Radiația solară sau radiația ionizantă de la soare. §21. Radiatie solara

ATMOSFERA

Atmosfera. Structura, compoziția, originea, semnificația pentru GO. Procese termice în atmosferă. Radiația solară, tipurile sale, distribuția latitudinală și transformarea de către suprafața terestră.

Atmosfera- învelișul de aer al Pământului, ținut de forța gravitației și participând la rotația planetei. Forța gravitației ține atmosfera aproape de suprafața Pământului. Cea mai mare presiune și densitate a atmosferei sunt observate la suprafața pământului; pe măsură ce vă ridicați în sus, presiunea și densitatea scad. La o altitudine de 18 km, presiunea scade de 10 ori, la o altitudine de 80 km - de 75.000 de ori. Limita inferioară a atmosferei este suprafața Pământului, limita superioară se presupune în mod convențional a fi o altitudine de 1000-1200 km. Masa atmosferei este de 5,13 x 10 15 tone, 99% din această cantitate fiind cuprinsă în stratul inferior până la o altitudine de 36 km.

Dovezile pentru existența straturilor înalte ale atmosferei sunt următoarele:

La o altitudine de 22-25 km, în atmosferă se află nori sidefați;

La o altitudine de 80 km se văd nori noctilucenți;

La o altitudine de aproximativ 100-120 km se observă arderea meteoriților, adică. aici atmosfera este încă destul de densă;

La o altitudine de aproximativ 220 km începe împrăștierea luminii de către gazele atmosferice (fenomenul crepusculului);

Aurorele încep la aproximativ 1000-1200 km altitudine; acest fenomen se explică prin ionizarea aerului de către fluxurile corpusculare venite de la soare. Atmosfera extrem de rarefiată se extinde până la o altitudine de 20.000 km; ea formează coroana terestră, transformându-se imperceptibil în gaz interplanetar.

Atmosfera, ca și planeta în ansamblu, se rotește în sens invers acelor de ceasornic de la vest la est. Datorită rotației, capătă forma unui elipsoid, adică. Atmosfera este mai groasă în apropierea ecuatorului decât în ​​apropierea polilor. Are o proeminență în direcția opusă Soarelui, această „coadă de gaz” a Pământului, rarefiată ca cea a unei comete, are o lungime de aproximativ 120 de mii de km. Atmosfera este conectată cu alte geosfere prin schimbul de căldură și umiditate. Energia proceselor atmosferice este radiația electromagnetică de la Soare.

Dezvoltarea atmosferei. Deoarece hidrogenul și heliul sunt cele mai comune elemente din spațiu, ele făceau, fără îndoială, parte din norul de gaz și praf protoplanetar din care a apărut Pământul. Datorită temperaturii foarte scăzute a acestui nor, prima atmosferă a pământului ar fi putut fi formată doar din hidrogen și heliu, deoarece toate celelalte elemente ale substanței din care era compus norul erau în stare solidă. O astfel de atmosferă se observă pe planetele gigantice; aparent, datorită atracției mari a planetelor și distanței lor față de Soare, acestea și-au păstrat atmosferele primare.

A urmat încălzirea Pământului: căldura a fost generată de compresia gravitațională a planetei și de dezintegrarea elementelor radioactive din interiorul acesteia. Pământul și-a pierdut atmosfera hidrogen-heliu și și-a creat propria atmosferă secundară din gazele eliberate din adâncurile sale (dioxid de carbon, amoniac, metan, hidrogen sulfurat). Potrivit lui A.P. Vinogradov (1959), în această atmosferă a existat majoritatea H 2 O, apoi CO 2, CO, HCl, HF, H 2 S, N 2, NH 4 Cl și CH 4 (compoziția gazelor vulcanice moderne este aproximativ aceeași ). V. Sokolov (1959) credea că aici există și H2 și NH3. Nu era oxigen, iar în atmosferă predominau condiții reducătoare. Acum atmosfere similare sunt observate pe Marte și Venus; acestea sunt 95% dioxid de carbon.

Următoarea etapă în dezvoltarea atmosferei a fost de tranziție - de la abiogen la biogene, de la condiții reducătoare la cele oxidante. Principalele componente ale învelișului gazos al Pământului sunt N 2, CO 2, CO. Ca produse secundare - CH4, O2. Oxigenul a apărut din moleculele de apă din atmosfera superioară sub influența razelor ultraviolete de la Soare; Ar putea fi eliberat și din oxizii care alcătuiesc scoarța terestră, dar majoritatea covârșitoare a acestuia s-a pierdut din nou prin oxidarea mineralelor din scoarța terestră sau prin oxidarea hidrogenului și a compușilor săi în atmosferă.

Ultima etapă în dezvoltarea atmosferei de azot-oxigen este asociată cu apariția vieții pe Pământ și cu apariția mecanismului de fotosinteză. Conținutul de oxigen – biogenic – a început să crească. În același timp, atmosfera a pierdut aproape complet dioxid de carbon, dintre care o parte a intrat în depozite uriașe de cărbune și carbonați.

Aceasta este calea de la atmosfera de hidrogen-heliu la cea modernă, în care rolul principal îl joacă acum azotul și oxigenul, iar argonul și dioxidul de carbon sunt prezente ca impurități. Azotul modern este, de asemenea, de origine biogenă.

Compoziția gazelor atmosferice.

Aerul atmosferic– un amestec mecanic de gaze care conține praf și apă în suspensie. Aerul curat și uscat la nivelul mării este un amestec de mai multe gaze, iar raportul dintre principalele gaze atmosferice - azot (concentrație în volum 78,08%) și oxigen (20,95%) - este constant. Pe lângă acestea, aerul atmosferic conține argon (0,93%) și dioxid de carbon (0,03%). Cantitatea de alte gaze - neon, heliu, metan, cripton, xenon, hidrogen, iod, monoxid de carbon și oxizi de azot - este neglijabilă (mai puțin de 0,1%) (tabel).

masa 2

Compoziția gazelor a atmosferei

	oxigen
	dioxid de carbon

În straturile înalte ale atmosferei, compoziția aerului se modifică sub influența radiațiilor dure de la Soare, ceea ce duce la dezintegrarea (disocierea) moleculelor de oxigen în atomi. Oxigenul atomic este componenta principală a straturilor înalte ale atmosferei. În cele din urmă, în straturile atmosferei cele mai îndepărtate de suprafața Pământului, componentele principale sunt cele mai ușoare gaze - hidrogenul și heliul. Un nou compus a fost descoperit în straturile superioare ale atmosferei - hidroxil OH. Prezența acestui compus explică formarea vaporilor de apă la altitudini mari în atmosferă. Deoarece cea mai mare parte a substanței este concentrată la o distanță de 20 km de suprafața Pământului, modificările compoziției aerului cu înălțimea nu au un efect vizibil asupra compoziției generale a atmosferei.

Cele mai importante componente ale atmosferei sunt ozonul și dioxidul de carbon. Ozonul este oxigen triatomic ( DESPRE 3 ), prezent în atmosferă de la suprafața Pământului până la o altitudine de 70 km. În straturile solului de aer, se formează în principal sub influența electricității atmosferice și în procesul de oxidare a substanțelor organice, iar în straturile superioare ale atmosferei (stratosferă) - ca urmare a influenței radiațiilor ultraviolete de la Soare. asupra moleculei de oxigen. Cea mai mare parte a ozonului se găsește în stratosferă (din acest motiv, stratosfera este adesea numită ozonosferă). Stratul de concentrație maximă de ozon la o altitudine de 20-25 km se numește ecran de ozon. În general, stratul de ozon absoarbe aproximativ 13% din energia solară. Scăderea concentrației de ozon în anumite zone se numește „găuri de ozon”.

Dioxidul de carbon, împreună cu vaporii de apă, provoacă efectul de seră al atmosferei. Efect de sera– încălzirea straturilor interioare ale atmosferei, explicată prin capacitatea atmosferei de a transmite radiații de unde scurte de la Soare și de a nu elibera radiații de unde lungi de pe Pământ. Dacă ar fi de două ori mai mult dioxid de carbon în atmosferă, temperatura medie a Pământului ar ajunge la 18 0 C, acum este de 14-15 0 C.

Greutatea totală a gazelor atmosferice este de aproximativ 4,5 10 15 tone. Astfel, „greutatea” atmosferei pe unitatea de suprafață, sau presiunea atmosferică, este de aproximativ 10,3 tone/m 2 la nivelul mării.

Există multe particule în aer, al căror diametru este o fracțiune de micron. Sunt nuclee de condensare. Fără ele, formarea de ceață, nori și precipitații ar fi imposibilă. Multe fenomene optice și atmosferice sunt asociate cu particulele din atmosferă. Modalitățile de intrare în atmosferă sunt diferite: cenușă vulcanică, fum de la arderea combustibilului, polen de plante, microorganisme. Recent, emisiile industriale și produsele de descompunere radioactive au servit drept nuclee de condensare.

O componentă importantă a atmosferei este vaporii de apă, cantitatea acestuia în pădurile ecuatoriale umede ajunge la 4%, în regiunile polare scade la 0,2%. Vaporii de apă intră în atmosferă datorită evaporării de la suprafața solului și a corpurilor de apă, precum și a transpirației umidității de către plante. Vaporii de apă sunt un gaz cu efect de seră și, împreună cu dioxidul de carbon, captează cea mai mare parte a radiațiilor cu unde lungi ale Pământului, împiedicând răcirea planetei.

Atmosfera nu este un izolator perfect; are capacitatea de a conduce electricitatea datorită influenței ionizatorilor - radiații ultraviolete de la Soare, razele cosmice, radiațiile din substanțele radioactive. Conductibilitatea electrică maximă se observă la o altitudine de 100-150 km. Ca urmare a acțiunii combinate a ionilor atmosferici și a încărcăturii suprafeței pământului, se creează un câmp electric al atmosferei. În raport cu suprafața pământului, atmosfera este încărcată pozitiv. Aloca neutrosferă– un strat cu o compoziție neutră (până la 80 km) și ionosferă– strat ionizat.

Structura atmosferei.

Există mai multe straturi principale ale atmosferei. Cel de jos, adiacent suprafeței pământului, se numește troposfera(înălțime 8-10 km la poli, 12 km în latitudini temperate și 16-18 km deasupra ecuatorului). Temperatura aerului scade treptat odată cu înălțimea - în medie cu 0,6 ° C pentru fiecare 100 m de creștere, ceea ce se manifestă vizibil nu numai în regiunile muntoase, ci și în altitudinile din Belarus.

Troposfera conține până la 80% din masa totală a aerului, cea mai mare parte a impurităților atmosferice și aproape toți vaporii de apă. În această parte a atmosferei, la o altitudine de 10-12 km, se formează norii, au loc furtuni, ploi și alte procese fizice care modelează vremea și determină condițiile climatice din diferite zone ale planetei noastre. Se numește stratul inferior al troposferei, adiacent direct suprafeței pământului stratul de pământ.

