Dobowa amplituda temperatury powietrza jest jednym ze wskaźników kontynentalności klimatu. Na pustyniach jest znacznie większa niż na obszarach o klimacie morskim.

Roczne wahania temperatury powietrza (zmiana średniej miesięcznej temperatury w ciągu roku) zdeterminowana jest przede wszystkim szerokością geograficzną danego miejsca. Roczny zakres temperatur powietrza - różnica pomiędzy maksymalną i minimalną średnią temperaturą miesięczną.

Rozkład geograficzny temperatury powietrza pokazano za pomocą izoterma – linie łączące punkty na mapie o tej samej temperaturze. Rozkład temperatury powietrza jest strefowy, izotermy roczne mają zazwyczaj zasięg subrównoleżnikowy i odpowiadają rocznemu rozkładowi bilansu promieniowania.

Średnio w ciągu roku najcieplejszy równoleżnik znajduje się na 10 0 N szerokości geograficznej. o temperaturze 27 0 C – to jest równik termiczny. Latem równik termiczny przesuwa się na 20 0 N szerokości geograficznej, zimą zbliża się do równika na 5 0 N szerokości geograficznej. Przesunięcie równika termicznego na Terytorium Północnym tłumaczy się faktem, że na Terytorium Północnym obszar lądowy położony na niskich szerokościach geograficznych jest większy w porównaniu z UP i panują tam wyższe temperatury przez cały rok.

1. Czym jest promieniowanie słoneczne? W jakich jednostkach się to mierzy? Od czego zależy jego wielkość?

Całkowita ilość energii promieniowania wysyłanej przez Słońce nazywana jest promieniowaniem słonecznym i zwykle wyrażana jest w kaloriach lub dżulach na centymetr kwadratowy na minutę. Promieniowanie słoneczne rozkłada się nierównomiernie na całej Ziemi. To zależy:

Z gęstości i wilgotności powietrza - im są wyższe, tym mniej promieniowania otrzymuje powierzchnia ziemi;

W zależności od szerokości geograficznej obszaru ilość promieniowania wzrasta od biegunów do równika. Ilość bezpośredniego promieniowania słonecznego zależy od długości drogi, jaką promienie słoneczne pokonują atmosferę. Kiedy Słońce znajduje się w zenicie (kąt padania promieni wynosi 90°), jego promienie uderzają w Ziemię najkrótszą drogą i intensywnie oddają swoją energię na niewielkim obszarze;

Z rocznego i codziennego ruchu Ziemi - na średnich i wysokich szerokościach geograficznych dopływ promieniowania słonecznego różni się znacznie w zależności od pory roku, co wiąże się ze zmianami południowej wysokości Słońca i długości dnia;

Charakter powierzchni ziemi - im jaśniejsza powierzchnia, tym więcej światła słonecznego odbija.

2. Na jakie rodzaje promieniowania słonecznego dzielimy się?

Wyróżnia się następujące rodzaje promieniowania słonecznego: Promieniowanie docierające do powierzchni ziemi składa się z promieniowania bezpośredniego i rozproszonego. Promieniowanie docierające na Ziemię bezpośrednio ze Słońca w postaci bezpośredniego światła słonecznego pod bezchmurnym niebem nazywa się bezpośrednim. Przenosi najwięcej ciepła i światła. Gdyby nasza planeta nie miała atmosfery, powierzchnia Ziemi otrzymywałaby jedynie bezpośrednie promieniowanie. Jednak przechodząc przez atmosferę, około jedna czwarta promieniowania słonecznego jest rozpraszana przez cząsteczki gazu i zanieczyszczenia i odchyla się od bezpośredniej ścieżki. Część z nich dociera do powierzchni Ziemi, tworząc rozproszone promieniowanie słoneczne. Dzięki promieniowaniu rozproszonemu światło dociera do miejsc, do których nie dociera bezpośrednie światło słoneczne (promieniowanie bezpośrednie). Promieniowanie to wytwarza światło dzienne i nadaje kolor niebu.

3. Dlaczego podaż promieniowania słonecznego zmienia się w zależności od pory roku?

Rosja w większości położona jest w umiarkowanych szerokościach geograficznych, pomiędzy zwrotnikami a kołem podbiegunowym; na tych szerokościach geograficznych Słońce wschodzi i zachodzi codziennie, ale nigdy nie znajduje się w zenicie. Ze względu na to, że kąt nachylenia Ziemi nie zmienia się podczas jej obrotu wokół Słońca, w różnych porach roku ilość napływającego ciepła w umiarkowanych szerokościach geograficznych jest różna i zależy od kąta Słońca nad horyzontem. Zatem na szerokości 450 max kąt padania promieni słonecznych (22 czerwca) wynosi około 680, a min (22 grudnia) około 220. Im niższy kąt padania promieni słonecznych, tym mniej ciepła emitują przynoszą, dlatego też występują znaczne różnice sezonowe w odbiorze promieniowania słonecznego w różnych porach roku: zima, wiosna, lato, jesień.

4. Dlaczego konieczna jest znajomość wysokości Słońca nad horyzontem?

Wysokość Słońca nad horyzontem determinuje ilość ciepła docierającego do Ziemi, dlatego istnieje bezpośredni związek pomiędzy kątem padania promieni słonecznych a ilością promieniowania słonecznego docierającego do powierzchni Ziemi. Ogólnie rzecz biorąc, od równika do biegunów zmniejsza się kąt padania promieni słonecznych, w wyniku czego od równika do biegunów zmniejsza się ilość promieniowania słonecznego. Zatem znając wysokość Słońca nad horyzontem, możesz dowiedzieć się, ile ciepła dociera do powierzchni ziemi.

5. Wybierz poprawną odpowiedź. Całkowita ilość promieniowania docierającego do powierzchni Ziemi nazywana jest: a) promieniowaniem pochłoniętym; b) całkowite promieniowanie słoneczne; c) promieniowanie rozproszone.

6. Wybierz poprawną odpowiedź. W miarę zbliżania się do równika ilość całkowitego promieniowania słonecznego: a) wzrasta; b) maleje; c) nie ulega zmianie.

7. Wybierz poprawną odpowiedź. Najwyższy współczynnik odbitego promieniowania to: a) śnieg; b) czarnoziem; c) piasek; d) woda.

8. Czy uważasz, że można się opalić w pochmurny letni dzień?

Całkowite promieniowanie słoneczne składa się z dwóch składników: rozproszonego i bezpośredniego. Jednocześnie promienie słoneczne, niezależnie od ich charakteru, niosą ze sobą promieniowanie ultrafioletowe, które wpływa na opaleniznę.

9. Korzystając z mapy przedstawionej na rycinie 36, określ całkowite promieniowanie słoneczne dla dziesięciu miast w Rosji. Jaki wniosek wyciągnąłeś?

Całkowite promieniowanie w różnych miastach Rosji:

Murmańsk: 10 kcal/cm2 rocznie;

Archangielsk: 30 kcal/cm2 rocznie;

Moskwa: 40 kcal/cm2 rocznie;

Trwała: 40 kcal/cm2 rocznie;

Kazań: 40 kcal/cm2 rocznie;

Czelabińsk: 40 kcal/cm2 rocznie;

Saratów: 50 kcal/cm2 rocznie;

Wołgograd: 50 kcal/cm2 rocznie;

Astrachań: 50 kcal/cm2 rocznie;

Rostów nad Donem: ponad 50 kcal/cm2 rocznie;

Ogólny schemat rozkładu promieniowania słonecznego jest następujący: im bliżej bieguna znajduje się obiekt (miasto), tym mniej promieniowania słonecznego pada na niego (miasto).

10. Opisz, jak różnią się pory roku w Twojej okolicy (warunki naturalne, życie ludzi, ich aktywność). W której porze roku życie jest najbardziej aktywne?

