Solstrålning eller joniserande strålning från solen. §21. Solstrålning

ATMOSFÄR

Atmosfär. Struktur, sammansättning, ursprung, betydelse för civilförsvaret. Termiska processer i atmosfären. Solstrålning, dess typer, latitudinell fördelning och omvandling av jordytan.

Atmosfär- jordens luftskal, som hålls av tyngdkraften och deltar i planetens rotation. Tyngdkraften håller atmosfären nära jordens yta. Atmosfärens största tryck och densitet observeras på jordens yta, när du stiger upp minskar trycket och densiteten. På 18 km höjd minskar trycket med en faktor 10 och på en höjd av 80 km med en faktor på 75 000. Atmosfärens nedre gräns är jordens yta, den övre gränsen antas konventionellt vara en höjd av 1000-1200 km. Atmosfärens massa är 5,13 x 10 15 ton, och 99% av denna mängd finns i det nedre lagret upp till en höjd av 36 km.

Bevisen för förekomsten av höga lager av atmosfären är följande:

På en höjd av 22-25 km finns pärlemormoln i atmosfären;

På en höjd av 80 km är nattlyssnande moln synliga;

På ca 100-120 km höjd observeras bränning av meteoriter, d.v.s. här har atmosfären fortfarande tillräcklig täthet;

På en höjd av cirka 220 km börjar ljusspridningen av atmosfärens gaser (fenomenet skymning);

Norrsken börjar vid cirka 1000-1200 km, detta fenomen förklaras av jonisering av luft av korpuskulära strömmar som kommer från solen. En mycket sällsynt atmosfär sträcker sig till en höjd av 20 000 km, den bildar jordens korona och går omärkligt över i interplanetär gas.

Atmosfären, liksom planeten som helhet, roterar moturs från väst till öst. På grund av rotation får den formen av en ellipsoid, d.v.s. Tjockleken på atmosfären nära ekvatorn är större än nära polerna. Den har ett utsprång i motsatt riktning mot solen, denna "gassvans" på jorden, gles som en komet, har en längd på cirka 120 tusen km. Atmosfären är förbunden med andra geosfärer genom värme- och fuktutbyte. Energin från atmosfäriska processer är solens elektromagnetiska strålning.

Atmosfärens utveckling. Eftersom väte och helium är de vanligaste grundämnena i rymden, var de utan tvekan också en del av det protoplanetära gas- och stoftmoln som jorden uppstod från. På grund av den mycket låga temperaturen på detta moln kunde den allra första markatmosfären bara bestå av väte och helium, eftersom. alla andra delar av materien som molnet var sammansatt av var i fast tillstånd. En sådan atmosfär observeras i de gigantiska planeterna, uppenbarligen, på grund av planeternas stora attraktion och avståndet från solen, behöll de sina primära atmosfärer.

Sedan följde uppvärmningen av jorden: värme genererades av planetens gravitationssammandragning och sönderfallet av radioaktiva element inuti den. Jorden förlorade sin väte-heliumatmosfär och skapade sin egen sekundära atmosfär från de gaser som frigjordes från dess djup (koldioxid, ammoniak, metan, vätesulfid). Enligt A.P. Vinogradov (1959), i denna atmosfär var H 2 O mest, följt av CO 2 , CO, HCl, HF, H 2 S, N 2 , NH 4 Cl och CH 4 (sammansättningen av moderna vulkaniska gaser är ungefär densamma ). V. Sokolov (1959) trodde att det också fanns H 2 och NH 3 här. Det fanns inget syre, och reducerande förhållanden dominerade atmosfären. Nu observeras liknande atmosfärer på Mars och Venus, de består av 95 % koldioxid.