Influența suprafeței pământului se extinde până la aproximativ 20 km înălțime, iar apoi aerul este încălzit direct de Soare. Astfel, limita GO, care se află la o altitudine de 20-25 km, este determinată, printre altele, de efectul termic al suprafeței pământului. La această altitudine, diferențele de latitudine ale temperaturii aerului dispar, iar zonalitatea geografică este estompată.

Cu cât începe mai sus stratosferă, care se extinde până la o înălțime de 50-55 km de la suprafața oceanului sau a uscatului. Acest strat al atmosferei este rarificat semnificativ, cantitatea de oxigen și azot scade, iar cantitatea de hidrogen, heliu și alte gaze ușoare crește. Stratul de ozon format aici absoarbe radiațiile ultraviolete și afectează foarte mult condițiile termice ale suprafeței Pământului și procesele fizice din troposferă. În partea inferioară a stratosferei, temperatura aerului este constantă; aici este situat un strat izoterm. Pornind de la o altitudine de 22 km, temperatura aerului crește, la limita superioară a stratosferei ajunge la 0 0 C (creșterea temperaturii se explică prin prezența ozonului aici, care absoarbe radiația solară). În stratosferă au loc mișcări orizontale intense ale aerului. Viteza fluxurilor de aer atinge 300-400 km/h. Stratosfera conține mai puțin de 20% din aerul atmosferei.

La o altitudine de 55-80 km exista mezosferă(în acest strat temperatura aerului scade odată cu înălțimea și în apropierea limitei superioare scade la –80 0 C), între 80-800 km există termosferă, care este dominată de heliu și hidrogen (temperatura aerului crește rapid odată cu altitudinea și atinge 1000 0 C la altitudinea de 800 km). Mezosfera și termosfera formează împreună un strat gros numit ionosferă(regiune de particule încărcate - ioni și electroni).

Partea superioară, foarte rarefiată a atmosferei (de la 800 la 1200 km) este exosfera. Este dominata de gaze in stare atomica, temperatura se ridica la 2000°C.

În viața societății civile, atmosfera este de mare importanță. Atmosfera are un efect benefic asupra climei Pământului, protejându-l de răcirea și încălzirea excesivă. Fluctuațiile zilnice de temperatură pe planeta noastră fără atmosferă ar ajunge la 200°C: ziua +100°C și peste, noaptea -100°C. În prezent, temperatura medie a aerului la suprafața Pământului este de +14°C. Atmosfera nu permite meteorilor și radiațiilor dure să ajungă pe Pământ. Fără atmosferă nu ar exista sunet, aurore, nori și precipitații.

Procesele de formare a climei includ circulația căldurii, circulația umidității și circulația atmosferică.

Turnover de căldură în atmosferă. Turnoverul termic asigura regimul termic al atmosferei si depinde de bilantul radiatiilor, i.e. influxurile de căldură care vin la suprafața pământului (sub formă de energie radiantă) și părăsesc aceasta (energia radiantă absorbită de Pământ este transformată în căldură).

Radiatie solara– fluxul de radiații electromagnetice venite de la Soare. La limita superioară a atmosferei, intensitatea (densitatea de flux) a radiației solare este de 8,3 J/(cm 2 /min). Cantitatea de căldură care este emisă de 1 cm 2 dintr-o suprafață neagră într-un minut cu incidența perpendiculară a luminii solare se numește constantă solară.

Cantitatea de radiație solară primită de Pământ depinde de:

1. pe distanța dintre Pământ și Soare. Pământul este cel mai aproape de Soare la începutul lunii ianuarie, cel mai îndepărtat la începutul lunii iulie; diferența dintre aceste două distanțe este de 5 milioane km, drept urmare Pământul în primul caz primește cu 3,4% mai mult, iar în al doilea cu 3,5% mai puține radiații decât la distanța medie de la Pământ la Soare (la începutul lunii aprilie). și la începutul lunii octombrie);

2. asupra unghiului de incidență a razelor solare pe suprafața pământului, care, la rândul său, depinde de latitudinea geografică, de înălțimea soarelui deasupra orizontului (schimbându-se pe parcursul zilei și cu anotimpurile) și de natura topografiei a suprafeței pământului;

3. din transformarea energiei radiante în atmosferă (împrăștiere, absorbție, reflexie înapoi în spațiu) și pe suprafața pământului. Albedo-ul mediu al Pământului este de 43%.

Aproximativ 17% din toate radiațiile sunt absorbite; Ozonul, oxigenul și azotul absorb în principal razele ultraviolete cu unde scurte, vaporii de apă și dioxidul de carbon absorb radiațiile infraroșii cu unde lungi. Atmosfera disipează 28% din radiații; 21% ajung la suprafața pământului, 7% pleacă în spațiu. Se numește acea parte a radiației care ajunge la suprafața pământului din întreaga boltă a cerului radiații împrăștiate . Esența împrăștierii este că o particulă, absorbind undele electromagnetice, devine ea însăși o sursă de radiație luminoasă și emite aceleași unde care cad pe ea. Moleculele de aer sunt foarte mici, comparabile ca mărime cu lungimea de undă a părții albastre a spectrului. În aerul limpede predomină împrăștierea moleculară, deci culoarea cerului este albastră. Când aerul este prăfuit, culoarea cerului devine albicioasă. Culoarea cerului depinde de conținutul de impurități din atmosferă. Cu un conținut ridicat de vapori de apă, care împrăștie raze roșii, cerul capătă o nuanță roșiatică. Fenomenele amurgului și nopților albe sunt asociate cu radiația împrăștiată, deoarece După ce soarele apune sub orizont, straturile superioare ale atmosferei continuă să fie iluminate.

Varful norilor reflecta aproximativ 24% din radiatie. În consecință, aproximativ 31% din toată radiația solară care ajunge la limita superioară a atmosferei se apropie de suprafața pământului sub forma unui flux de raze; se numește radiatii directe . Se numește suma radiațiilor directe și împrăștiate (52%) radiatia totala. Raportul dintre radiația directă și cea difuză variază în funcție de înnorare, praful atmosferei și înălțimea Soarelui. Distribuția radiației solare totale pe suprafața pământului este zonală. Cea mai mare radiație solară totală de 840-920 kJ/cm 2 pe an se observă la latitudinile tropicale ale emisferei nordice, ceea ce se explică prin înnorință scăzută și transparență ridicată a aerului. La ecuator, radiația totală scade la 580-670 kJ/cm2 pe an din cauza înnorații mari și a scăderii transparenței din cauza umidității ridicate. În latitudinile temperate, cantitatea totală de radiații este de 330-500 kJ/cm2 pe an, la latitudini polare - 250 kJ/cm2 pe an, iar în Antarctica, datorită altitudinii mari a continentului și umidității scăzute a aerului, este ușor. superior.

Radiația solară totală care ajunge la suprafața pământului este parțial reflectată înapoi. Raportul dintre radiația reflectată și radiația totală, exprimat ca procent, se numește albedo. Albedo caracterizează reflectivitatea unei suprafețe și depinde de culoarea, umiditatea și alte proprietăți ale acesteia.

Zăpada proaspăt căzută are cea mai mare reflectivitate - până la 90%. Albedo de nisip este de 30-35%, iarbă – 20%, pădure de foioase – 16-27%, conifere – 6-19%; cernoziomul uscat are un albedo de 14%, cernoziomul umed - 8%. Albedo-ul Pământului ca planetă este considerat a fi de 35%.

Prin absorbția radiațiilor, Pământul însuși devine o sursă de radiații. Radiația termică a Pământului - radiatii terestre– este undă lungă, pentru că Lungimea de undă depinde de temperatură: cu cât temperatura corpului emițător este mai mare, cu atât lungimea de undă a razelor emise de acesta este mai mică. Radiația de la suprafața pământului încălzește atmosfera și ea însăși începe să emită radiații în spațiu ( contraradierii din atmosferă) și la suprafața pământului. Radiația în contracurent din atmosferă este, de asemenea, cu undă lungă. Există două fluxuri de radiații cu undă lungă în atmosferă - radiația de suprafață (radiația terestră) și radiația atmosferică. Se numește diferența dintre ele, care determină pierderea efectivă de căldură de către suprafața pământului radiații eficiente , este îndreptată spre Spațiu, pentru că radiația terestră este mai mare. Radiația eficientă este mai mare în timpul zilei și vara, deoarece depinde de încălzirea suprafeței. Radiația eficientă depinde de umiditatea aerului: cu cât sunt mai mulți vapori de apă sau picături de apă în aer, cu atât mai puține radiații (prin urmare, iarna, vremea înnorată este întotdeauna mai caldă decât vremea senină). În general, pentru Pământ, radiația efectivă este egală cu 190 kJ/cm2 pe an (cea mai mare în deșerturile tropicale este de 380, cea mai mică la latitudini polare este de 85 kJ/cm2 pe an).

Pământul primește simultan radiații și o eliberează. Se numește diferența dintre radiațiile primite și consumate balanța radiațiilor, sau radiații reziduale. Sosirea balanței radiațiilor de suprafață este radiația totală (Q) și contraradiația atmosferei. Consum – radiație reflectată (R k) și radiație terestră. Diferența dintre radiația terestră și contra radiația atmosferică - radiația efectivă (E eff) are semnul minus și face parte din debitul în balanța radiațiilor:

Rb =Q-E eff -Rk

Bilanțul de radiații este distribuit zonal: scade de la ecuator la poli. Cel mai mare bilant de radiatii este caracteristic latitudinilor ecuatoriale si se ridica la 330-420 kJ/cm2 pe an, la latitudini tropicale scade la 250-290 kJ/cm2 pe an (explicat printr-o crestere a radiatiei efective), in latitudinile temperate radiatia. echilibrul scade la 210-85 kJ/cm 2 pe an, la latitudini polare valoarea sa se apropie de zero. O caracteristică generală a balanței radiațiilor este că peste oceane, la toate latitudinile, balanța radiațiilor este cu 40-85 kJ/cm2 mai mare, deoarece Albedo-ul apei și radiația efectivă a oceanului sunt mai mici.

Partea de intrare a bilanțului radiațiilor atmosferice (R b) este formată din radiația efectivă (E ef) și radiația solară absorbită (R p), partea de ieșire este determinată de radiația atmosferică care iese în spațiu (E a):

R b = E ef - E a + R p

Bilanțul de radiații al atmosferei este negativ, iar cel de suprafață este pozitiv. Bilanțul total de radiații al atmosferei și al suprafeței pământului este zero, adică. Pământul se află într-o stare de echilibru radiant.