Złożony teren i duży zasięg z północy na południe pozwalają na wyróżnienie w regionie 3 stref, różniących się zarówno rzeźbą terenu, jak i charakterystyką klimatyczną: górsko-leśną, leśno-stepową i stepową. Klimat strefy górsko-leśnej jest chłodny i wilgotny. Warunki temperaturowe różnią się w zależności od topografii. Strefę tę charakteryzują krótkie, chłodne lata i długie, śnieżne zimy. Stała pokrywa śnieżna tworzy się w okresie od 25 października do 5 listopada i utrzymuje się do końca kwietnia, a w niektórych latach pokrywa śnieżna utrzymuje się do 10-15 maja. Najzimniejszym miesiącem jest styczeń. Średnia temperatura w zimie wynosi minus 15-16°C, absolutne minimum to 44-48°C. Najcieplejszym miesiącem jest lipiec ze średnią temperaturą powietrza plus 15-17°C, absolutna maksymalna temperatura powietrza latem w obszar ten osiągnął plus 37-38 ° C. Klimat strefy leśno-stepowej jest ciepły, z dość mroźnymi i śnieżnymi zimami. Średnia temperatura stycznia wynosi minus 15,5-17,5°C, absolutna minimalna temperatura powietrza osiągnęła minus 42-49°C. Średnia temperatura powietrza w lipcu wynosi plus 18-19°C. Absolutna maksymalna temperatura wynosi plus 42,0°C. Klimat strefy stepowej jest bardzo ciepło i sucho. Zima jest tutaj mroźna, z silnymi mrozami i burzami śnieżnymi, które występują przez 40-50 dni, powodując duże przenoszenie śniegu. Średnia temperatura stycznia wynosi minus 17-18° C. W ostre zimy minimalna temperatura powietrza spada do minus 44-46° C.

Ziemia otrzymuje od Słońca 1,36*10,24 kal ciepła rocznie. W porównaniu z tą ilością energii pozostała ilość energii promieniowania docierającej do powierzchni Ziemi jest znikoma. Zatem energia promieniowania gwiazd to sto milionowa część energii słonecznej, promieniowanie kosmiczne to dwie miliardowe, wewnętrzne ciepło Ziemi na jej powierzchni jest równe jednej pięciotysięcznej ciepła słonecznego.
Promieniowanie słoneczne - Promieniowanie słoneczne- jest głównym źródłem energii dla niemal wszystkich procesów zachodzących w atmosferze, hydrosferze i górnych warstwach litosfery.
Jednostką miary natężenia promieniowania słonecznego jest liczba kalorii ciepła pochłoniętych przez 1 cm2 absolutnie czarnej powierzchni prostopadłej do kierunku promieni słonecznych w ciągu 1 minuty (cal/cm2*min).

Przepływ energii promienistej ze Słońca docierającej do atmosfery ziemskiej jest bardzo stały. Jego intensywność nazywana jest stałą słoneczną (Io) i przyjmuje się, że średnio wynosi 1,88 kcal/cm2 min.
Wartość stałej słonecznej zmienia się w zależności od odległości Ziemi od Słońca i aktywności słonecznej. Jego wahania w ciągu roku kształtują się na poziomie 3,4-3,5%.
Gdyby promienie słoneczne padały pionowo w dowolne miejsce na powierzchni Ziemi, to przy braku atmosfery i przy stałej słonecznej wynoszącej 1,88 cal/cm2*min na każdy centymetr kwadratowy otrzymywane byłoby 1000 kcal rocznie. Ze względu na to, że Ziemia jest kulista, ilość ta zmniejsza się 4-krotnie, a 1 m2. cm otrzymuje średnio 250 kcal rocznie.
Ilość promieniowania słonecznego odbieranego przez powierzchnię zależy od kąta padania promieni.
Maksymalna ilość promieniowania odbierana jest przez powierzchnię prostopadłą do kierunku promieni słonecznych, ponieważ w tym przypadku cała energia jest rozprowadzana na obszarze o przekroju równym przekrojowi wiązki promieni - a. Kiedy ta sama wiązka promieni pada ukośnie, energia rozkłada się na większym obszarze (przekrój b), a na jednostkę powierzchni przypada jej mniej. Im mniejszy kąt padania promieni, tym mniejsze natężenie promieniowania słonecznego.
Zależność natężenia promieniowania słonecznego od kąta padania promieni wyraża wzór:

I1 = I0 * grzech h,

gdzie I0 jest natężeniem promieniowania słonecznego przy pionowym padaniu promieni. Poza atmosferą - stała słoneczna;
I1 to natężenie promieniowania słonecznego, gdy promienie słoneczne padają pod kątem h.
I1 jest tyle razy mniejsze od I0, ile przekrój a jest mniejszy od przekroju b.
Rysunek 27 pokazuje, że a/b = grzech A.
Kąt padania promieni słonecznych (wysokość Słońca) wynosi 90° tylko na szerokościach geograficznych od 23°27"N do 23°27"S. (tj. pomiędzy tropikami). Na innych szerokościach geograficznych jest to zawsze mniej niż 90° (tabela 8). W miarę zmniejszania się kąta padania promieni powinno zmniejszać się także natężenie promieniowania słonecznego docierającego do powierzchni na różnych szerokościach geograficznych. Ponieważ wysokość Słońca nie jest stała przez cały rok i w ciągu dnia, ilość ciepła słonecznego odbieranego przez powierzchnię stale się zmienia.

Ilość promieniowania słonecznego odbieranego przez powierzchnię jest bezpośrednio powiązana z w zależności od czasu ekspozycji na światło słoneczne.

W strefie równikowej poza atmosferą ilość ciepła słonecznego w ciągu roku nie podlega dużym wahaniom, natomiast na dużych szerokościach geograficznych wahania te są bardzo duże (patrz tabela 9). Zimą różnice w uzysku ciepła słonecznego pomiędzy wysokimi i niskimi szerokościami geograficznymi są szczególnie znaczące. Latem, w warunkach ciągłego oświetlenia, obszary polarne otrzymują maksymalną ilość ciepła słonecznego dziennie na Ziemi. W dniu przesilenia letniego na półkuli północnej jest ono o 36% wyższe niż dobowa ilość ciepła na równiku. Ale ponieważ długość dnia na równiku nie wynosi 24 godziny (jak w tym czasie na biegunie), ale 12 godzin, ilość promieniowania słonecznego w jednostce czasu na równiku pozostaje największa. Letnie maksimum dobowej ilości ciepła słonecznego, obserwowane w okolicach 40-50° szerokości geograficznej, wiąże się ze stosunkowo długą długością dnia (dłuższą niż w tym czasie na 10-20° szerokości geograficznej) i znaczną wysokością słońca. Różnice w ilości ciepła odbieranego przez obszary równikowe i polarne są mniejsze latem niż zimą.
Półkula południowa latem otrzymuje więcej ciepła niż półkula północna, zimą wręcz przeciwnie (pod wpływem zmian odległości Ziemi od Słońca). A gdyby powierzchnia obu półkul była całkowicie jednorodna, roczne amplitudy wahań temperatury na półkuli południowej byłyby większe niż na półkuli północnej.
Promieniowanie słoneczne w atmosferze ulega zmiany ilościowe i jakościowe.
Nawet idealna, sucha i czysta atmosfera pochłania i rozprasza promienie, zmniejszając intensywność promieniowania słonecznego. Osłabiający wpływ prawdziwej atmosfery zawierającej parę wodną i zanieczyszczenia stałe na promieniowanie słoneczne jest znacznie większy niż w przypadku atmosfery idealnej. Atmosfera (tlen, ozon, dwutlenek węgla, pył i para wodna) pochłania głównie promienie ultrafioletowe i podczerwone. Energia promienista Słońca pochłonięta przez atmosferę zamieniana jest na inne rodzaje energii: termiczną, chemiczną itp. Ogólnie rzecz biorąc, absorpcja osłabia promieniowanie słoneczne o 17-25%.
Cząsteczki gazów atmosferycznych rozpraszają promienie o stosunkowo krótkich falach - fioletowym, niebieskim. To właśnie wyjaśnia niebieski kolor nieba. Promienie o różnych długościach fal są równomiernie rozpraszane przez zanieczyszczenia. Dlatego gdy ich zawartość jest znaczna, niebo nabiera białawego odcienia.
Ze względu na rozproszenie i odbicie światła słonecznego przez atmosferę, w pochmurne dni obserwuje się światło dzienne, widoczne są obiekty w cieniu i zachodzi zjawisko zmierzchu.
Im dłuższa droga wiązki w atmosferze, tym większą grubość musi ona przejść i tym bardziej promieniowanie słoneczne jest tłumione. Dlatego wraz ze wzrostem wysokości wpływ atmosfery na promieniowanie maleje. Długość ścieżki światła słonecznego w atmosferze zależy od wysokości Słońca. Jeśli przyjmiemy, że długość ścieżki promienia słonecznego w atmosferze wynosi 90° (m), to zależność między wysokością Słońca a długością drogi promienia w atmosferze będzie taka, jak pokazano w tabeli . 10.