Nästa steg i utvecklingen av atmosfären var övergången - från abiogen till biogen, från reducerande förhållanden till oxiderande. Huvudkomponenterna i jordens gashölje var N 2 , CO 2 , CO. Som sidoföroreningar - CH 4, O 2. Syre härstammar från vattenmolekyler i den övre atmosfären under påverkan av solens ultravioletta strålar; den kunde äfven frigöras från de oxider, af vilka jordskorpan bestod, men den överväldigande delen därav användes åter på oxidation av jordskorpans mineraler eller på oxidation av väte och dess föreningar i atmosfären.

Det sista steget i utvecklingen av kväve-syreatmosfären är förknippat med uppkomsten av liv på jorden och med uppkomsten av fotosyntesmekanismen. Innehållet av syre – biogent – ​​började öka. Parallellt har atmosfären nästan helt förlorat koldioxid, varav en del kommit in i de enorma fyndigheterna av kol och karbonater.

Detta är vägen från väte-helium-atmosfären till den moderna, där kväve och syre nu spelar huvudrollen, och argon och koldioxid är närvarande som föroreningar. Modernt kväve är också av biogent ursprung.

Sammansättningen av atmosfäriska gaser.

atmosfärisk luft- en mekanisk blandning av gaser i vilken damm och vatten finns i suspension. Ren och torr luft vid havsnivån är en blandning av flera gaser, och förhållandet mellan de huvudsakliga gaserna i atmosfären - kväve (volymkoncentration 78,08%) och syre (20,95%) - är konstant. Utöver dem innehåller atmosfärisk luft argon (0,93 %) och koldioxid (0,03 %). Mängden andra gaser - neon, helium, metan, krypton, xenon, väte, jod, kolmonoxid och kväveoxider - är försumbar (mindre än 0,1%) (tabell).

Tabell 2

Atmosfärens gassammansättning

	syre
	koldioxid

I atmosfärens höga skikt förändras luftens sammansättning under påverkan av hård solstrålning, vilket leder till sönderfall (dissociation) av syremolekyler till atomer. Atomiskt syre är huvudkomponenten i atmosfärens höga lager. Slutligen, i de mest avlägsna lagren av atmosfären från jordens yta, blir de lättaste gaserna, väte och helium, huvudkomponenterna. En ny förening, OH-hydroxyl, har upptäckts i den övre atmosfären. Närvaron av denna förening förklarar bildandet av vattenånga på höga höjder i atmosfären. Eftersom huvuddelen av materialet är koncentrerat på ett avstånd av 20 km från jordens yta, har förändringar i luftens sammansättning med höjden ingen märkbar effekt på atmosfärens totala sammansättning.

De viktigaste komponenterna i atmosfären är ozon och koldioxid. Ozon är triatomiskt syre ( HANDLA OM 3 ), närvarande i atmosfären från jordens yta till en höjd av 70 km. I luftens ytskikt bildas den huvudsakligen under påverkan av atmosfärisk elektricitet och i processen för oxidation av organiska ämnen, och i högre skikt av atmosfären (stratosfären) - som ett resultat av effekten av ultraviolett strålning från solen på en syremolekyl. Det mesta av ozonet finns i stratosfären (av denna anledning kallas stratosfären ofta för ozonosfären). Lagret med maximal ozonkoncentration på en höjd av 20-25 km kallas ozonskärmen. Generellt sett absorberar ozonskiktet cirka 13 % av solenergin. Minskningen av ozonkoncentrationen över vissa områden kallas "ozonhål".

Koldioxid tillsammans med vattenånga orsakar atmosfärens växthuseffekt. Växthuseffekt- uppvärmning av atmosfärens inre skikt, på grund av atmosfärens förmåga att överföra kortvågig strålning från solen och inte släppa ut långvågig strålning från jorden. Om det fanns dubbelt så mycket koldioxid i atmosfären skulle jordens medeltemperatur nå 18 0 C, nu är den 14-15 0 C.

Den totala vikten av atmosfäriska gaser är cirka 4,5·10 15 ton. Sålunda är "vikten" av atmosfären per ytenhet, eller atmosfärstryck, cirka 10,3 t/m 2 vid havsnivån.