Echilibrul termic – suma algebrică a fluxurilor de căldură care vin la suprafața pământului sub formă de balanță de radiații și părăsesc aceasta. Constă în echilibrul termic al suprafeței și al atmosferei. În partea de intrare a balanței de căldură a suprafeței pământului există o balanță de radiații, în partea de ieșire există consumul de căldură pentru evaporare, pentru încălzirea atmosferei de pe Pământ, pentru încălzirea solului. Căldura este folosită și pentru fotosinteză. Formarea solului, dar aceste costuri nu depășesc 1%. De remarcat că peste oceane există un consum mai mare de căldură pentru evaporare, în latitudini tropicale - pentru încălzirea atmosferei.

În bilanţul termic al atmosferei, partea de intrare este căldura eliberată în timpul condensării vaporilor de apă şi transferată de la suprafaţă în atmosferă; debitul constă într-un bilanţ negativ al radiaţiilor. Bilanțul termic al suprafeței și atmosferei pământului este zero, adică. Pământul se află într-o stare de echilibru termic.

Regimul termic al suprafeței pământului.

Suprafața pământului este încălzită direct de razele soarelui, iar din aceasta atmosfera este încălzită. Suprafața care primește și degajă căldură se numește suprafata activa . În regimul de temperatură de suprafață se disting variațiile de temperatură zilnică și anuală. Variația zilnică a temperaturii suprafeței – modificarea temperaturii suprafeței în timpul zilei. Variația zilnică a temperaturilor suprafeței terestre (uscate și lipsite de vegetație) se caracterizează printr-un maxim în jurul orei 13:00 și unul minim înainte de răsărit. Temperaturile maxime ale suprafeței terestre pe timpul zilei pot atinge 80 0 C în zonele subtropicale și aproximativ 60 0 C în latitudinile temperate.

Se numește diferența dintre temperatura maximă și minimă a suprafeței zilnice intervalul de temperatură zilnic. Amplitudinea temperaturii zilnice poate ajunge la 40 0 ​​C vara; iarna, amplitudinea temperaturii zilnice este cea mai mică - până la 10 0 C.

Variația anuală a temperaturii suprafeței – modificarea temperaturii medii lunare la suprafață pe parcursul anului este determinată de cursul radiației solare și depinde de latitudinea locului. În latitudinile temperate, temperatura maximă a suprafeței terestre se observă în iulie, cea minimă în ianuarie; pe ocean, maximele și minimele sunt amânate cu o lună.

Interval anual de temperaturi ale suprafeței egal cu diferența dintre temperaturile medii lunare maxime și minime; crește odată cu creșterea latitudinii, ceea ce se explică prin fluctuațiile crescânde ale radiației solare. Amplitudinea anuală a temperaturii atinge cele mai mari valori pe continente; pe oceane și pe malul mării este mult mai puțin. Cea mai mică amplitudine anuală a temperaturii se observă la latitudinile ecuatoriale (2-3 0), cea mai mare la latitudinile subarctice de pe continente (mai mult de 60 0).

Regimul termic al atmosferei. Aerul atmosferic este ușor încălzit direct de razele soarelui. Deoarece carcasa de aer transmite liber razele soarelui. Atmosfera este încălzită de suprafața subiacentă. Căldura este transferată în atmosferă prin convecție, advecție și condensare a vaporilor de apă. Straturile de aer, încălzite de sol, devin mai ușoare și se ridică în sus, în timp ce aerul mai rece și, prin urmare, mai greu se scufundă în jos. Ca urmare a termice convecție Straturile înalte de aer se încălzesc. Al doilea proces de transfer de căldură este advecția– transfer orizontal de aer. Rolul advecției este de a transfera căldură de la latitudini joase la înalte; în sezonul de iarnă, căldura este transferată de la oceane către continente. Condensul vaporilor de apă- un proces important care transferă căldură către straturile înalte ale atmosferei - în timpul evaporării, căldura este preluată de la suprafața de evaporare; în timpul condensării în atmosferă, această căldură este eliberată.

Temperatura scade cu altitudinea. Se numește modificarea temperaturii aerului pe unitatea de distanță gradient vertical de temperatură, în medie este de 0,6 0 la 100 m. În același timp, cursul acestei scăderi în diferite straturi ale troposferei este diferit: 0,3-0,4 0 până la o înălțime de 1,5 km; 0,5-0,6 – între înălțimi de 1,5-6 km; 0,65-0,75 – de la 6 la 9 km și 0,5-0,2 – de la 9 la 12 km. În stratul de sol (2 m grosime), pantele, atunci când sunt recalculate la 100 m, sunt calculate în sute de grade. În aer în creștere, temperatura se schimbă adiabatic. Proces adiabatic – procesul de modificare a temperaturii aerului în timpul mișcării sale verticale fără schimb de căldură cu mediul (într-o masă, fără schimb de căldură cu alte medii).

Excepții sunt adesea observate în distribuția verticală a temperaturii descrisă. Se întâmplă ca straturile superioare de aer să fie mai calde decât straturile inferioare adiacente pământului. Acest fenomen se numește inversarea temperaturii (temperatura crește cu altitudinea) . Cel mai adesea, o inversare este o consecință a răcirii puternice a stratului de aer de suprafață, cauzată de răcirea puternică a suprafeței pământului în nopțile senine și liniștite, în principal iarna. Cu un teren accidentat, masele de aer rece curg încet de-a lungul versanților și stagnează în bazine, depresiuni etc. Inversiunile se pot forma, de asemenea, atunci când masele de aer se deplasează din zone calde în zone reci, deoarece atunci când aerul încălzit curge pe o suprafață subiacentă rece, straturile sale inferioare se răcesc vizibil (inversie de compresie).

Variația zilnică și anuală a temperaturii aerului.

Variația zilnică a temperaturii aerului se numește schimbarea temperaturii aerului în timpul zilei - în general reflectă cursul temperaturii suprafeței pământului, dar momentele de apariție a maximelor și minimelor sunt oarecum întârziate, maximul are loc la ora 14:00, minimul după răsărit.

Interval zilnic de temperatură a aerului (diferența dintre temperaturile maxime și minime ale aerului în timpul zilei) este mai mare pe uscat decât peste ocean; scade la mutarea la latitudini înalte (cel mai înalt în deșerturile tropicale - până la 40 0 ​​​​C) și crește în locurile cu sol gol. Amplitudinea zilnică a temperaturii aerului este unul dintre indicatorii continentalității climatice. În deșerturi este mult mai mare decât în ​​zonele cu climă maritimă.

Variația anuală a temperaturii aerului (modificarea temperaturii medii lunare pe tot parcursul anului) este determinată în primul rând de latitudinea locului. Interval anual de temperatură a aerului - diferența dintre temperaturile medii lunare maxime și minime.

Distribuția geografică a temperaturii aerului este prezentată folosind izotermă – linii care leagă punctele de pe hartă cu aceleași temperaturi. Distribuția temperaturii aerului este zonală; izotermele anuale au în general o întindere sublatitudinală și corespund distribuției anuale a balanței radiațiilor.

În medie pe an, cea mai caldă paralelă este 10 0 N latitudine. cu o temperatură de 27 0 C – adică ecuatorul termic. Vara, ecuatorul termic se deplasează la 20 0 N latitudine, iarna se apropie de ecuator la 5 0 N latitudine. Deplasarea ecuatorului termic în Teritoriul de Nord se explică prin faptul că în Teritoriul de Nord suprafața de uscat situată la latitudini joase este mai mare în comparație cu UP, și are temperaturi mai ridicate pe tot parcursul anului.

1. Ce este radiația solară? In ce unitati se masoara? De ce depinde dimensiunea lui?

Cantitatea totală de energie radiantă trimisă de Soare se numește radiație solară, de obicei exprimată în calorii sau jouli pe centimetru pătrat pe minut. Radiația solară este distribuită neuniform pe pământ. Depinde:

Din densitatea și umiditatea aerului - cu cât sunt mai mari, cu atât suprafața pământului primește mai puține radiații;

În funcție de latitudinea geografică a zonei, cantitatea de radiații crește de la poli la ecuator. Cantitatea de radiație solară directă depinde de lungimea drumului pe care razele soarelui o parcurg prin atmosferă. Când Soarele se află la zenit (unghiul de incidență al razelor este de 90°), razele lui lovesc Pământul pe calea cea mai scurtă și își eliberează intens energia într-o zonă mică;

De la mișcarea anuală și zilnică a Pământului - la latitudinile mijlocii și înalte, afluxul de radiație solară variază foarte mult în funcție de anotimpuri, ceea ce este asociat cu modificări ale altitudinii de la amiază a Soarelui și ale lungimii zilei;

Natura suprafeței pământului - cu cât suprafața este mai ușoară, cu atât reflectă mai multă lumina solară.

2. În ce tipuri de radiații solare se împart?

Există următoarele tipuri de radiații solare: radiația care ajunge la suprafața pământului este formată din directe și difuze. Radiația care vine pe Pământ direct de la Soare sub formă de lumina directă a soarelui sub un cer fără nori se numește directă. Transportă cea mai mare cantitate de căldură și lumină. Dacă planeta noastră nu ar avea atmosferă, suprafața pământului ar primi doar radiație directă. Cu toate acestea, trecând prin atmosferă, aproximativ un sfert din radiația solară este împrăștiată de molecule de gaz și impurități și se abate de la calea directă. Unele dintre ele ajung la suprafața Pământului, formând radiații solare împrăștiate. Datorită radiațiilor împrăștiate, lumina pătrunde în locurile în care lumina directă a soarelui (radiația directă) nu pătrunde. Această radiație creează lumină naturală și dă culoare cerului.

3. De ce se modifică furnizarea de radiații solare în funcție de anotimpuri?

Rusia, în cea mai mare parte, este situată în latitudini temperate, situată între tropice și Cercul polar; în aceste latitudini, Soarele răsare și apune în fiecare zi, dar nu este niciodată la zenit. Datorită faptului că unghiul de înclinare al Pământului nu se modifică pe parcursul revoluției sale în jurul Soarelui, în diferite anotimpuri cantitatea de căldură primită în latitudinile temperate este diferită și depinde de unghiul Soarelui deasupra orizontului. Astfel, la o latitudine de 450 max, unghiul de incidență al razelor solare (22 iunie) este de aproximativ 680, iar min (22 decembrie) este de aproximativ 220. Cu cât unghiul de incidență al razelor solare este mai mic, cu atât căldura este mai mică. aduce, prin urmare, există diferențe sezoniere semnificative în radiația solară recepționată în diferite momente anotimpurile anului: iarnă, primăvară, vară, toamnă.