Ogólne tłumienie promieniowania w atmosferze na dowolnej wysokości Słońca można wyrazić wzorem Bouguera: Im= I0*pm, gdzie Im to natężenie promieniowania słonecznego na powierzchni Ziemi zmienione w atmosferze; I0 - stała słoneczna; m to droga wiązki w atmosferze; na wysokości Słońca wynoszącej 90° jest ona równa 1 (masa atmosfery), p jest współczynnikiem przezroczystości (liczba ułamkowa pokazująca, jaka część promieniowania dociera do powierzchni w m=1).
Na wysokości Słońca wynoszącej 90°, przy m=1, natężenie promieniowania słonecznego na powierzchni ziemi I1 jest p razy mniejsze niż Io, tj. I1=Io*p.
Jeżeli wysokość Słońca jest mniejsza niż 90°, wówczas m jest zawsze większe od 1. Droga promienia słonecznego może składać się z kilku odcinków, z których każdy jest równy 1. Natężenie promieniowania słonecznego na granicy między pierwszy (aa1) i drugi (a1a2) odcinek I1 jest oczywiście równy Io *p, natężenie promieniowania po przejściu drugiego odcinka I2=I1*p=I0 p*p=I0 p2; I3=I0p3 itd.

Przezroczystość atmosfery jest zmienna i zmienia się w różnych warunkach. Stosunek przezroczystości atmosfery rzeczywistej do przezroczystości atmosfery idealnej – współczynnik zmętnienia – jest zawsze większy niż jeden. Zależy to od zawartości pary wodnej i pyłu w powietrzu. Wraz ze wzrostem szerokości geograficznej współczynnik zmętnienia maleje: na szerokościach geograficznych od 0 do 20° N. w. wynosi średnio 4,6 na szerokościach geograficznych od 40 do 50° N. w. - 3,5, na szerokościach geograficznych od 50 do 60° N. w. - 2,8 i na szerokościach geograficznych od 60 do 80° N. w. - 2,0. W umiarkowanych szerokościach geograficznych współczynnik zmętnienia zimą jest mniejszy niż latem i mniejszy rano niż w ciągu dnia. Zmniejsza się wraz ze wzrostem. Im wyższy współczynnik zmętnienia, tym większe tłumienie promieniowania słonecznego.
Wyróżnić promieniowanie słoneczne bezpośrednie, rozproszone i całkowite.
Część promieniowania słonecznego przenikająca przez atmosferę na powierzchnię ziemi to promieniowanie bezpośrednie. Część promieniowania rozproszonego w atmosferze zamienia się w promieniowanie rozproszone. Całe promieniowanie słoneczne docierające do powierzchni ziemi, bezpośrednie i rozproszone, nazywane jest promieniowaniem całkowitym.
Stosunek promieniowania bezpośredniego do rozproszonego różni się znacznie w zależności od zachmurzenia, zapylenia atmosfery, a także od wysokości Słońca. Przy bezchmurnym niebie udział promieniowania rozproszonego nie przekracza 0,1%, przy zachmurzonym niebie promieniowanie rozproszone może być większe niż promieniowanie bezpośrednie.
Na małej wysokości Słońca całkowite promieniowanie składa się prawie wyłącznie z promieniowania rozproszonego. Przy wysokości Słońca wynoszącej 50° i bezchmurnym niebie udział promieniowania rozproszonego nie przekracza 10-20%.
Mapy średnich rocznych i miesięcznych wartości całkowitego promieniowania pozwalają dostrzec główne prawidłowości w jego rozmieszczeniu geograficznym. Roczne wartości całkowitego promieniowania rozkładają się głównie strefowo. Największą roczną ilość całkowitego promieniowania na Ziemi odbiera powierzchnia tropikalnych pustyń śródlądowych (Sahara Wschodnia i środkowa Arabia). Zauważalny spadek całkowitego promieniowania na równiku jest spowodowany dużą wilgotnością powietrza i ciężkimi chmurami. W Arktyce całkowite promieniowanie wynosi 60–70 kcal/cm2 rocznie; na Antarktydzie, ze względu na częstą częstotliwość pogodnych dni i większą przejrzystość atmosfery, jest nieco wyższa.

W czerwcu półkula północna, a zwłaszcza śródlądowe regiony tropikalne i subtropikalne, otrzymują największe ilości promieniowania. Ilość promieniowania słonecznego docierającego do powierzchni w umiarkowanych i polarnych szerokościach geograficznych półkuli północnej różni się nieznacznie, głównie ze względu na długą długość dnia w obszarach polarnych. Podział na strefy w rozkładzie całkowitego promieniowania powyżej. kontynenty na półkuli północnej i na tropikalnych szerokościach geograficznych półkuli południowej prawie nie są wyrażone. Lepiej objawia się na półkuli północnej nad Oceanem i wyraźnie wyraża się w pozatropikalnych szerokościach geograficznych półkuli południowej. W pobliżu południowego koła polarnego całkowite promieniowanie słoneczne zbliża się do 0.
W grudniu największe ilości promieniowania docierają do półkuli południowej. Wysoko położona powierzchnia lodowa Antarktydy, charakteryzująca się dużą przezroczystością powietrza, otrzymuje w czerwcu znacznie więcej całkowitego promieniowania niż powierzchnia Arktyki. Na pustyniach (Kalahari, Wielka Australijska) jest dużo upałów, jednak ze względu na większy oceaniczny charakter półkuli południowej (wpływ dużej wilgotności powietrza i zachmurzenia) ilość ciepła jest tu nieco mniejsza niż w czerwcu o godz. tych samych szerokościach geograficznych półkuli północnej. Na równikowych i tropikalnych szerokościach geograficznych półkuli północnej całkowite promieniowanie zmienia się stosunkowo niewiele, a strefowość w jego rozmieszczeniu jest wyraźnie wyrażona tylko na północ od północnego zwrotnika. Wraz ze wzrostem szerokości geograficznej całkowite promieniowanie maleje dość szybko, jego izolinia zerowa leży nieco na północ od koła podbiegunowego.
Całkowite promieniowanie słoneczne docierające do powierzchni Ziemi jest częściowo odbijane z powrotem do atmosfery. Nazywa się stosunek ilości promieniowania odbitego od powierzchni do ilości promieniowania padającego na tę powierzchnię albedo. Albedo charakteryzuje współczynnik odbicia powierzchni.
Albedo powierzchni ziemi zależy od jej stanu i właściwości: koloru, wilgotności, szorstkości itp. Największy współczynnik odbicia światła (85-95%) ma świeżo spadły śnieg. Spokojna powierzchnia wody, gdy promienie słoneczne padają na nią pionowo, odbija tylko 2-5%, a gdy słońce jest nisko, prawie wszystkie promienie padają na nią (90%). Albedo suchego czarnoziemu – 14%, mokrego – 8, leśnego – 10-20, roślinności łąkowej – 18-30, piaszczystej powierzchni pustynnej – 29-35, powierzchni lodu morskiego – 30-40%.
Duże albedo powierzchni lodu, zwłaszcza pokrytego świeżo spadłym śniegiem (do 95%), jest przyczyną niskich temperatur w rejonach polarnych w okresie letnim, kiedy napływ tam znacznego promieniowania słonecznego.
Promieniowanie z powierzchni Ziemi i atmosfery. Każde ciało o temperaturze wyższej od zera absolutnego (wyższej niż minus 273°) emituje energię promieniującą. Całkowita emisyjność ciała doskonale czarnego jest proporcjonalna do czwartej potęgi jego temperatury bezwzględnej (T):
E = σ*T4 kcal/cm2 na minutę (prawo Stefana-Boltzmanna), gdzie σ jest stałym współczynnikiem.
Im wyższa temperatura ciała emitującego, tym krótsza długość fali emitowanych promieni nm. Gorące Słońce wysyła w przestrzeń kosmiczną promieniowanie krótkofalowe. Powierzchnia ziemi pochłaniając krótkofalowe promieniowanie słoneczne nagrzewa się i staje się także źródłem promieniowania (promieniowanie ziemskie). Ale ponieważ temperatura powierzchni ziemi nie przekracza kilkudziesięciu stopni, tak jest promieniowanie długofalowe, niewidoczne.
Promieniowanie ziemskie jest w dużej mierze zatrzymywane przez atmosferę (para wodna, dwutlenek węgla, ozon), ale promienie o długości fali 9-12 mikronów swobodnie uciekają poza atmosferę, przez co Ziemia traci część swojego ciepła.
Atmosfera, pochłaniając część przechodzącego przez nią promieniowania słonecznego i ponad połowę promieniowania ziemskiego, sama wypromieniowuje energię zarówno w przestrzeń kosmiczną, jak i na powierzchnię ziemi. Promieniowanie atmosferyczne skierowane w stronę powierzchni Ziemi w stronę Ziemi nazywa się przeciwdziałanie promieniowaniu. Promieniowanie to, podobnie jak promieniowanie ziemskie, jest długofalowe i niewidzialne.
W atmosferze występują dwa strumienie promieniowania długofalowego – promieniowanie z powierzchni Ziemi i promieniowanie z atmosfery. Różnica między nimi, która określa rzeczywistą utratę ciepła przez powierzchnię ziemi, nazywa się skuteczne promieniowanie. Im wyższa temperatura powierzchni emitującej, tym większe efektywne promieniowanie. Wilgotność powietrza zmniejsza promieniowanie efektywne, a chmury znacznie je zmniejszają.
Największe roczne ilości efektywnego promieniowania obserwuje się na pustyniach tropikalnych – 80 kcal/cm2 rocznie – ze względu na wysokie temperatury powierzchni, suche powietrze i czyste niebo. Na równiku, przy dużej wilgotności powietrza, efektywne promieniowanie wynosi tylko około 30 kcal/cm2 rocznie, a jego wartość dla lądu i oceanu różni się bardzo nieznacznie. Najniższe efektywne promieniowanie w regionach polarnych. W umiarkowanych szerokościach geograficznych powierzchnia Ziemi traci około połowę ilości ciepła, jakie otrzymuje w wyniku absorpcji całkowitego promieniowania.
Zdolność atmosfery do przenoszenia krótkofalowego promieniowania słonecznego (promieniowania bezpośredniego i rozproszonego) oraz zatrzymywania promieniowania długofalowego z Ziemi nazywana jest efektem cieplarnianym. Dzięki efektowi cieplarnianemu średnia temperatura powierzchni Ziemi wynosi +16°, w przypadku braku atmosfery wynosiłaby -22° (38° niższa).
Bilans promieniowania (promieniowanie resztkowe). Powierzchnia ziemi jednocześnie odbiera promieniowanie i uwalnia je. Na napływ promieniowania składa się całkowite promieniowanie słoneczne i przeciwpromieniowanie z atmosfery. Zużycie to odbicie światła słonecznego od powierzchni (albedo) i promieniowanie własne powierzchni ziemi. Różnica między promieniowaniem przychodzącym i wychodzącym - bilans promieniowania, Lub promieniowanie resztkowe. Wartość bilansu promieniowania określa równanie