Det finns många partiklar i luften, vars diameter är bråkdelar av en mikron. De är kärnorna för kondensation. Utan dem skulle bildandet av dimma, moln och nederbörd vara omöjligt. Partiklar i atmosfären är förknippade med många optiska och atmosfäriska fenomen. Sätten de kommer in i atmosfären är olika: vulkanisk aska, rök från bränsleförbränning, växtpollen, mikroorganismer. Nyligen har industriella utsläpp, produkter av radioaktivt sönderfall, fungerat som kondensationskärnor.

En viktig komponent i atmosfären är vattenånga, dess mängd i fuktiga ekvatorialskogar når 4%, i polarområdena minskar den till 0,2%. Vattenånga kommer in i atmosfären på grund av avdunstning från ytan av marken och vattenkropparna, samt transpiration av fukt från växter. Vattenånga är en växthusgas, och tillsammans med koldioxid fångar den det mesta av jordens långvågiga strålning, vilket hindrar planeten från att svalna.

Atmosfären är inte en perfekt isolator; den har förmågan att leda elektricitet på grund av verkan av jonisatorer - ultraviolett strålning från solen, kosmiska strålar, strålning av radioaktiva ämnen. Den maximala elektriska ledningsförmågan observeras på en höjd av 100-150 km. Som ett resultat av den kombinerade verkan av atmosfäriska joner och laddningen av jordytan skapas ett elektriskt fält i atmosfären. I förhållande till jordens yta är atmosfären positivt laddad. Fördela neutrosfären– ett lager med en neutral sammansättning (upp till 80 km) och jonosfärär det joniserade skiktet.

Atmosfärens struktur.

Det finns flera huvudlager i atmosfären. Den nedre, intill jordytan, kallas troposfär(höjd 8-10 km vid polerna, 12 km på tempererade breddgrader och 16-18 km över ekvatorn). Lufttemperaturen minskar gradvis med höjden - med i genomsnitt 0,6ºC för varje 100 m uppstigning, vilket märkbart manifesteras inte bara i bergsområden utan också i Vitrysslands högland.

Troposfären innehåller upp till 80 % av den totala luftmassan, huvudmängden av atmosfäriska föroreningar och nästan all vattenånga. Det är i denna del av atmosfären på en höjd av 10-12 km som moln bildas, åskväder, regn och andra fysiska processer uppstår som formar vädret och bestämmer klimatförhållandena i olika delar av vår planet. Det nedre lagret av troposfären som ligger i direkt anslutning till jordens yta kallas markskikt.

Jordytans inverkan sträcker sig till cirka 20 km, och sedan värms luften upp direkt av solen. Således bestäms GO-gränsen, som ligger på en höjd av 20-25 km, bland annat av den termiska effekten av jordytan. På denna höjd försvinner latitudinella skillnader i lufttemperatur och den geografiska zonindelningen blir suddig.

Ovan börjar stratosfär, som sträcker sig till en höjd av 50-55 km från havets eller landets yta. Detta skikt av atmosfären är avsevärt sällsynt, mängden syre och kväve minskar och väte, helium och andra lätta gaser ökar. Ozonskiktet som bildas här absorberar ultraviolett strålning och påverkar starkt de termiska förhållandena på jordens yta och fysiska processer i troposfären. I den nedre delen av stratosfären är lufttemperaturen konstant, här är det isotermiska lagret. Med start från en höjd av 22 km stiger lufttemperaturen, vid stratosfärens övre gräns når den 0 0 C (temperaturökningen förklaras av närvaron av ozon här, som absorberar solstrålning). I stratosfären sker en intensiv horisontell rörelse av luft. Luftflödets hastighet når 300-400 km/h. Stratosfären innehåller mindre än 20 % av den atmosfäriska luften.