4. De ce este necesar să se cunoască înălțimea Soarelui deasupra orizontului?

Înălțimea Soarelui deasupra orizontului determină cantitatea de căldură care vine pe Pământ, de aceea există o relație directă între unghiul de incidență a razelor solare și cantitatea de radiație solară care ajunge la suprafața pământului. De la ecuator la poli, în general, are loc o scădere a unghiului de incidență a razelor solare, iar ca urmare, de la ecuator la poli, cantitatea de radiație solară scade. Astfel, cunoscând înălțimea Soarelui deasupra orizontului, puteți afla cantitatea de căldură care vine la suprafața pământului.

5. Alegeți răspunsul corect. Cantitatea totală de radiație care ajunge la suprafața Pământului se numește: a) radiație absorbită; b) radiatia solara totala; c) radiaţii împrăştiate.

6. Alegeți răspunsul corect. La deplasarea către ecuator, cantitatea de radiație solară totală: a) crește; b) scade; c) nu se modifică.

7. Alegeți răspunsul corect. Cea mai mare rată de radiație reflectată este: a) zăpada; b) cernoziom; c) nisip; d) apa.

8. Crezi că este posibil să te bronzezi într-o zi înnorată de vară?

Radiația solară totală este formată din două componente: difuză și directă. În același timp, razele soarelui, indiferent de natura lor, poartă radiații ultraviolete, care afectează bronzarea.

9. Folosind harta din figura 36, ​​determinați radiația solară totală pentru zece orașe din Rusia. Ce concluzie ai tras?

Radiația totală în diferite orașe ale Rusiei:

Murmansk: 10 kcal/cm2 pe an;

Arhangelsk: 30 kcal/cm2 pe an;

Moscova: 40 kcal/cm2 pe an;

Perm: 40 kcal/cm2 pe an;

Kazan: 40 kcal/cm2 pe an;

Chelyabinsk: 40 kcal/cm2 pe an;

Saratov: 50 kcal/cm2 pe an;

Volgograd: 50 kcal/cm2 pe an;

Astrahan: 50 kcal/cm2 pe an;

Rostov-pe-Don: peste 50 kcal/cm2 pe an;

Modelul general în distribuția radiației solare este următorul: cu cât un obiect (oraș) este mai aproape de pol, cu atât mai puțină radiație solară cade pe el (oraș).

10. Descrieți cum diferă anotimpurile anului în zona dvs. (condiții naturale, viața oamenilor, activitățile acestora). În ce anotimp al anului este viața cea mai activă?

Terenul complex și întinderea mare de la nord la sud fac posibilă distingerea a 3 zone în regiune, care diferă atât prin relief, cât și prin caracteristici climatice: pădure de munte, silvostepă și stepă. Clima zonei de munte-pădure este rece și umedă. Condițiile de temperatură variază în funcție de topografie. Această zonă este caracterizată de veri scurte și răcoroase și ierni lungi și înzăpezite. Stratul de zăpadă permanent se formează în perioada 25 octombrie – 5 noiembrie și rămâne până la sfârșitul lunii aprilie, iar în unii ani stratul de zăpadă persistă până în 10-15 mai. Cea mai rece lună este ianuarie. Temperatura medie iarna este de minus 15-16 ° C, minima absolută este de 44-48 ° C. Cea mai caldă lună este iulie cu o temperatură medie a aerului de plus 15-17 ° C, temperatura maximă absolută a aerului în timpul verii în această zonă a ajuns la plus 37-38 ° C Clima zonei de silvostepă este caldă, cu ierni destul de reci și înzăpezite. Temperatura medie din ianuarie este de minus 15,5-17,5 ° C, temperatura minimă absolută a aerului a atins minus 42-49 ° C. Temperatura medie a aerului în iulie este de plus 18-19 ° C. Temperatura maximă absolută este de plus 42,0 ° C Clima a zonei de stepă este foarte caldă și uscată. Iarna aici este rece, cu înghețuri puternice și furtuni de zăpadă care au loc timp de 40-50 de zile, provocând transfer abundent de zăpadă. Temperatura medie din ianuarie este de minus 17-18° C. În iernile severe, temperatura minimă a aerului scade la minus 44-46° C.

Pământul primește 1,36*10,24 cal de căldură pe an de la Soare. În comparație cu această cantitate de energie, cantitatea rămasă de energie radiantă care ajunge la suprafața Pământului este neglijabilă. Astfel, energia radiantă a stelelor este de o sută de milioane din energia solară, radiația cosmică este de două miliarde, căldura internă a Pământului la suprafața sa este egală cu o cinci miimi din căldura solară.
Radiația de la Soare - radiatie solara- este principala sursă de energie pentru aproape toate procesele care au loc în atmosferă, hidrosferă și în straturile superioare ale litosferei.
Unitatea de măsură a intensității radiației solare este numărul de calorii de căldură absorbite de 1 cm2 dintr-o suprafață absolut neagră perpendiculară pe direcția razelor solare în 1 minut (cal/cm2*min).

Fluxul de energie radiantă de la Soare care ajunge în atmosfera pământului este foarte constant. Intensitatea sa se numește constantă solară (Io) și se consideră în medie 1,88 kcal/cm2 min.
Valoarea constantei solare fluctuează în funcție de distanța Pământului față de Soare și de activitatea solară. Fluctuațiile sale pe parcursul anului sunt de 3,4-3,5%.
Dacă razele soarelui ar cădea vertical peste tot pe suprafața pământului, atunci în absența unei atmosfere și cu o constantă solară de 1,88 cal/cm2*min, fiecare centimetru pătrat ar primi 1000 kcal pe an. Datorită faptului că Pământul este sferic, această cantitate este redusă de 4 ori și 1 sq. cm primește în medie 250 kcal pe an.
Cantitatea de radiație solară primită de o suprafață depinde de unghiul de incidență al razelor.
Cantitatea maximă de radiație este primită de o suprafață perpendiculară pe direcția razelor solare, deoarece în acest caz toată energia este distribuită pe o zonă cu o secțiune transversală egală cu secțiunea transversală a fasciculului de raze - a. Când același fascicul de raze este incident oblic, energia este distribuită pe o suprafață mai mare (secțiunea b) și o suprafață unitară primește mai puțin din ea. Cu cât unghiul de incidență al razelor este mai mic, cu atât intensitatea radiației solare este mai mică.
Dependența intensității radiației solare de unghiul de incidență al razelor este exprimată prin formula:

I1 = I0 * sin h,

unde I0 este intensitatea radiației solare la o incidență verticală a razelor. În afara atmosferei - constanta solară;
I1 este intensitatea radiației solare atunci când razele solare cad sub un unghi h.
I1 este de atâtea ori mai mic decât I0 cu cât secțiunea transversală a este mai mică decât secțiunea transversală b.
Figura 27 arată că a/b = sin A.
Unghiul de incidență al razelor solare (înălțimea Soarelui) este egal cu 90° numai la latitudini de la 23°27"N la 23°27"S. (adică între tropice). La alte latitudini este întotdeauna mai mică de 90° (Tabelul 8). În funcție de scăderea unghiului de incidență a razelor, ar trebui să scadă și intensitatea radiației solare care ajunge la suprafață la diferite latitudini. Deoarece înălțimea Soarelui nu rămâne constantă pe tot parcursul anului și în timpul zilei, cantitatea de căldură solară primită de suprafață se modifică continuu.

Cantitatea de radiație solară primită de o suprafață este direct legată de în funcţie de durata expunerii sale la lumina solară.

În zona ecuatorială din afara atmosferei, cantitatea de căldură solară în timpul anului nu prezintă fluctuații mari, în timp ce la latitudini mari aceste fluctuații sunt foarte mari (vezi Tabelul 9). Iarna, diferențele de câștig de căldură solară între latitudinile înalte și cele joase sunt deosebit de semnificative. Vara, în condiții de iluminare continuă, regiunile polare primesc cantitatea maximă de căldură solară pe zi pe Pământ. În ziua solstițiului de vară în emisfera nordică este cu 36% mai mare decât cantitatea zilnică de căldură la ecuator. Dar, deoarece lungimea zilei la ecuator nu este de 24 de ore (ca în acest moment la pol), ci de 12 ore, cantitatea de radiație solară pe unitatea de timp la ecuator rămâne cea mai mare. Maximul de vară al cantității zilnice de căldură solară, observat în jurul valorii de 40-50° latitudine, este asociat cu o lungime a zilei relativ lungă (mai mare decât în ​​acest moment la 10-20° latitudine) cu o altitudine solară semnificativă. Diferențele în cantitatea de căldură primită de regiunile ecuatoriale și polare sunt mai mici vara decât iarna.
Emisfera sudică primește mai multă căldură vara decât emisfera nordică, iarna - invers (afectată de modificările distanței Pământului față de Soare). Și dacă suprafața ambelor emisfere ar fi complet omogenă, amplitudinile anuale ale fluctuațiilor de temperatură în emisfera sudică ar fi mai mari decât în ​​cea nordică.
Radiația solară din atmosferă este supusă modificări cantitative și calitative.
Chiar și o atmosferă ideală, uscată și curată absoarbe și împrăștie razele, reducând intensitatea radiației solare. Efectul de slăbire al unei atmosfere reale care conține vapori de apă și impurități solide asupra radiației solare este mult mai mare decât cel al unei atmosfere ideale. Atmosfera (oxigen, ozon, dioxid de carbon, praf și vapori de apă) absoarbe în principal razele ultraviolete și infraroșii. Energia radiantă a Soarelui absorbită de atmosferă este transformată în alte tipuri de energie: termică, chimică etc. În general, absorbția slăbește radiația solară cu 17-25%.
Moleculele gazelor atmosferice împrăștie razele cu unde relativ scurte - violet, albastru. Acesta este ceea ce explică culoarea albastră a cerului. Razele de lungimi de undă diferite sunt împrăștiate în mod egal de impurități. Prin urmare, atunci când conținutul lor este semnificativ, cerul capătă o nuanță albicioasă.
Datorită împrăștierii și reflectării luminii solare de către atmosferă, lumina zilei este observată în zilele înnorate, obiectele din umbră sunt vizibile și apare fenomenul crepusculului.
Cu cât este mai lungă calea fasciculului în atmosferă, cu atât mai mare este grosimea prin care acesta trebuie să treacă și cu atât radiația solară este mai semnificativ atenuată. Prin urmare, odată cu înălțimea, influența atmosferei asupra radiațiilor scade. Lungimea traseului luminii solare în atmosferă depinde de înălțimea Soarelui. Dacă luăm lungimea traiectoriei unei raze solare în atmosferă ca una la o altitudine solară de 90° (m), relația dintre înălțimea Soarelui și lungimea traiectoriei razei în atmosferă va fi așa cum se arată în tabel. . 10.