R = Q*(1-α) - I,

gdzie Q jest całkowitym promieniowaniem słonecznym docierającym na jednostkę powierzchni; α - albedo (ułamek); I - promieniowanie efektywne.
Jeżeli dochód jest większy od przepływu, bilans promieniowania jest dodatni, jeśli dochód jest mniejszy od przepływu, bilans jest ujemny. W nocy na wszystkich szerokościach geograficznych bilans promieniowania jest ujemny, w dzień przed południem wszędzie, z wyjątkiem wysokich szerokości geograficznych, w zimie; po południu znowu negatywny. Średnio dziennie bilans promieniowania może być dodatni lub ujemny (Tabela 11).


Mapa rocznych sum bilansu promieniowania powierzchni Ziemi pokazuje gwałtowną zmianę położenia izolinii w miarę przemieszczania się z lądu do oceanu. Z reguły bilans radiacyjny powierzchni oceanu przewyższa bilans radiacyjny lądu (wpływ albedo i promieniowania efektywnego). Rozkład bilansu promieniowania jest na ogół strefowy. Na Oceanie w tropikalnych szerokościach geograficznych roczne wartości bilansu promieniowania sięgają 140 kcal/cm2 (Morze Arabskie) i nie przekraczają 30 kcal/cm2 na granicy pływającego lodu. Odchylenia od strefowego rozkładu bilansu radiacyjnego na Oceanie są nieznaczne i spowodowane są rozkładem zachmurzenia.
Na lądzie w szerokościach równikowych i tropikalnych roczne wartości bilansu promieniowania wahają się od 60 do 90 kcal/cm2 w zależności od warunków wilgotnościowych. Największe roczne sumy bilansu promieniowania obserwuje się na obszarach, gdzie albedo i promieniowanie efektywne są stosunkowo niskie (lasy tropikalne, sawanny). Ich wartości są najniższe w obszarach bardzo wilgotnych (duże zachmurzenie) i bardzo suchych (wysokie efektywne promieniowanie). W umiarkowanych i wysokich szerokościach geograficznych roczna wartość bilansu promieniowania maleje wraz ze wzrostem szerokości geograficznej (efekt spadku całkowitego promieniowania).
Roczne ilości bilansu promieniowania w centralnych obszarach Antarktydy są ujemne (kilka kalorii na 1 cm2). W Arktyce wartości tych wielkości są bliskie zeru.
W lipcu bilans promieniowania powierzchni Ziemi na znacznej części półkuli południowej jest ujemny. Linia równowagi zerowej przebiega pomiędzy 40 a 50° S. w. Najwyższą wartość bilansu promieniowania osiąga się na powierzchni Oceanu w tropikalnych szerokościach geograficznych półkuli północnej oraz na powierzchni niektórych mórz śródlądowych, np. Morza Czarnego (14-16 kcal/cm2 miesięcznie).
W styczniu linia równowagi zerowej znajduje się pomiędzy 40 a 50° N. w. (nad oceanami wznosi się nieco na północ, nad kontynentami schodzi na południe). Znaczna część półkuli północnej ma ujemny bilans promieniowania. Najwyższe wartości bilansu promieniowania występują w tropikalnych szerokościach geograficznych półkuli południowej.
Średnio w roku bilans promieniowania powierzchni Ziemi jest dodatni. W tym przypadku temperatura powierzchni nie wzrasta, ale pozostaje w przybliżeniu stała, co można wytłumaczyć jedynie ciągłym zużyciem nadmiaru ciepła.
Bilans radiacyjny atmosfery składa się z pochłoniętego przez nią promieniowania słonecznego i ziemskiego z jednej strony oraz promieniowania atmosferycznego z drugiej. Jest zawsze ujemny, ponieważ atmosfera pochłania tylko niewielką część promieniowania słonecznego i emituje prawie tyle samo, co powierzchnia.
Bilans promieniowania powierzchni i atmosfery jako całości dla całej Ziemi w ciągu roku wynosi średnio zero, ale na różnych szerokościach geograficznych może być zarówno dodatni, jak i ujemny.
Konsekwencją takiego rozkładu bilansu radiacyjnego powinno być przekazywanie ciepła w kierunku od równika do biegunów.
Bilans cieplny. Bilans promieniowania jest najważniejszym składnikiem bilansu cieplnego. Równanie bilansu ciepła powierzchniowego pokazuje, w jaki sposób przychodząca energia promieniowania słonecznego jest przekształcana na powierzchni ziemi:

gdzie R jest bilansem promieniowania; LE – zużycie ciepła na parowanie (L – ciepło utajone parowania, E – parowanie);
P - turbulentna wymiana ciepła pomiędzy powierzchnią a atmosferą;
A - wymiana ciepła pomiędzy powierzchnią a znajdującymi się pod nią warstwami gleby lub wody.
Bilans radiacyjny powierzchni uznaje się za dodatni, jeśli promieniowanie pochłonięte przez powierzchnię przekracza straty ciepła, i za ujemny, jeśli ich nie uzupełnia. Wszystkie pozostałe składniki bilansu cieplnego uważa się za dodatnie, jeżeli powodują utratę ciepła z powierzchni (o ile odpowiadają zużyciu ciepła). Ponieważ. wszystkie składniki równania mogą się zmieniać, równowaga cieplna jest stale zakłócana i przywracana na nowo.
Omówione powyżej równanie bilansu ciepła powierzchniowego jest przybliżone, ponieważ nie uwzględnia pewnych drobnych, ale w określonych warunkach czynników, które stają się ważne, na przykład uwalnianie ciepła podczas zamrażania, jego zużycie do rozmrażania itp.
Bilans cieplny atmosfery składa się z bilansu radiacyjnego atmosfery Ra, ciepła pochodzącego z powierzchni, Pa, ciepła uwalnianego w atmosferze podczas kondensacji, LE oraz poziomego przenoszenia ciepła (adwekcji) Aa. Bilans promieniowania atmosfery jest zawsze ujemny. Dopływ ciepła w wyniku kondensacji wilgoci i wielkość turbulentnego przenoszenia ciepła są dodatnie. Adwekcja ciepła prowadzi średnio w roku do jego przenoszenia z niskich do wysokich szerokości geograficznych, co oznacza utratę ciepła na niskich szerokościach geograficznych i zysk ciepła na dużych szerokościach geograficznych. W wyprowadzeniu długoterminowym bilans cieplny atmosfery można wyrazić równaniem Ra=Pa+LE.
Bilans cieplny powierzchni i atmosfery jako całości wynosi średnio długoterminowo 0 (ryc. 35).