På en höjd av 55-80 km är mesosfären(i detta lager sjunker lufttemperaturen med höjden och sjunker till –80 0 C nära den övre gränsen), mellan 80-800 km ligger termosfär, som domineras av helium och väte (lufttemperaturen stiger snabbt med höjden och når 1000 0 C på en höjd av 800 km). Mesosfären och termosfären bildar tillsammans ett kraftfullt lager som kallas jonosfär(region av laddade partiklar - joner och elektroner).

Den översta, mycket sällsynta delen av atmosfären (från 800 till 1200 km) är exosfär. Det domineras av gaser i atomärt tillstånd, temperaturen stiger till 2000ºC.

I GOs liv är atmosfären av stor betydelse. Atmosfären har en gynnsam effekt på jordens klimat och skyddar den från överdriven kylning och uppvärmning. Dagliga temperaturfluktuationer på vår planet utan atmosfär skulle nå 200ºC: under dagen + 100ºC och uppåt, på natten -100ºC. För närvarande är den genomsnittliga lufttemperaturen nära jordens yta +14ºC. Atmosfären tillåter inte meteorer och hård strålning att nå jorden. Utan atmosfären skulle det inte finnas något ljud, norrsken, moln och nederbörd.

De klimatbildande processerna är värmeväxling, fuktväxling och cirkulation av atmosfären.

Värmeöverföring i atmosfären. Värmeöverföringen säkerställer atmosfärens termiska regim och beror på strålningsbalansen, d.v.s. värmeinflöden som kommer till jordens yta (i form av strålningsenergi) och lämnar den (strålningsenergi som absorberas av jorden omvandlas till värme).

Solstrålningär flödet av elektromagnetisk strålning som kommer från solen. Vid atmosfärens övre gräns är solstrålningens intensitet (flödestäthet) 8,3 J/(cm 2 /min). Mängden värme som strålar ut 1 cm 2 av en svart yta på 1 minut med vinkelrätt infall av solljus kallas solkonstant.

Mängden solstrålning som mottas av jorden beror på:

1. från avståndet mellan jorden och solen. Jorden är närmast solen i början av januari, längst bort i början av juli; skillnaden mellan dessa två avstånd är 5 miljoner km, vilket gör att jorden i det första fallet får 3,4 % mer och i det andra 3,5 % mindre strålning än med det genomsnittliga avståndet från jorden till solen (i början) april och i början av oktober);

2. från solstrålarnas infallsvinkel på jordens yta, vilket i sin tur beror på den geografiska breddgraden, solens höjd över horisonten (föränderlig under dagen och årstiderna), arten av reliefen av jordens yta;

3. från omvandlingen av strålningsenergi i atmosfären (spridning, absorption, reflektion tillbaka till världsrymden) och på jordens yta. Jordens genomsnittliga albedo är 43%.

Cirka 17 % av all strålning absorberas; ozon, syre, kväve absorberar främst kortvågiga ultravioletta strålar, vattenånga och koldioxid - långvågig infraröd strålning. Atmosfären avleder 28 % av strålningen; 21% går till jordens yta, 7% går ut i rymden. Den delen av strålningen som kommer till jordytan från hela himlavalvet kallas spridd strålning . Kärnan i spridningen ligger i det faktum att partikeln, som absorberar elektromagnetiska vågor, själv blir en källa för ljusemission och utstrålar samma vågor som faller på den. Luftmolekyler är mycket små, jämförbara i storlek med våglängden för den blå delen av spektrumet. I ren luft dominerar molekylär spridning, därför är himlens färg blå. Med dammig luft blir himlens färg vitaktig. Himlens färg beror på innehållet av föroreningar i atmosfären. Med ett högt innehåll av vattenånga, som sprider röda strålar, får himlen en rödaktig nyans. Fenomenet med skymning och vita nätter är förknippade med spridd strålning, eftersom Efter att solen har gått ner under horisonten är de övre lagren av atmosfären fortfarande upplysta.