Atenuarea generală a radiației din atmosferă la orice înălțime a Soarelui poate fi exprimată prin formula Bouguer: Im= I0*pm, unde Im este intensitatea radiației solare la suprafața pământului modificată în atmosferă; I0 - constantă solară; m este calea fasciculului în atmosferă; la o altitudine solară de 90° este egal cu 1 (masa atmosferei), p este coeficientul de transparență (un număr fracționar care arată ce fracție de radiație ajunge la suprafață la m=1).
La o altitudine solară de 90°, cu m=1, intensitatea radiației solare la suprafața pământului I1 este de p ori mai mică decât Io, adică I1=Io*p.
Dacă înălțimea Soarelui este mai mică de 90°, atunci m este întotdeauna mai mare decât 1. Calea unei raze solare poate consta din mai multe segmente, fiecare dintre ele egal cu 1. Intensitatea radiației solare la limita dintre primul (aa1) și al doilea (a1a2) segmente I1 este evident egală cu Io *p, intensitatea radiației după trecerea celui de-al doilea segment I2=I1*p=I0 p*p=I0 p2; I3=I0p3 etc.

Transparența atmosferei este variabilă și variază în diferite condiții. Raportul dintre transparența atmosferei reale și transparența atmosferei ideale - factorul de turbiditate - este întotdeauna mai mare decât unu. Depinde de conținutul de vapori de apă și praf din aer. Odată cu creșterea latitudinii geografice, factorul de turbiditate scade: la latitudini de la 0 la 20° N. w. are o medie de 4,6 la latitudini de la 40 la 50° N. w. - 3,5, la latitudini de la 50 la 60° N. w. - 2,8 și la latitudini de la 60 la 80° N. w. - 2.0. În latitudinile temperate, factorul de turbiditate în timpul iernii este mai mic decât vara și mai mic dimineața decât în ​​timpul zilei. Descrește odată cu înălțimea. Cu cât factorul de turbiditate este mai mare, cu atât este mai mare atenuarea radiației solare.
Distinge radiatia solara directa, difuza si totala.
Porțiunea de radiație solară care pătrunde prin atmosferă până la suprafața pământului este radiație directă. O parte din radiația împrăștiată de atmosferă se transformă în radiație difuză. Toată radiația solară care ajunge la suprafața pământului, directă și difuză, se numește radiație totală.
Raportul dintre radiația directă și cea difuză variază semnificativ în funcție de înnorare, de praful atmosferei și, de asemenea, de altitudinea Soarelui. Pe cer senin, proporția de radiație împrăștiată nu depășește 0,1%; pe cer înnorat, radiația împrăștiată poate fi mai mare decât radiația directă.
La o altitudine solară scăzută, radiația totală constă aproape în întregime din radiații împrăștiate. Cu o altitudine solară de 50° și un cer senin, proporția radiațiilor împrăștiate nu depășește 10-20%.
Hărțile valorilor medii anuale și lunare ale radiației totale ne permit să observăm principalele modele în distribuția sa geografică. Valorile anuale ale radiației totale sunt distribuite în principal zonal. Cea mai mare cantitate anuală de radiație totală de pe Pământ este primită de suprafață în deșerturile tropicale interioare (Sahara de Est și Arabia centrală). O scădere vizibilă a radiației totale la ecuator este cauzată de umiditatea ridicată a aerului și norii grei. În Arctica, radiația totală este de 60-70 kcal/cm2 pe an; în Antarctica, datorită frecvenței frecvente a zilelor senine și a unei mai mari transparențe a atmosferei, este ceva mai mare.

În iunie, emisfera nordică, și în special regiunile tropicale și subtropicale interioare, primesc cele mai mari cantități de radiații. Cantitățile de radiații solare primite de suprafață în latitudinile temperate și polare ale emisferei nordice diferă puțin, în principal datorită lungimii lungi a zilei în regiunile polare. Zonarea în distribuția radiației totale de mai sus. continente în emisfera nordică și în latitudinile tropicale ale emisferei sudice aproape nu este exprimată. Se manifestă mai bine în emisfera nordică peste Ocean și se exprimă clar în latitudinile extratropicale ale emisferei sudice. Aproape de cercul polar sudic, radiația solară totală se apropie de 0.
În decembrie, cele mai mari cantități de radiații intră în emisfera sudică. Suprafața de gheață înaltă a Antarcticii, cu o transparență ridicată a aerului, primește semnificativ mai multă radiație totală decât suprafața Arcticii în iunie. Există multă căldură în deșerturi (Kalahari, Great Australian), dar datorită naturii oceanice mai mari a emisferei sudice (influența umidității ridicate a aerului și a înnorășării), cantitatea de căldură aici este ceva mai mică decât în ​​iunie la aceleași latitudini ale emisferei nordice. În latitudinile ecuatoriale și tropicale ale emisferei nordice, radiația totală se modifică relativ puțin, iar zonalitatea în distribuția sa este exprimată clar doar la nordul tropicului nordic. Odată cu creșterea latitudinii, radiația totală scade destul de repede, izolina sa zero se află ușor la nord de Cercul polar.
Radiația solară totală care lovește suprafața Pământului este parțial reflectată înapoi în atmosferă. Se numește raportul dintre cantitatea de radiație reflectată de o suprafață și cantitatea de radiație incidentă pe acea suprafață albedo. Albedo caracterizează reflectivitatea unei suprafețe.
Albedoul suprafeței pământului depinde de starea și proprietățile sale: culoare, umiditate, rugozitate etc. Zăpada proaspăt căzută are cea mai mare reflectivitate (85-95%). O suprafata de apa linistita, cand razele soarelui cad vertical pe ea, reflecta doar 2-5%, iar cand soarele este jos, aproape toate razele cad pe ea (90%). Albedo de cernoziom uscat - 14%, umed - 8, pădure - 10-20, vegetație de luncă - 18-30, suprafața deșertului nisipos - 29-35, suprafața de gheață - 30-40%.
Albedo-ul mare al suprafeței de gheață, în special atunci când este acoperit cu zăpadă proaspăt căzută (până la 95%), este motivul temperaturilor scăzute în regiunile polare vara, când afluxul de radiație solară acolo este semnificativ.
Radiația de la suprafața pământului și atmosferă. Orice corp cu o temperatură peste zero absolut (mai mare de minus 273°) emite energie radiantă. Emisivitatea totală a unui corp negru este proporțională cu a patra putere a temperaturii sale absolute (T):
E = σ*T4 kcal/cm2 pe minut (legea Stefan-Boltzmann), unde σ este un coeficient constant.
Cu cât temperatura corpului emițător este mai mare, cu atât lungimea de undă a razelor nm emise este mai mică. Soarele fierbinte trimite în spațiu radiații cu unde scurte. Suprafața pământului, absorbind radiația solară cu unde scurte, se încălzește și devine, de asemenea, o sursă de radiații (radiația terestră). Dar, deoarece temperatura suprafeței pământului nu depășește câteva zeci de grade, aceasta radiații cu undă lungă, invizibile.
Radiația Pământului este reținută în mare măsură de atmosferă (vapori de apă, dioxid de carbon, ozon), dar razele cu o lungime de undă de 9-12 microni scapă liber dincolo de atmosferă și, prin urmare, Pământul își pierde o parte din căldură.
Atmosfera, absorbind o parte din radiația solară care trece prin ea și mai mult de jumătate din radiația terestră, ea însăși radiază energie atât în ​​spațiu, cât și către suprafața pământului. Radiația atmosferică îndreptată spre suprafața pământului către suprafața pământului se numește contra radiații. Această radiație, ca și radiația terestră, este cu undă lungă și invizibilă.
Există două fluxuri de radiații cu undă lungă în atmosferă - radiația de la suprafața Pământului și radiația din atmosferă. Se numește diferența dintre ele, care determină pierderea reală de căldură de către suprafața pământului radiații eficiente. Cu cât temperatura suprafeței emițătoare este mai mare, cu atât radiația efectivă este mai mare. Umiditatea aerului reduce radiația eficientă, iar norii o reduc foarte mult.
Cele mai mari cantități anuale de radiații efective se observă în deșerturile tropicale - 80 kcal/cm2 pe an - datorită temperaturilor ridicate la suprafață, aerului uscat și cerului senin. La ecuator, cu umiditate ridicată a aerului, radiația efectivă este de doar aproximativ 30 kcal/cm2 pe an, iar valoarea ei pentru pământ și pentru Ocean diferă foarte puțin. Cea mai scăzută radiație eficientă în regiunile polare. În latitudinile temperate, suprafața pământului pierde aproximativ jumătate din cantitatea de căldură pe care o primește din absorbția radiației totale.
Capacitatea atmosferei de a transmite radiații cu unde scurte de la Soare (radiație directă și difuză) și de a reține radiația cu unde lungi de la Pământ se numește efect de seră. Datorită efectului de seră, temperatura medie a suprafeței pământului este de +16°, în absența unei atmosfere ar fi -22° (cu 38° mai mică).
Bilanțul radiațiilor (radiația reziduală). Suprafața pământului primește simultan radiații și o eliberează. Influxul de radiație constă din radiația solară totală și contraradiația din atmosferă. Consumul este reflectarea luminii solare de la suprafata (albedo) si radiatia proprie a suprafetei terestre. Diferența dintre radiațiile de intrare și de ieșire - balanța radiațiilor, sau radiații reziduale. Valoarea balanței radiațiilor este determinată de ecuație

R = Q*(1-α) - I,

unde Q este radiația solară totală care ajunge pe unitate de suprafață; α - albedo (fracție); I - radiație eficientă.
Dacă venitul este mai mare decât debitul, balanța radiațiilor este pozitivă; dacă venitul este mai mic decât debitul, soldul este negativ. Noaptea la toate latitudinile bilanțul de radiații este negativ, în timpul zilei înainte de amiază este pozitiv peste tot mai puțin la latitudini mari iarna; după-amiaza - negativ din nou. În medie pe zi, bilanţul radiaţiilor poate fi fie pozitiv, fie negativ (Tabelul 11).