Ilość promieniowania słonecznego docierającego do atmosfery w ciągu roku (250 kcal/cm2) przyjmuje się jako 100%. Promieniowanie słoneczne przenikające do atmosfery częściowo odbija się od chmur i wraca poza atmosferę – 38%, częściowo jest pochłaniane przez atmosferę – 14%, a częściowo w postaci bezpośredniego promieniowania słonecznego dociera do powierzchni ziemi – 48%. Z 48%, które docierają do powierzchni, 44% zostaje przez nią pochłonięte, a 4% zostaje odbite. Zatem albedo Ziemi wynosi 42% (38+4).
Promieniowanie pochłonięte przez powierzchnię ziemi jest zużywane w następujący sposób: 20% jest tracone na promieniowanie efektywne, 18% na parowanie z powierzchni, 6% na ogrzewanie powietrza podczas turbulentnej wymiany ciepła (łącznie 24%). Zużycie ciepła przez powierzchnię równoważy jego przybycie. Ciepło odbierane przez atmosferę (14% bezpośrednio od Słońca, 24% z powierzchni Ziemi) wraz z efektywnym promieniowaniem Ziemi kierowane jest w przestrzeń kosmiczną. Albedo Ziemi (42%) i promieniowanie (58%) równoważą dopływ promieniowania słonecznego do atmosfery.

Promieniowania słonecznego

Promieniowania słonecznego

promieniowanie elektromagnetyczne emitowane przez Słońce i przedostające się do atmosfery ziemskiej. Długości fal promieniowania słonecznego skupiają się w zakresie od 0,17 do 4 µm z max. przy długości fali 0,475 µm. OK. 48% energii promieniowania słonecznego przypada na widzialną część widma (długość fali od 0,4 do 0,76 mikrona), 45% na podczerwień (powyżej 0,76 mikrona), a 7% na ultrafiolet (poniżej 0,4 µm). Głównym czynnikiem jest promieniowanie słoneczne źródło energii dla procesów zachodzących w atmosferze, oceanie, biosferze itp. Mierzy się ją np. w jednostkach energii na jednostkę powierzchni na jednostkę czasu. W/m². W środę promieniowanie słoneczne w górnej granicy atmosfery. nazywa się odległość Ziemi od Słońca stała słoneczna i wynosi ok. 1382 W/m². Promieniowanie słoneczne przechodząc przez atmosferę ziemską zmienia intensywność i skład widmowy w wyniku absorpcji i rozpraszania na cząsteczkach powietrza, zanieczyszczeniach gazowych i aerozolu. Na powierzchni Ziemi widmo promieniowania słonecznego ogranicza się do 0,29–2,0 µm, a jego natężenie ulega znacznemu zmniejszeniu w zależności od zawartości zanieczyszczeń, wysokości nad poziomem morza oraz zachmurzenia. Do powierzchni Ziemi dociera promieniowanie bezpośrednie, osłabione podczas przechodzenia przez atmosferę, a także promieniowanie rozproszone, powstałe w wyniku rozproszenia linii prostej w atmosferze. Część bezpośredniego promieniowania słonecznego odbija się od powierzchni ziemi i chmur i trafia w przestrzeń kosmiczną; rozproszone promieniowanie również częściowo ucieka w przestrzeń kosmiczną. Pozostała część promieniowania słonecznego to głównie zamienia się w ciepło, ogrzewając powierzchnię ziemi i częściowo powietrze. Promieniowanie słoneczne, tj. jest jednym z głównych. składniki bilansu radiacyjnego.

Geografia. Nowoczesna ilustrowana encyklopedia. - M.: Rosman. Pod redakcją prof. A. P. Gorkina. 2006 .

Zobacz, co oznacza „promieniowanie słoneczne” w innych słownikach:

Promieniowanie elektromagnetyczne i korpuskularne Słońca. Promieniowanie elektromagnetyczne obejmuje zakres długości fal od promieniowania gamma do fal radiowych, jego maksimum energii przypada na widzialną część widma. Korpuskularny składnik Słońca... ... Wielki słownik encyklopedyczny

Promieniowanie słoneczne- Całkowity przepływ promieniowania elektromagnetycznego emitowanego przez Słońce i padającego na Ziemię... Słownik geografii

Termin ten ma inne znaczenia, patrz Promieniowanie (znaczenia). W artykule brakuje linków do źródeł informacji. Informacje muszą być weryfikowalne, w przeciwnym razie mogą zostać zakwestionowane... Wikipedia

Źródłem wszystkich procesów zachodzących na powierzchni globu, czymkolwiek by nie były, jest energia słoneczna. Czy badane są procesy czysto mechaniczne, procesy chemiczne w powietrzu, wodzie, glebie, procesy fizjologiczne lub cokolwiek innego... ... Słownik encyklopedyczny F.A. Brockhausa i I.A. Efrona

Promieniowanie elektromagnetyczne i korpuskularne Słońca. Promieniowanie elektromagnetyczne obejmuje zakres długości fal od promieniowania gamma do fal radiowych, jego maksimum energii przypada na widzialną część widma. Korpuskularny składnik Słońca... ... słownik encyklopedyczny

Promieniowanie słoneczne- Saulės spinduliuotė statusas T sritis fizika atitikmenys: engl. promieniowanie słoneczne vok. Sonnenstrahlung, f rus. promieniowanie słoneczne, n; promieniowanie słoneczne, f; promieniowanie słoneczne, n pranc. rayonnement solaire, m … Fizikos terminų žodynas

Promieniowanie słoneczne- 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, radijo bang ų, gama kvantų ir… … Ekologijos terminų aiškinamasis žodynas

Promieniowanie Słońca o charakterze elektromagnetycznym i korpuskularnym. S. r. główne źródło energii dla większości procesów zachodzących na Ziemi. Corpuscular S. r. składa się głównie z protonów, które w pobliżu Ziemi poruszają się z prędkościami 300–1500… … Wielka encyklopedia radziecka

E-mail mag. i promieniowanie korpuskularne Słońca. E-mail mag. promieniowanie obejmuje zakres długości fal, od promieniowania gamma po fale radiowe, czyli jego energię. maksimum przypada na widzialną część widma. Składnik korpuskularny S. r. składa się z rozdz. przyr. z… … Naturalna nauka. słownik encyklopedyczny

bezpośrednie promieniowanie słoneczne- Promieniowanie słoneczne pochodzące bezpośrednio z dysku słonecznego... Słownik geografii

Książki

• Promieniowanie słoneczne i klimat Ziemi, Fiodorow Walery Michajłowicz. W książce przedstawiono wyniki badań zmian nasłonecznienia Ziemi związanych z procesami niebiesko-mechanicznymi. Analizowane są zmiany o niskiej i wysokiej częstotliwości w klimacie słonecznym...

Źródła ciepła. Energia cieplna ma decydujące znaczenie w życiu atmosfery. Głównym źródłem tej energii jest Słońce. Jeśli chodzi o promieniowanie cieplne Księżyca, planet i gwiazd, jest ono na tyle nieistotne dla Ziemi, że praktycznie nie można go uwzględnić. Znacznie więcej energii cieplnej dostarcza ciepło wewnętrzne Ziemi. Według obliczeń geofizyków stały dopływ ciepła z wnętrza Ziemi powoduje wzrost temperatury powierzchni Ziemi o 0°,1. Ale taki dopływ ciepła jest wciąż tak mały, że nie ma potrzeby go brać pod uwagę. Zatem jedynym źródłem energii cieplnej na powierzchni Ziemi można uznać jedynie Słońce.