Toppen av molnen reflekterar cirka 24 % av strålningen. Följaktligen kommer cirka 31 % av all solstrålning som kommer in i atmosfärens övre gräns till jordytan i form av en strålström, det kallas direkt strålning . Summan av direkt och diffus strålning (52%) kallas total strålning. Förhållandet mellan direkt och spridd strålning varierar beroende på atmosfärens molnighet, dammighet och solens höjd. Fördelningen av den totala solstrålningen över jordens yta är zonal. Den högsta totala solstrålningen på 840-920 kJ/cm 2 per år observeras på de tropiska breddgraderna på norra halvklotet, vilket förklaras av låg molnighet och hög luftgenomskinlighet. Vid ekvatorn minskar den totala strålningen till 580-670 kJ/cm 2 per år på grund av hög grumlighet och minskad transparens på grund av hög luftfuktighet. På tempererade breddgrader är den totala strålningen 330-500 kJ / cm 2 per år, på polära breddgrader - 250 kJ / cm 2 per år, och i Antarktis, på grund av kontinentens höga höjd och låg luftfuktighet, är det något högre.

Den totala solstrålningen som kommer in på jordens yta reflekteras delvis tillbaka. Förhållandet mellan reflekterad strålning och total, uttryckt i procent, kallas albedo. Albedo kännetecknar en ytas reflektionsförmåga och beror på dess färg, fuktighet och andra egenskaper.

Nyfallen snö har den högsta reflektionsförmågan - upp till 90 %. Albedo av sand 30-35%, gräs - 20%, lövskog - 16-27%, barrträd - 6-19%; torr chernozem har en albedo på 14%, våt - 8%. Jordens albedo som planet tas lika med 35%.

Genom att absorbera strålning blir jorden själv en strålningskälla. Termisk strålning av jorden - markstrålning- är långvågig, eftersom Våglängden beror på temperaturen: ju högre temperatur den utstrålande kroppen har, desto kortare är våglängden för de strålar som sänds ut av den. Strålningen från jordens yta värmer upp atmosfären och den börjar själv stråla ut strålning i världsrymden ( motstrålning från atmosfären) och till jordens yta. Atmosfärens motstrålning är också långvågig. Två strömmar av långvågig strålning möts i atmosfären - ytstrålning (markstrålning) och atmosfärisk strålning. Skillnaden mellan dem, som bestämmer den faktiska värmeförlusten av jordytan, kallas effektiv strålning , den är riktad till kosmos, eftersom mer markstrålning. Effektiv strålning är större under dagen och på sommaren, eftersom. beror på ytvärme. Effektiv strålning beror på luftfuktigheten: ju mer vattenånga eller vattendroppar i luften, desto mindre strålning (därför är det i molnigt väder på vintern alltid varmare än vid klart väder). I allmänhet, för jorden, är den effektiva strålningen 190 kJ/cm 2 per år (den högsta i tropiska öknar är 380, den lägsta i polära breddgrader är 85 kJ/cm 2 per år).

Jorden tar samtidigt emot strålning och ger bort den. Skillnaden mellan mottagen och förbrukad strålning kallas strålningsbalans, eller kvarvarande strålning. Ankomsten av ytans strålningsbalans är den totala strålningen (Q) och atmosfärens motstrålning. Konsumtion - reflekterad strålning (R k) och markstrålning. Skillnaden mellan den markbundna strålningen och atmosfärens motstrålning - effektiv strålning (E eff) har ett minustecken och är en del av flödet i strålningsbalansen:

R b \u003d Q-E eff -R k

Strålningsbalansen är zonfördelad: den minskar från ekvatorn till polerna. Den högsta strålningsbalansen är karakteristisk för ekvatoriska breddgrader och uppgår till 330-420 kJ/cm 2 per år, på tropiska breddgrader minskar den till 250-290 kJ/cm 2 per år (på grund av en ökning av effektiv strålning), på tempererade breddgrader. strålningsbalansen minskar till 210-85 kJ / cm 2 per år, på polära breddgrader närmar sig dess värde noll. Det allmänna kännetecknet för strålningsbalansen är att över haven på alla breddgrader är strålningsbalansen högre med 40-85 kJ/cm2, eftersom vattnets albedo och den effektiva strålningen från havet är mindre.