Harta sumelor anuale ale balanței radiațiilor de pe suprafața pământului arată o schimbare bruscă a poziției izoliniilor pe măsură ce se deplasează de la uscat la ocean. De regulă, balanța de radiații a suprafeței Oceanului depășește balanța de radiații a pământului (influența albedoului și a radiației efective). Distribuția balanței radiațiilor este în general zonală. Pe Ocean în latitudini tropicale, valorile anuale ale balanței radiațiilor ajung la 140 kcal/cm2 (Marea Arabiei) și nu depășesc 30 kcal/cm2 la limita gheții plutitoare. Abaterile de la distribuția zonală a balanței radiațiilor pe Ocean sunt nesemnificative și sunt cauzate de distribuția nebulozității.
Pe uscat la latitudini ecuatoriale și tropicale, valorile anuale ale balanței radiațiilor variază de la 60 la 90 kcal/cm2, în funcție de condițiile de umiditate. Cele mai mari sume anuale ale bilanțului radiațiilor se observă în acele zone în care albedo și radiația efectivă sunt relativ scăzute (păduri tropicale, savane). Valorile lor sunt cele mai scăzute în zonele foarte umede (nebulozitate mare) și foarte uscate (radiație eficientă ridicată). În latitudinile temperate și înalte, valoarea anuală a balanței radiațiilor scade odată cu creșterea latitudinii (efectul scăderii radiației totale).
Cantitățile anuale ale balanței radiațiilor în regiunile centrale ale Antarcticii sunt negative (câteva calorii la 1 cm2). În Arctica, valorile acestor cantități sunt aproape de zero.
În iulie, bilanţul de radiaţii al suprafeţei pământului într-o parte semnificativă a emisferei sudice este negativ. Linia de echilibru zero se întinde între 40 și 50° S. w. Cea mai mare valoare a bilanţului radiaţiilor este atinsă pe suprafaţa Oceanului în latitudinile tropicale ale emisferei nordice şi pe suprafaţa unor mări interioare, precum Marea Neagră (14-16 kcal/cm2 pe lună).
În ianuarie, linia de echilibru zero este situată între 40 și 50° N. w. (peste oceane se ridică oarecum spre nord, peste continente coboară spre sud). O parte semnificativă a emisferei nordice are un bilanț negativ al radiațiilor. Cele mai mari valori ale balanței radiațiilor sunt limitate la latitudinile tropicale ale emisferei sudice.
În medie pe an, bilanţul de radiaţii al suprafeţei pământului este pozitiv. În acest caz, temperatura suprafeței nu crește, ci rămâne aproximativ constantă, ceea ce poate fi explicat doar prin consumul continuu de căldură în exces.
Bilanțul de radiații al atmosferei este format din radiația solară și terestră absorbită de aceasta, pe de o parte, și radiația atmosferică, pe de altă parte. Este întotdeauna negativ, deoarece atmosfera absoarbe doar o mică parte din radiația solară și emite aproape la fel de mult ca suprafața.
Bilanțul de radiații al suprafeței și al atmosferei împreună în ansamblu pentru întregul Pământ pe an este în medie zero, dar la latitudini poate fi atât pozitiv, cât și negativ.
Consecința acestei distribuții a balanței radiațiilor ar trebui să fie transferul de căldură în direcția de la ecuator la poli.
Echilibrul termic. Echilibrul radiațiilor este cea mai importantă componentă a balanței termice. Ecuația de echilibru termic de suprafață arată modul în care energia radiației solare primite este convertită pe suprafața pământului:

unde R este bilanţul radiaţiilor; LE - consumul de căldură pentru evaporare (L - căldură latentă de evaporare, E - evaporare);
P - schimbul de căldură turbulent între suprafață și atmosferă;
A - schimbul de căldură între suprafața și straturile subiacente de sol sau apă.
Bilanțul de radiații al unei suprafețe este considerat pozitiv dacă radiația absorbită de suprafață depășește pierderea de căldură și negativ dacă nu o reface. Toți ceilalți termeni ai bilanţului termic sunt consideraţi pozitivi dacă duc la pierderi de căldură de la suprafaţă (dacă corespund consumului de căldură). Deoarece. toți termenii ecuației se pot schimba, echilibrul termic este perturbat în mod constant și restabilit.
Ecuația de echilibru termic de suprafață discutată mai sus este aproximativă, deoarece nu ia în considerare unii factori minori, ci în condiții specifice, care devin importanți, de exemplu, degajarea de căldură în timpul înghețului, consumul acesteia pentru dezghețare etc.
Bilanțul termic al atmosferei constă din echilibrul radiativ al atmosferei Ra, căldura provenită de la suprafață, Pa, căldura degajată în atmosferă în timpul condensării, LE și transferul orizontal de căldură (advecția) Aa. Bilanțul de radiații al atmosferei este întotdeauna negativ. Influxul de căldură ca rezultat al condensului umidității și mărimea transferului de căldură turbulent sunt pozitive. Advecția de căldură duce, în medie pe an, la transferul acesteia de la latitudini joase la latitudini mari: astfel, înseamnă pierderi de căldură la latitudini joase și câștig de căldură la latitudini mari. Într-o derivare pe termen lung, echilibrul termic al atmosferei poate fi exprimat prin ecuația Ra=Pa+LE.
Bilanțul termic al suprafeței și al atmosferei împreună în ansamblu este egal cu 0 pe o medie pe termen lung (Fig. 35).

Cantitatea de radiație solară care intră în atmosferă pe an (250 kcal/cm2) este considerată 100%. Radiația solară, care pătrunde în atmosferă, este parțial reflectată de nori și se întoarce în afara atmosferei - 38%, parțial absorbită de atmosferă - 14% și parțial sub formă de radiație solară directă ajunge la suprafața pământului - 48%. Din cele 48% care ajung la suprafata, 44% sunt absorbite de aceasta, iar 4% sunt reflectate. Astfel, albedo-ul Pământului este de 42% (38+4).
Radiația absorbită de suprafața pământului se consumă astfel: 20% se pierde prin radiația efectivă, 18% se cheltuiește pentru evaporarea de la suprafață, 6% se cheltuiește pentru încălzirea aerului în timpul schimbului de căldură turbulent (total 24%). Consumul de căldură de către suprafață echilibrează sosirea acesteia. Căldura primită de atmosferă (14% direct de la Soare, 24% de la suprafața pământului), împreună cu radiația efectivă a Pământului, este direcționată în spațiul cosmic. Albedo-ul Pământului (42%) și radiația (58%) echilibrează intrarea radiației solare în atmosferă.

Radiatie solara

Radiatie solara

radiații electromagnetice care emană de la Soare și intră în atmosfera terestră. Lungimile de undă ale radiației solare sunt concentrate în intervalul de la 0,17 la 4 µm cu un max. la o lungime de undă de 0,475 µm. BINE. 48% din energia radiației solare cade în partea vizibilă a spectrului (lungime de undă de la 0,4 la 0,76 microni), 45% în infraroșu (mai mult de 0,76 microni) și 7% în ultraviolete (mai puțin de 0,4 µm). Radiația solară este principala sursă de energie pentru procesele din atmosferă, ocean, biosferă etc. Se măsoară în unități de energie pe unitatea de suprafață pe unitatea de timp, de exemplu. W/m². Radiația solară la limita superioară a atmosferei miercuri. se numește distanța Pământului față de Soare constantă solară si se ridica la cca. 1382 W/m². Trecând prin atmosfera terestră, radiația solară se modifică în intensitate și compoziție spectrală datorită absorbției și împrăștierii pe particulele de aer, impuritățile gazoase și aerosoli. La suprafața Pământului, spectrul radiației solare este limitat la 0,29–2,0 μm, iar intensitatea este redusă semnificativ în funcție de conținutul de impurități, altitudine și acoperirea norilor. Radiația directă, slăbită la trecerea prin atmosferă, precum și radiația împrăștiată, formată atunci când linia directă este împrăștiată în atmosferă, ajunge la suprafața pământului. O parte din radiația solară directă este reflectată de suprafața pământului și nori și merge în spațiu; radiația împrăștiată scapă și ea parțial în spațiu. Restul radiației solare este în principal se transformă în căldură, încălzind suprafața pământului și parțial aerul. Radiația solară, adică, este una dintre principalele. componente ale balanței radiațiilor.

Geografie. Enciclopedie ilustrată modernă. - M.: Rosman. Editat de prof. A. P. Gorkina. 2006 .

Vedeți ce înseamnă „radiația solară” în alte dicționare:

Radiația electromagnetică și corpusculară a Soarelui. Radiația electromagnetică acoperă intervalul de lungimi de undă de la radiația gamma până la unde radio, energia maximă a acesteia scade în partea vizibilă a spectrului. Componenta corpusculară a soarelui... ... Dicţionar enciclopedic mare

radiatie solara- Fluxul total de radiații electromagnetice emise de Soare și care cad pe Pământ... Dicţionar de Geografie

Acest termen are alte semnificații, vezi Radiație (sensuri). Acest articol nu are link-uri către surse de informații. Informațiile trebuie să fie verificabile, altfel pot fi puse sub semnul întrebării... Wikipedia

Toate procesele de pe suprafața globului, oricare ar fi ele, au ca sursă energia solară. Sunt studiate procese pur mecanice, procese chimice în aer, apă, sol, procese fiziologice sau orice altceva... ... Dicţionar Enciclopedic F.A. Brockhaus și I.A. Efron

Radiația electromagnetică și corpusculară a Soarelui. Radiația electromagnetică acoperă intervalul de lungimi de undă de la radiația gamma până la unde radio, energia maximă a acesteia scade în partea vizibilă a spectrului. Componenta corpusculară a soarelui... ... Dicţionar enciclopedic

radiatie solara- Saulės spinduliuotė statusas T sritis fizika atitikmenys: engl. radiatia solara vok. Sonnenstrahlung, f rus. radiația solară, n; radiația solară, f; radiatia solara, n pranc. rayonnement solaire, m … Fizikos terminų žodynas

radiatie solara- 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%, ultravioletinės 0,76 nm sudaro 45%, matomoji 0,38–0,76 nm – 48%, ultravioletinės 7,38ų gama, ultravioletin %) kvantų ir… … Ekologijos terminų aiškinamasis žodynas

Radiația de la Soare de natură electromagnetică și corpusculară. S. r. principala sursă de energie pentru majoritatea proceselor care au loc pe Pământ. Corpuscular S. r. constă în principal din protoni, care au viteze de 300–1500 în apropierea Pământului… … Marea Enciclopedie Sovietică

E-mail mag. și radiațiile corpusculare de la Soare. E-mail mag. radiația acoperă o gamă de lungimi de undă de la radiația gamma până la unde radio, energia sa. maximul se încadrează pe partea vizibilă a spectrului. Componenta corpusculară a S. r. este format din cap. arr. din…… Științele naturii. Dicţionar enciclopedic

radiatia solara directa- Radiația solară care vine direct de pe discul solar... Dicţionar de Geografie

Cărți

• Radiația solară și clima Pământului, Fedorov Valery Mikhailovici. Cartea prezintă rezultatele studiilor asupra variațiilor insolației Pământului asociate cu procesele mecanice cerești. Modificările de joasă și de înaltă frecvență ale climatului solar sunt analizate...

Surse de căldură. Energia termică are o importanță decisivă în viața atmosferei. Sursa principală a acestei energii este Soarele. În ceea ce privește radiația termică a Lunii, planetelor și stelelor, aceasta este atât de nesemnificativă pentru Pământ încât practic nu poate fi luată în considerare. Cu mult mai multă energie termică este furnizată de căldura internă a Pământului. Conform calculelor geofizicienilor, fluxul constant de căldură din interiorul Pământului crește temperatura suprafeței pământului cu 0°.1. Dar un astfel de aflux de căldură este încă atât de mic încât nici nu este nevoie să ținem cont de el. Astfel, singura sursă de energie termică de pe suprafața Pământului poate fi considerată doar Soarele.