Promieniowania słonecznego. Słońce, którego temperatura fotosfery (powierzchni promieniującej) wynosi około 6000°, emituje energię w przestrzeń kosmiczną we wszystkich kierunkach. Część tej energii w postaci ogromnej wiązki równoległych promieni słonecznych uderza w Ziemię. Nazywa się energię słoneczną, która dociera do powierzchni Ziemi w postaci bezpośrednich promieni słonecznych bezpośrednie promieniowanie słoneczne. Ale nie całe promieniowanie słoneczne skierowane na Ziemię dociera do powierzchni Ziemi, ponieważ promienie słoneczne przechodzące przez grubą warstwę atmosfery są przez nią częściowo pochłaniane, częściowo rozpraszane przez cząsteczki i zawieszone cząsteczki powietrza, a niektóre odbijają się od chmur. Ta część energii słonecznej, która jest rozpraszana w atmosferze, nazywa się rozproszone promieniowanie. Rozproszone promieniowanie słoneczne przemieszcza się przez atmosferę i dociera do powierzchni Ziemi. Ten rodzaj promieniowania postrzegamy jako jednolite światło dzienne, kiedy Słońce jest całkowicie zakryte chmurami lub właśnie zniknęło za horyzontem.

Bezpośrednie i rozproszone promieniowanie słoneczne, które dotarło do powierzchni Ziemi, nie jest przez nią całkowicie pochłaniane. Część promieniowania słonecznego odbija się od powierzchni Ziemi z powrotem do atmosfery i tam zatrzymuje się w postaci strumienia promieni, tzw. odbite promieniowanie słoneczne.

Skład promieniowania słonecznego jest bardzo złożony, co jest związane z bardzo wysoką temperaturą promieniującej powierzchni Słońca. Tradycyjnie, w zależności od długości fali, widmo promieniowania słonecznego dzieli się na trzy części: ultrafiolet (η<0,4<μ видимую глазом (η od 0,4 μ do 0,76 μ) i część podczerwoną (η > 0,76 μ). Oprócz temperatury fotosfery słonecznej na skład promieniowania słonecznego na powierzchni Ziemi wpływa również absorpcja i rozpraszanie części promieni słonecznych przechodzących przez powłokę powietrzną Ziemi. Pod tym względem skład promieniowania słonecznego na górnej granicy atmosfery i na powierzchni Ziemi będzie inny. Na podstawie teoretycznych obliczeń i obserwacji ustalono, że na granicy atmosfery promieniowanie ultrafioletowe stanowi 5%, promienie widzialne – 52%, a podczerwone – 43%. Na powierzchni Ziemi (na wysokości Słońca wynoszącej 40°) promienie ultrafioletowe stanowią tylko 1%, promienie widzialne stanowią 40%, a promienie podczerwone stanowią 59%.

Intensywność promieniowania słonecznego. Przez intensywność bezpośredniego promieniowania słonecznego rozumie się ilość ciepła w kaloriach otrzymywanych w ciągu minuty. z energii promieniowania powierzchni Słońca w 1 cm2, położony prostopadle do promieni słonecznych.

Do pomiaru natężenia bezpośredniego promieniowania słonecznego stosuje się specjalne instrumenty - aktynometry i pirheliometry; Ilość rozproszonego promieniowania określa się za pomocą piranometru. Automatyczna rejestracja czasu trwania promieniowania słonecznego odbywa się za pomocą aktynografów i heliografów. Natężenie widmowe promieniowania słonecznego określa się za pomocą spektrobolografu.

Na granicy atmosfery, gdzie wykluczone jest działanie pochłaniające i rozpraszające ziemskiej powłoki powietrznej, natężenie bezpośredniego promieniowania słonecznego wynosi około 2 kał o 1 cm2 powierzchnie w ciągu 1 min. Ta ilość nazywa się stała słoneczna. Intensywność promieniowania słonecznego w 2 kał o 1 cm2 za 1 minutę dostarcza w ciągu roku tak dużą ilość ciepła, że ​​wystarczyłoby do stopienia warstwy lodu 35 M gruba, gdyby taka warstwa pokrywała całą powierzchnię ziemi.

Liczne pomiary natężenia promieniowania słonecznego dają podstawy do przypuszczenia, że ​​ilość energii słonecznej docierającej do górnej granicy atmosfery ziemskiej waha się o kilka procent. Oscylacje są okresowe i nieokresowe, najwyraźniej związane z procesami zachodzącymi na samym Słońcu.

Ponadto w ciągu roku następuje pewna zmiana natężenia promieniowania słonecznego ze względu na fakt, że Ziemia podczas swojego rocznego obrotu porusza się nie po okręgu, ale po elipsie, w jednym z ognisk, w którym znajduje się Słońce . Pod tym względem zmienia się odległość Ziemi od Słońca, a co za tym idzie, zmienia się intensywność promieniowania słonecznego. Największe natężenie obserwuje się około 3 stycznia, kiedy Ziemia znajduje się najbliżej Słońca, a najniższe około 5 lipca, kiedy Ziemia znajduje się w maksymalnej odległości od Słońca.

Z tego powodu wahania natężenia promieniowania słonecznego są bardzo małe i mogą mieć jedynie znaczenie teoretyczne. (Ilość energii przy maksymalnej odległości odnosi się do ilości energii przy minimalnej odległości jako 100:107, czyli różnica jest całkowicie pomijalna.)

Warunki naświetlania powierzchni globu. Już sam kulisty kształt Ziemi powoduje, że energia promieniowania Słońca rozkłada się na powierzchni Ziemi bardzo nierównomiernie. Zatem w dni równonocy wiosennej i jesiennej (21 marca i 23 września) dopiero na równiku w południe kąt padania promieni będzie wynosił 90° (ryc. 30), a w miarę zbliżania się do biegunów będzie zmniejszyć z 90 do 0°. Zatem,

jeśli na równiku ilość otrzymanego promieniowania przyjmie się jako 1, to na 60. równoleżniku zostanie wyrażona jako 0,5, a na biegunie będzie równa 0.

Kula ponadto porusza się codziennie i co roku, a oś Ziemi jest nachylona do płaszczyzny orbity pod kątem 66°,5. Z powodu tego nachylenia między płaszczyzną równika a płaszczyzną orbity powstaje kąt 23°30. Ta okoliczność powoduje, że kąty padania promieni słonecznych dla tych samych szerokości geograficznych będą się zmieniać w granicach 47° (23,5 + 23,5 ) .

W zależności od pory roku zmienia się nie tylko kąt padania promieni, ale także czas świecenia. Jeśli w krajach tropikalnych długość dnia i nocy jest w przybliżeniu taka sama o każdej porze roku, to w krajach polarnych jest zupełnie inaczej. Na przykład przy 70° N. w. latem Słońce nie zachodzi przez 65 dni na 80° N. sh. - 134, a na biegunie -186. Z tego powodu promieniowanie na biegunie północnym w dniu przesilenia letniego (22 czerwca) jest o 36% większe niż na równiku. Jeśli chodzi o całą letnią połowę roku, całkowita ilość ciepła i światła odbierana przez biegun jest tylko o 17% mniejsza niż na równiku. Zatem latem w krajach polarnych czas oświetlenia w dużej mierze rekompensuje brak promieniowania będący konsekwencją małego kąta padania promieni. W zimowej połowie roku obraz jest zupełnie inny: ilość promieniowania na tym samym biegunie północnym będzie równa 0. W efekcie w ciągu roku średnia ilość promieniowania na biegunie będzie o 2,4 mniejsza niż na biegunie równik. Z tego wszystkiego, co zostało powiedziane wynika, że ​​ilość energii słonecznej, którą Ziemia otrzymuje poprzez promieniowanie, zależy od kąta padania promieni i czasu trwania napromieniowania.

W przypadku braku atmosfery na różnych szerokościach geograficznych powierzchnia Ziemi otrzymywałaby dziennie następującą ilość ciepła wyrażoną w kaloriach na 1 cm2(patrz tabela na stronie 92).