Radiatie solara. Soarele, care are o temperatură a fotosferei (suprafața radiantă) de aproximativ 6000°, radiază energie în spațiu în toate direcțiile. O parte din această energie, sub forma unui fascicul imens de raze solare paralele, lovește Pământul. Se numește energia solară care ajunge la suprafața Pământului sub formă de raze directe de la Soare radiatia solara directa. Dar nu toată radiația solară direcționată spre Pământ ajunge la suprafața pământului, deoarece razele soarelui, care trec printr-un strat gros al atmosferei, sunt parțial absorbite de acesta, parțial împrăștiate de molecule și particule de aer în suspensie, iar unele sunt reflectate de nori. Acea parte a energiei solare care este disipată în atmosferă se numește radiații împrăștiate. Radiația solară împrăștiată călătorește prin atmosferă și ajunge la suprafața Pământului. Percepem acest tip de radiație ca lumină uniformă a zilei, când Soarele este complet acoperit de nori sau tocmai a dispărut sub orizont.

Radiația solară directă și difuză, care a ajuns la suprafața Pământului, nu este complet absorbită de aceasta. O parte din radiația solară este reflectată de la suprafața pământului înapoi în atmosferă și se găsește acolo sub forma unui flux de raze, așa-numitul radiatia solara reflectata.

Compoziția radiației solare este foarte complexă, ceea ce este asociat cu temperatura foarte ridicată a suprafeței radiante a Soarelui. În mod convențional, în funcție de lungimea de undă, spectrul radiației solare este împărțit în trei părți: ultraviolete (η<0,4<μ видимую глазом (η de la 0,4μ la 0,76μ) și partea infraroșie (η >0,76μ). Pe lângă temperatura fotosferei solare, compoziția radiației solare de la suprafața pământului este influențată și de absorbția și împrăștierea unei părți din razele solare pe măsură ce acestea trec prin învelișul de aer al Pământului. În acest sens, compoziția radiației solare la limita superioară a atmosferei și la suprafața Pământului va fi diferită. Pe baza calculelor și observațiilor teoretice, s-a stabilit că la limita atmosferei, radiațiile ultraviolete reprezintă 5%, razele vizibile - 52% și infraroșii - 43%. La suprafața pământului (la o altitudine solară de 40°), razele ultraviolete reprezintă doar 1%, razele vizibile reprezintă 40%, iar razele infraroșii reprezintă 59%.

Intensitatea radiației solare. Intensitatea radiației solare directe este înțeleasă ca cantitatea de căldură în calorii primită pe minut. din energia radiantă a suprafeței Soarelui în 1 cm 2, situat perpendicular pe razele soarelui.

Pentru măsurarea intensității radiației solare directe se folosesc instrumente speciale - actinometre și pirhelimetre; Cantitatea de radiație împrăștiată este determinată de un piranometru. Înregistrarea automată a duratei radiației solare se realizează prin actinografie și heliografe. Intensitatea spectrală a radiației solare este determinată de un spectrobolograf.

La limita atmosferei, unde sunt excluse efectele de absorbție și împrăștiere ale învelișului de aer al Pământului, intensitatea radiației solare directe este de aproximativ 2. fecale de 1 cm 2 suprafețe în 1 min. Această cantitate se numește constantă solară. Intensitatea radiației solare în 2 fecale de 1 cm 2 in 1 min. asigură o cantitate atât de mare de căldură în timpul anului încât ar fi suficient să topești un strat de gheață 35 m gros dacă un astfel de strat acoperea întreaga suprafață a pământului.

Numeroase măsurători ale intensității radiației solare dau motive de a crede că cantitatea de energie solară care ajunge la limita superioară a atmosferei Pământului fluctuează cu câteva procente. Oscilațiile sunt periodice și neperiodice, aparent asociate cu procese care au loc pe Soare însuși.

În plus, o anumită modificare a intensității radiației solare are loc în timpul anului datorită faptului că Pământul, în rotația sa anuală, se mișcă nu într-un cerc, ci într-o elipsă, la unul dintre focarele cărora se află Soarele. . În acest sens, distanța de la Pământ la Soare se modifică și, în consecință, intensitatea radiației solare fluctuează. Cea mai mare intensitate se observă în jurul datei de 3 ianuarie, când Pământul este cel mai aproape de Soare, iar cea mai scăzută în jurul datei de 5 iulie, când Pământul se află la distanța maximă de Soare.

Din acest motiv, fluctuațiile în intensitatea radiației solare sunt foarte mici și nu pot prezenta decât interes teoretic. (Cantitatea de energie la distanța maximă este legată de cantitatea de energie la distanța minimă ca 100:107, adică diferența este complet neglijabilă.)

Condiții de iradiere a suprafeței globului. Doar forma sferică a Pământului duce la faptul că energia radiantă a Soarelui este distribuită foarte neuniform pe suprafața Pământului. Deci, în zilele echinocțiului de primăvară și toamnă (21 martie și 23 septembrie), abia la ecuator la amiază unghiul de incidență al razelor va fi de 90° (Fig. 30), iar pe măsură ce se apropie de poli va scade de la 90 la 0°. Prin urmare,

dacă la ecuator cantitatea de radiație primită este luată ca 1, atunci la paralela a 60-a va fi exprimată ca 0,5, iar la pol va fi egală cu 0.

Globul, în plus, are o mișcare zilnică și anuală, iar axa pământului este înclinată față de planul orbital cu 66°.5. Datorită acestei înclinații, între planul ecuatorial și planul orbital se formează un unghi de 23°30. Această împrejurare duce la faptul că unghiurile de incidență ale razelor solare pentru aceleași latitudini vor varia în intervalul de 47° (23,5 + 23,5). ).

În funcție de perioada anului, se modifică nu numai unghiul de incidență al razelor, ci și durata iluminării. Dacă în țările tropicale lungimea zilei și a nopții este aproximativ aceeași în toate perioadele anului, atunci în țările polare, dimpotrivă, este foarte diferită. Deci, de exemplu, la 70° N. w. vara Soarele nu apune timp de 65 de zile la 80° N. sh. - 134, iar la stâlp -186. Din acest motiv, radiația la Polul Nord în ziua solstițiului de vară (22 iunie) este cu 36% mai mare decât la ecuator. În ceea ce privește întreaga jumătate de vară a anului, cantitatea totală de căldură și lumină primită de pol este cu doar 17% mai mică decât la ecuator. Astfel, vara în țările polare, durata iluminării compensează în mare măsură lipsa radiației care este o consecință a unghiului mic de incidență al razelor. În jumătatea de iarnă a anului, imaginea este complet diferită: cantitatea de radiații la același Pol Nord va fi egală cu 0. Ca urmare, pe parcursul anului, cantitatea medie de radiație la pol este cu 2,4 mai mică decât la ecuator. Din tot ce s-a spus, rezultă că cantitatea de energie solară pe care o primește Pământul prin radiație este determinată de unghiul de incidență al razelor și de durata iradierii.

În absența unei atmosfere la diferite latitudini, suprafața pământului ar primi următoarea cantitate de căldură pe zi, exprimată în calorii la 1 cm 2(vezi tabelul de la pagina 92).

Distribuția radiațiilor pe suprafața pământului dată în tabel este de obicei numită climat solar. Repetăm ​​că avem o astfel de distribuție a radiațiilor doar la limita superioară a atmosferei.

Slăbirea radiației solare în atmosferă. Până acum am vorbit despre condițiile de distribuție a căldurii solare pe suprafața pământului, fără a ține cont de atmosferă. Între timp, atmosfera în acest caz este de mare importanță. Radiația solară, care trece prin atmosferă, experimentează dispersie și, în plus, absorbție. Ambele procese împreună atenuează radiația solară într-o măsură semnificativă.

Razele soarelui, care trec prin atmosferă, experimentează mai întâi împrăștierea (difuzia). Imprăștirea este creată de faptul că razele de lumină, refractate și reflectate de moleculele de aer și particulele de corpuri solide și lichide din aer, deviază de la calea dreaptă. La cu adevărat „risipi”.

Imprăștirea atenuează foarte mult radiația solară. Odată cu creșterea cantității de vapori de apă și în special a particulelor de praf, dispersia crește și radiația este slăbită. În orașele mari și zonele deșertice, unde conținutul de praf din aer este cel mai mare, dispersia slăbește puterea radiației cu 30-45%. Datorită împrăștierii, se obține lumină naturală care luminează obiectele, chiar dacă razele soarelui nu cad direct asupra lor. Imprăștirea determină și culoarea cerului.

Să ne oprim acum asupra capacității atmosferei de a absorbi energia radiantă de la Soare. Principalele gaze care alcătuiesc atmosfera absorb relativ puțină energie radiantă. Impuritățile (vapori de apă, ozon, dioxid de carbon și praf), dimpotrivă, au o capacitate mare de absorbție.

În troposferă, cea mai semnificativă impuritate este vaporii de apă. Ele absorb mai ales puternic infraroșu (lungime de undă lungă), adică predominant razele termice. Și cu cât sunt mai mulți vapori de apă în atmosferă, cu atât în ​​mod natural mai mulți și. absorbţie. Cantitatea de vapori de apă din atmosferă este supusă unor schimbări mari. În condiții naturale, variază de la 0,01 la 4% (în volum).

Ozonul are o capacitate de absorbție foarte mare. Un amestec semnificativ de ozon, așa cum sa menționat deja, este situat în straturile inferioare ale stratosferei (deasupra tropopauzei). Ozonul absoarbe aproape complet razele ultraviolete (unde scurte).

Dioxidul de carbon are și o capacitate mare de absorbție. Absoarbe în principal razele cu unde lungi, adică predominant razele termice.

Praful din aer absoarbe, de asemenea, unele radiații solare. Când este încălzit de razele soarelui, poate crește semnificativ temperatura aerului.

Din cantitatea totală de energie solară care vine pe Pământ, atmosfera absoarbe doar aproximativ 15%.

Atenuarea radiației solare prin împrăștiere și absorbție de către atmosferă este foarte diferită pentru diferite latitudini ale Pământului. Această diferență depinde în primul rând de unghiul de incidență al razelor. În poziția zenitală a Soarelui, razele, căzând vertical, traversează atmosfera pe calea cea mai scurtă. Pe măsură ce unghiul de incidență scade, calea razelor se prelungește și atenuarea radiației solare devine mai semnificativă. Acesta din urmă este clar vizibil din desen (Fig. 31) și din tabelul atașat (în tabel, calea razei solare în poziția zenitală a Soarelui este luată ca una).

În funcție de unghiul de incidență al razelor, se modifică nu numai numărul de raze, ci și calitatea acestora. În perioada în care Soarele este la zenit (deasupra capului), razele ultraviolete reprezintă 4%,

vizibil - 44% și infraroșu - 52%. Când Soarele este poziționat lângă orizont, nu există deloc raze ultraviolete, vizibile 28% și infraroșu 72%.