Zwykle nazywa się rozkład promieniowania na powierzchni ziemi podany w tabeli klimat słoneczny. Powtarzamy, że taki rozkład promieniowania mamy tylko na górnej granicy atmosfery.

Osłabienie promieniowania słonecznego w atmosferze. Do tej pory mówiliśmy o warunkach dystrybucji ciepła słonecznego po powierzchni Ziemi, bez uwzględnienia atmosfery. Tymczasem atmosfera w tym przypadku ma ogromne znaczenie. Promieniowanie słoneczne przechodząc przez atmosferę ulega rozproszeniu, a ponadto absorpcji. Obydwa te procesy łącznie powodują znaczne tłumienie promieniowania słonecznego.

Promienie słoneczne przechodząc przez atmosferę najpierw doświadczają rozpraszania (dyfuzji). Rozpraszanie powstaje w wyniku tego, że promienie świetlne załamane i odbite od cząsteczek powietrza oraz cząstek ciał stałych i ciekłych znajdujących się w powietrzu odchylają się od prostej ścieżki Do naprawdę „rozpraszać”.

Rozpraszanie znacznie osłabia promieniowanie słoneczne. Wraz ze wzrostem ilości pary wodnej, a zwłaszcza cząstek pyłu, dyspersja wzrasta, a promieniowanie słabnie. W dużych miastach i na obszarach pustynnych, gdzie zawartość pyłu w powietrzu jest największa, dyspersja osłabia siłę promieniowania o 30-45%. Dzięki rozproszeniu uzyskuje się światło dzienne, które oświetla obiekty, nawet jeśli promienie słoneczne nie padają bezpośrednio na nie. Rozpraszanie decyduje również o kolorze nieba.

Zastanówmy się teraz nad zdolnością atmosfery do pochłaniania energii promieniowania słonecznego. Główne gazy tworzące atmosferę pochłaniają stosunkowo mało energii promieniowania. Zanieczyszczenia (para wodna, ozon, dwutlenek węgla i pył) natomiast mają wysoką zdolność pochłaniania.

W troposferze najważniejszym zanieczyszczeniem jest para wodna. Szczególnie silnie pochłaniają podczerwień (długie fale), czyli głównie promienie cieplne. A im więcej pary wodnej w atmosferze, tym naturalnie więcej i. wchłanianie. Ilość pary wodnej w atmosferze podlega dużym zmianom. W warunkach naturalnych waha się od 0,01 do 4% (objętościowo).

Ozon ma bardzo dużą zdolność absorpcji. Jak już wspomniano, znaczna domieszka ozonu zlokalizowana jest w dolnych warstwach stratosfery (powyżej tropopauzy). Ozon pochłania prawie całkowicie promienie ultrafioletowe (krótkofalowe).

Dwutlenek węgla ma również dużą zdolność absorpcji. Pochłania głównie fale długofalowe, czyli głównie promienie cieplne.

Pył znajdujący się w powietrzu pochłania również część promieniowania słonecznego. Ogrzany promieniami słonecznymi może znacznie podnieść temperaturę powietrza.

Z całkowitej ilości energii słonecznej docierającej do Ziemi atmosfera pochłania jedynie około 15%.

Tłumienie promieniowania słonecznego na skutek rozproszenia i absorpcji przez atmosferę jest bardzo zróżnicowane dla różnych szerokości geograficznych Ziemi. Różnica ta zależy przede wszystkim od kąta padania promieni. W zenitowym położeniu Słońca promienie padające pionowo przecinają atmosferę najkrótszą drogą. W miarę zmniejszania się kąta padania droga promieni słonecznych się wydłuża, a tłumienie promieniowania słonecznego staje się coraz większe. To ostatnie jest wyraźnie widoczne na rysunku (ryc. 31) i załączonej tabeli (w tabeli za jedną przyjmuje się drogę promienia słonecznego w zenitalnym położeniu Słońca).

W zależności od kąta padania promieni zmienia się nie tylko ich liczba, ale także ich jakość. W okresie, gdy Słońce znajduje się w zenicie (nad głową), promienie ultrafioletowe stanowią 4%,

widzialne – 44% i podczerwone – 52%. Kiedy Słońce znajduje się blisko horyzontu, nie ma w ogóle promieni ultrafioletowych, widzialnych 28% i podczerwonych 72%.

Złożoność wpływu atmosfery na promieniowanie słoneczne dodatkowo pogłębia fakt, że jego zdolność przesyłowa różni się znacznie w zależności od pory roku i warunków pogodowych. Jeśli więc niebo pozostawałoby bezchmurne przez cały czas, to roczny przebieg dopływu promieniowania słonecznego na różnych szerokościach geograficznych można by przedstawić graficznie w następujący sposób (ryc. 32): Rysunek wyraźnie pokazuje, że przy bezchmurnym niebie w Moskwie w maju W czerwcu i lipcu więcej ciepła będzie pozyskiwane z promieniowania słonecznego niż na równiku. Podobnie w drugiej połowie maja, czerwcu i pierwszej połowie lipca na biegunie północnym będzie odbieranych więcej ciepła niż na równiku i w Moskwie. Powtarzamy, że tak samo byłoby w przypadku bezchmurnego nieba. Ale w rzeczywistości to nie działa, ponieważ zachmurzenie znacznie osłabia promieniowanie słoneczne. Podajmy przykład pokazany na wykresie (ryc. 33). Wykres pokazuje, ile promieniowania słonecznego nie dociera do powierzchni Ziemi: znaczna jego część jest opóźniana przez atmosferę i chmury.

Trzeba jednak powiedzieć, że ciepło pochłonięte przez chmury częściowo ogrzewa atmosferę, a częściowo pośrednio dociera do powierzchni ziemi.

Dzienne i roczne wahania intensywności nasłonecznieniapromieniowanie świetlne. Natężenie bezpośredniego promieniowania słonecznego na powierzchni Ziemi zależy od wysokości Słońca nad horyzontem oraz od stanu atmosfery (zawartość w niej pyłu). Jeśli. Jeżeli przezroczystość atmosfery była stała w ciągu dnia, wówczas maksymalne natężenie promieniowania słonecznego obserwowane byłoby w południe, a minimalne o wschodzie i zachodzie słońca. W tym przypadku wykres dobowego natężenia promieniowania słonecznego byłby symetryczny względem połowy doby.

Zawartość pyłów, pary wodnej i innych zanieczyszczeń w atmosferze stale się zmienia. Pod tym względem przezroczystość zmian powietrza i symetria wykresu natężenia promieniowania słonecznego zostaje zakłócona. Często, zwłaszcza latem, w południe, kiedy powierzchnia ziemi jest intensywnie nagrzewana, powstają silne prądy powietrza skierowane w górę, a w atmosferze wzrasta ilość pary wodnej i pyłu. Powoduje to znaczną redukcję promieniowania słonecznego w południe; Maksymalne natężenie promieniowania w tym przypadku obserwuje się w godzinach przedpołudniowych lub popołudniowych. Roczna zmienność natężenia promieniowania słonecznego związana jest także ze zmianami wysokości Słońca nad horyzontem w ciągu roku oraz ze stanem przezroczystości atmosfery w poszczególnych porach roku. W krajach półkuli północnej najwyższa wysokość Słońca nad horyzontem występuje w czerwcu. Ale jednocześnie obserwuje się największe zapylenie atmosfery. Dlatego też maksymalne natężenie zwykle występuje nie w środku lata, ale w miesiącach wiosennych, kiedy Słońce wschodzi dość wysoko* nad horyzontem, a atmosfera po zimie pozostaje stosunkowo przejrzysta. Aby zobrazować roczną zmienność natężenia promieniowania słonecznego na półkuli północnej, prezentujemy dane dotyczące średnich miesięcznych wartości natężenia promieniowania słonecznego w południe w Pawłowsku.

Ilość ciepła pochodzącego z promieniowania słonecznego. W ciągu dnia powierzchnia Ziemi w sposób ciągły otrzymuje ciepło z bezpośredniego i rozproszonego promieniowania słonecznego lub tylko z promieniowania rozproszonego (przy pochmurnej pogodzie). Dobową ilość ciepła wyznacza się na podstawie obserwacji aktynometrycznych: biorąc pod uwagę ilość promieniowania bezpośredniego i rozproszonego docierającego do powierzchni ziemi. Po ustaleniu ilości ciepła na każdy dzień oblicza się ilość ciepła odbieraną przez powierzchnię ziemi w ciągu miesiąca lub roku.

Dzienna ilość ciepła odbieranego przez powierzchnię ziemi z promieniowania słonecznego zależy od intensywności promieniowania i czasu jego działania w ciągu dnia. Pod tym względem minimalny dopływ ciepła występuje zimą, a maksymalny latem. W rozkładzie geograficznym całkowitego promieniowania na kuli ziemskiej obserwuje się jego wzrost wraz ze zmniejszaniem się szerokości geograficznej. Stanowisko to potwierdza poniższa tabela.

Rola promieniowania bezpośredniego i rozproszonego w rocznej ilości ciepła odbieranego przez powierzchnię ziemi na różnych szerokościach geograficznych globu jest różna. Na dużych szerokościach geograficznych w rocznej ilości ciepła dominuje promieniowanie rozproszone. Wraz ze zmniejszaniem się szerokości geograficznej dominuje bezpośrednie promieniowanie słoneczne. Na przykład w zatoce Tikhaya rozproszone promieniowanie słoneczne zapewnia 70% rocznej ilości ciepła, a promieniowanie bezpośrednie tylko 30%. W Taszkencie natomiast bezpośrednie promieniowanie słoneczne zapewnia 70%, rozproszone tylko 30%.

Odbicie Ziemi. Albedo. Jak już wskazano, powierzchnia Ziemi pochłania jedynie część energii słonecznej, która dociera do niej w postaci promieniowania bezpośredniego i rozproszonego. Druga część odbija się w atmosferze. Stosunek ilości promieniowania słonecznego odbitego przez daną powierzchnię do ilości strumienia energii promieniowania padającego na tę powierzchnię nazywa się albedo. Albedo wyrażane jest w procentach i charakteryzuje współczynnik odbicia danej powierzchni.

Albedo zależy od charakteru powierzchni (właściwości gleby, obecność śniegu, roślinności, wody itp.) oraz od kąta padania promieni słonecznych na powierzchnię Ziemi. I tak na przykład, jeśli promienie padają na powierzchnię ziemi pod kątem 45°, to:

Z powyższych przykładów jasno wynika, że ​​współczynnik odbicia różnych obiektów nie jest taki sam. Jest największa w pobliżu śniegu, a najmniejsza w pobliżu wody. Jednakże przykłady, które wzięliśmy, odnoszą się tylko do tych przypadków, gdy wysokość Słońca nad horyzontem wynosi 45°. Wraz ze zmniejszaniem się tego kąta współczynnik odbicia wzrasta. I tak na przykład przy wysokości Słońca 90° woda odbija tylko 2%, przy 50° - 4%, przy 20° - 12%, przy 5° - 35-70% (w zależności od stanu powierzchni wody ).

Przy bezchmurnym niebie powierzchnia globu odbija średnio 8% promieniowania słonecznego. Dodatkowo 9% odbija się w atmosferze. Zatem kula ziemska jako całość, z bezchmurnym niebem, odbija 17% padającej na nią energii promieniowania Słońca. Jeśli niebo jest pokryte chmurami, odbija się od nich 78% promieniowania. Jeśli weźmiemy pod uwagę warunki naturalne, bazując na obserwowanym w rzeczywistości stosunku nieba bezchmurnego do nieba pokrytego chmurami, wówczas współczynnik odbicia Ziemi jako całości wynosi 43%.

Promieniowanie ziemskie i atmosferyczne. Ziemia otrzymując energię słoneczną nagrzewa się i sama staje się źródłem promieniowania cieplnego w przestrzeń kosmiczną. Jednak promienie emitowane przez powierzchnię ziemi bardzo różnią się od promieni słonecznych. Ziemia emituje tylko długofalowe (λ 8-14 μ) niewidzialne promienie podczerwone (termiczne). Energia emitowana przez powierzchnię Ziemi nazywana jest energią promieniowanie ziemskie. Promieniowanie z Ziemi występuje... dzień i noc. Im wyższa temperatura ciała emitującego, tym większa intensywność promieniowania. Promieniowanie ziemskie określa się w tych samych jednostkach co promieniowanie słoneczne, czyli w kaloriach od 1 cm2 powierzchnie w ciągu 1 min. Obserwacje wykazały, że ilość promieniowania ziemskiego jest niewielka. Zwykle osiąga 15-18 setnych kalorii. Ale działając w sposób ciągły, może dać znaczny efekt termiczny.

Najsilniejsze promieniowanie ziemskie uzyskuje się przy bezchmurnym niebie i dobrej przejrzystości atmosfery. Zachmurzenie (zwłaszcza niskie) znacznie zmniejsza promieniowanie ziemskie, a często sprowadza je do zera. Można tu powiedzieć, że atmosfera wraz z chmurami stanowi dobry „koc” chroniący Ziemię przed nadmiernym wychłodzeniem. Części atmosfery, takie jak obszary powierzchni ziemi, emitują energię w zależności od swojej temperatury. Ta energia nazywa się promieniowanie atmosferyczne. Natężenie promieniowania atmosferycznego zależy od temperatury promieniującej części atmosfery, a także od ilości pary wodnej i dwutlenku węgla zawartej w powietrzu. Promieniowanie atmosferyczne należy do grupy fal długofalowych. Rozprzestrzenia się w atmosferze we wszystkich kierunkach; pewna jego ilość dociera do powierzchni ziemi i jest przez nią pochłaniana, pozostała część trafia w przestrzeń międzyplanetarną.

O przybycie i zużycie energii słonecznej na Ziemię. Powierzchnia Ziemi z jednej strony otrzymuje energię słoneczną w postaci promieniowania bezpośredniego i rozproszonego, z drugiej strony traci część tej energii w postaci promieniowania ziemskiego. W wyniku dotarcia i zużycia energii słonecznej uzyskuje się pewien rezultat, w niektórych przypadkach wynik ten może być pozytywny, w innych negatywny. Podajmy przykłady obu.

8 stycznia. Dzień jest bezchmurny. Na 1 cm2 powierzchnię ziemi otrzymaną w ciągu 20 dni kał bezpośrednie promieniowanie słoneczne i 12 kał promieniowanie rozproszone; w sumie daje to 32 kal. W tym samym czasie na skutek promieniowania 1 cm? powierzchnia ziemi utracona 202 kal. W rezultacie, w języku rachunkowości, bilans wykazuje stratę w wysokości 170 kał(saldo ujemne).

6 lipca. Niebo jest prawie bezchmurne. 630 otrzymanych z bezpośredniego promieniowania słonecznego kał, od promieniowania rozproszonego 46 kal.Łącznie zatem powierzchnia Ziemi otrzymała 1 cm2 676 kal. 173 utracone w wyniku promieniowania naziemnego kal. Bilans wykazuje zysk w wysokości 503 kał(saldo dodatnie).

Między innymi z podanych przykładów jest całkowicie jasne, dlaczego w umiarkowanych szerokościach geograficznych jest zimno zimą i ciepło latem.

Wykorzystanie promieniowania słonecznego do celów technicznych i bytowych. Promieniowanie słoneczne jest niewyczerpanym, naturalnym źródłem energii. Ilość energii słonecznej na Ziemi można ocenić na tym przykładzie: jeśli np. wykorzystamy ciepło promieniowania słonecznego padające tylko na 1/10 powierzchni ZSRR, wówczas możemy uzyskać energię równą pracy 30 tys. elektrowni wodnych Dniepru.

Ludzie od dawna starają się wykorzystać darmową energię promieniowania słonecznego na swoje potrzeby. Do chwili obecnej powstało wiele różnych elektrowni słonecznych, które działają wykorzystując promieniowanie słoneczne i mają szerokie zastosowanie w przemyśle oraz w celu zaspokojenia domowych potrzeb ludności. W południowych regionach ZSRR słoneczne podgrzewacze wody, kotły, zakłady odsalania słonej wody, suszarnie słoneczne (do suszenia owoców), kuchnie, łaźnie, szklarnie i urządzenia do celów leczniczych działają w oparciu o powszechne wykorzystanie promieniowania słonecznego w przemysł i obiekty użyteczności publicznej. Promieniowanie słoneczne jest szeroko stosowane w kurortach w celu leczenia i poprawy zdrowia ludzi.