Complexitatea influenței atmosferei asupra radiației solare este agravată și mai mult de faptul că capacitatea sa de transmisie variază foarte mult în funcție de perioada anului și de condițiile meteorologice. Deci, dacă cerul a rămas fără nori tot timpul, atunci cursul anual al influxului de radiație solară la diferite latitudini ar putea fi exprimat grafic după cum urmează (Fig. 32).Desenul arată clar că, cu un cer fără nori la Moscova în mai, Iunie și iulie, căldura ar fi primită mai mult de la radiația solară decât la ecuator. În mod similar, în a doua jumătate a lunii mai, iunie și prima jumătate a lunii iulie s-ar primi mai multă căldură la Polul Nord decât la ecuator și la Moscova. Repetăm ​​că acesta ar fi cazul cu un cer fără nori. Dar, în realitate, acest lucru nu funcționează, deoarece nebulozitatea slăbește semnificativ radiația solară. Să dăm un exemplu prezentat pe grafic (Fig. 33). Graficul arată cât de multă radiație solară nu ajunge la suprafața Pământului: o parte semnificativă a acesteia este întârziată de atmosferă și nori.

Cu toate acestea, trebuie spus că căldura absorbită de nori merge parțial pentru a încălzi atmosfera, iar parțial indirect ajunge la suprafața pământului.

Variațiile zilnice și anuale ale intensității solareradiații luminoase. Intensitatea radiației solare directe la suprafața Pământului depinde de înălțimea Soarelui deasupra orizontului și de starea atmosferei (prăfuirea acesteia). Dacă. Dacă transparența atmosferei ar fi constantă pe tot parcursul zilei, atunci intensitatea maximă a radiației solare ar fi observată la prânz, iar cea minimă la răsărit și apus. În acest caz, graficul intensității zilnice a radiației solare ar fi simetric în raport cu o jumătate de zi.

Conținutul de praf, vapori de apă și alte impurități din atmosferă este în continuă schimbare. În acest sens, transparența aerului se modifică și simetria graficului intensității radiației solare este perturbată. Adesea, mai ales vara, la amiază, când suprafața pământului este încălzită intens, apar curenți puternici de aer ascendenți, iar cantitatea de vapori de apă și praf din atmosferă crește. Acest lucru are ca rezultat o reducere semnificativă a radiației solare la prânz; Intensitatea maximă a radiațiilor în acest caz se observă în orele de dinainte de amiază sau după-amiază. Variația anuală a intensității radiației solare este asociată și cu modificările înălțimii Soarelui deasupra orizontului de-a lungul anului și cu starea de transparență a atmosferei în diferite anotimpuri. În țările emisferei nordice, cea mai mare înălțime a Soarelui deasupra orizontului are loc în luna iunie. Dar, în același timp, se observă cea mai mare pulbere a atmosferei. Prin urmare, intensitatea maximă apare de obicei nu în mijlocul verii, ci în lunile de primăvară, când Soarele răsare destul de sus* deasupra orizontului, iar atmosfera după iarnă rămâne relativ senină. Pentru a ilustra variația anuală a intensității radiației solare în emisfera nordică, prezentăm date privind valorile medii lunare ale intensității radiației la amiază în Pavlovsk.

Cantitatea de căldură din radiația solară. În timpul zilei, suprafața Pământului primește în mod continuu căldură din radiația solară directă și difuză sau numai din radiația difuză (pe vreme înnorată). Cantitatea zilnică de căldură se determină pe baza observațiilor actinometrice: luând în considerare cantitatea de radiații directe și difuze primite pe suprafața pământului. După ce s-a determinat cantitatea de căldură pentru fiecare zi, se calculează cantitatea de căldură primită de suprafața pământului pe lună sau pe an.

Cantitatea zilnică de căldură primită de suprafața pământului din radiația solară depinde de intensitatea radiației și de durata acțiunii acesteia în timpul zilei. În acest sens, afluxul minim de căldură are loc iarna, iar maximul vara. În distribuția geografică a radiației totale pe glob, creșterea acesteia se observă cu scăderea latitudinii. Această poziție este confirmată de următorul tabel.

Rolul radiațiilor directe și difuze în cantitatea anuală de căldură primită de suprafața pământului la diferite latitudini ale globului este diferit. La latitudini mari, cantitatea anuală de căldură este dominată de radiația împrăștiată. Odată cu scăderea latitudinii, radiația solară directă devine dominantă. De exemplu, în Golful Tikhaya, radiația solară difuză furnizează 70% din cantitatea anuală de căldură, iar radiația directă doar 30%. În Tașkent, dimpotrivă, radiația solară directă oferă 70%, împrăștiată doar 30%.

Reflectivitatea Pământului. Albedo. După cum sa indicat deja, suprafața Pământului absoarbe doar o parte din energia solară care ajunge la ea sub formă de radiație directă și difuză. Cealaltă parte se reflectă în atmosferă. Raportul dintre cantitatea de radiație solară reflectată de o suprafață dată și cantitatea de flux de energie radiantă incidentă pe această suprafață se numește albedo. Albedo este exprimat ca procent și caracterizează reflectivitatea unei anumite suprafețe.

Albedo depinde de natura suprafeței (proprietățile solului, prezența zăpezii, a vegetației, a apei etc.) și de unghiul de incidență al razelor Soarelui pe suprafața Pământului. Deci, de exemplu, dacă razele cad pe suprafața pământului la un unghi de 45°, atunci:

Din exemplele de mai sus este clar că reflectivitatea diferitelor obiecte nu este aceeași. Este cel mai mare lângă zăpadă și cel mai puțin lângă apă. Cu toate acestea, exemplele pe care le-am luat se referă doar la acele cazuri când înălțimea Soarelui deasupra orizontului este de 45°. Pe măsură ce acest unghi scade, reflectivitatea crește. Deci, de exemplu, la o altitudine solară de 90°, apa reflectă doar 2%, la 50° - 4%, la 20° - 12%, la 5° - 35-70% (în funcție de starea suprafeței apei ).

În medie, cu un cer fără nori, suprafața globului reflectă 8% din radiația solară. În plus, 9% este reflectat de atmosferă. Astfel, globul în ansamblu, cu un cer fără nori, reflectă 17% din energia radiantă a Soarelui căzând pe el. Dacă cerul este acoperit cu nori, atunci 78% din radiație este reflectată de ei. Dacă luăm condiții naturale, pe baza raportului dintre un cer fără nori și un cer acoperit cu nori, care se observă în realitate, atunci reflectivitatea Pământului în ansamblu este egală cu 43%.

Radiația terestră și atmosferică. Pământul, primind energie solară, se încălzește și el însuși devine o sursă de radiație de căldură în spațiu. Cu toate acestea, razele emise de suprafața pământului sunt foarte diferite de razele soarelui. Pământul emite doar raze infraroșii (termice) invizibile cu unde lungi (λ 8-14 μ). Energia emisă de suprafața pământului se numește radiatii terestre. Radiațiile de pe Pământ apar... zi și noapte. Cu cât temperatura corpului emițător este mai mare, cu atât intensitatea radiației este mai mare. Radiația terestră este determinată în aceleași unități ca și radiația solară, adică în calorii de la 1 cm 2 suprafețe în 1 min. Observațiile au arătat că cantitatea de radiații terestre este mică. De obicei ajunge la 15-18 sutimi dintr-o calorie. Dar, acționând continuu, poate da un efect termic semnificativ.

Cea mai puternică radiație terestră se obține cu un cer fără nori și o bună transparență a atmosferei. Acoperirea norilor (în special norii de jos) reduce semnificativ radiația terestră și o aduce adesea la zero. Aici putem spune că atmosfera, împreună cu norii, este o bună „pătură” care protejează Pământul de răcirea excesivă. Părți ale atmosferei, precum zonele suprafeței pământului, emit energie în funcție de temperatura lor. Această energie se numește radiatii atmosferice. Intensitatea radiației atmosferice depinde de temperatura părții radiante a atmosferei, precum și de cantitatea de vapori de apă și dioxid de carbon conținute în aer. Radiația atmosferică aparține grupului de unde lungi. Se răspândește în atmosferă în toate direcțiile; o anumită cantitate ajunge la suprafața pământului și este absorbită de acesta, cealaltă parte merge în spațiul interplanetar.

DESPRE sosirea și consumul energiei solare pe Pământ. Suprafața pământului, pe de o parte, primește energie solară sub formă de radiație directă și difuză, iar pe de altă parte, pierde o parte din această energie sub formă de radiație terestră. Ca urmare a sosirii si consumului de energie solara se obtine un rezultat.In unele cazuri, acest rezultat poate fi pozitiv, in altele negativ.Sa dam exemple ale ambelor.

8 ianuarie. Ziua este senină. Pe 1 cm 2 suprafața pământului primită în 20 de zile fecale radiația solară directă și 12 fecale radiații împrăștiate; în total, aceasta dă 32 cal.În același timp, din cauza radiațiilor 1 cm? suprafața pământului s-a pierdut 202 cal. Ca urmare, în limbaj contabil, bilanţul are o pierdere de 170 fecale(sold negativ).

6 iulie. Cerul este aproape fără nori. 630 primite din radiația solară directă fecale, din radiația împrăștiată 46 cal.În total, așadar, suprafața pământului a primit 1 cm 2 676 cal. 173 pierdut prin radiația terestră cal. Bilanțul arată un profit de 503 fecale(bilanţul este pozitiv).

Din exemplele date, printre altele, este complet clar de ce latitudinile temperate sunt reci iarna și calde vara.

Utilizarea radiației solare în scopuri tehnice și casnice. Radiația solară este o sursă naturală inepuizabilă de energie. Cantitatea de energie solară de pe Pământ poate fi judecată după acest exemplu: dacă, de exemplu, folosim căldura radiației solare care cade pe doar 1/10 din suprafața URSS, atunci putem obține energie egală cu munca de 30 mii hidrocentrale Nipru.

Oamenii au căutat de mult să folosească energia liberă a radiațiilor solare pentru nevoile lor. Până în prezent, au fost create multe centrale solare diferite care funcționează folosind radiația solară și sunt utilizate pe scară largă în industrie și pentru a satisface nevoile interne ale populației. În regiunile de sud ale URSS, încălzitoarele solare de apă, cazanele, instalațiile de desalinizare a apei sărate, uscătoarele solare (pentru uscarea fructelor), bucătăriile, băile, sere și dispozitivele în scopuri medicinale funcționează pe baza utilizării pe scară largă a radiației solare în industrie și utilități publice. Radiația solară este utilizată pe scară largă în stațiuni pentru a trata și îmbunătăți sănătatea oamenilor.