Den inkommande delen av atmosfärens strålningsbalans (R b) består av effektiv strålning (E eff) och absorberad solstrålning (R p), utgiftsdelen bestäms av atmosfärisk strålning som går ut i rymden (E a):

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

Strålningsbalansen i atmosfären är negativ, medan den för ytan är positiv. Atmosfärens och jordytans totala strålningsbalans är noll, d.v.s. Jorden är i ett tillstånd av strålande jämvikt.

Termisk balans är den algebraiska summan av de värmeflöden som kommer till jordytan i form av strålningsbalansen och lämnar den. Den består av ytans och atmosfärens värmebalans. I den inkommande delen av värmebalansen på jordens yta är den strålningsbalansen, i den utgående delen - kostnaden för värme för förångning, för uppvärmning av atmosfären från jorden, för uppvärmning av jorden. Värme används också för fotosyntes. Jordbildning, men dessa kostnader överstiger inte 1%. Det bör noteras att ovanför haven spenderas mer värme på avdunstning, på tropiska breddgrader - på att värma atmosfären.

I atmosfärens värmebalans är den inkommande delen den värme som frigörs vid kondensationen av vattenånga och överförs från ytan till atmosfären; flödeshastigheten är summan av den negativa strålningsbalansen. Jordytans och atmosfärens värmebalans är noll, d.v.s. Jorden är i ett tillstånd av termisk jämvikt.

Termisk regim av jordens yta.

Direkt från solens strålar värms jordens yta upp, och redan från den - atmosfären. Ytan som tar emot och avger värme kallas aktiv yta . I ytans temperaturregime särskiljs de dagliga och årliga temperaturvariationerna. Yttemperaturernas dygnsvariation – förändring i yttemperatur under dagen. Det dagliga förloppet för markytans temperaturer (torrt och utan vegetation) kännetecknas av ett maximum vid cirka 13:00 och ett minimum före soluppgången. Dagtidsmaxima för landytans temperatur kan nå 80 0 C i subtroperna och cirka 60 0 C på tempererade breddgrader.

Skillnaden mellan högsta och lägsta dagliga yttemperatur kallas dagligt temperaturområde. Den dagliga temperaturamplituden kan nå 40 0 ​​С på sommaren, den minsta amplituden av dagliga temperaturer på vintern - upp till 10 0 С.

Årlig variation av yttemperatur - förändring av den genomsnittliga månatliga yttemperaturen under året, på grund av solstrålningens förlopp och beror på platsens latitud. På tempererade breddgrader observeras de maximala markyttemperaturerna i juli, den lägsta - i januari; på havet är topparna och dalarna en månad försenade.

Yttemperaturernas årliga amplitud lika med skillnaden mellan högsta och lägsta genomsnittliga månadstemperatur; ökar med ökande latitud på platsen, vilket förklaras av ökningen av fluktuationer i storleken på solstrålningen. Den årliga temperaturamplituden når sina högsta värden på kontinenterna; mycket mindre på haven och stränderna. Den minsta årliga temperaturamplituden observeras i de ekvatoriala breddgraderna (2-3 0), den största - i de subarktiska breddgraderna på kontinenterna (mer än 60 0).

Atmosfärens termiska regim. Atmosfärisk luft värms upp något av direkt solljus. Därför att luftskalet passerar fritt solens strålar. Atmosfären värms upp av den underliggande ytan. Värme överförs till atmosfären genom konvektion, advektion och kondensering av vattenånga. Luftlagren, som värms upp av jorden, blir lättare och stiger uppåt, medan den kallare, därför tyngre luften sjunker. Som ett resultat av termisk konvektion uppvärmning av höga luftlager. Den andra värmeöverföringsprocessen är advektion– horisontell luftöverföring. Advektionens roll är att överföra värme från låga till höga breddgrader, under vintersäsongen överförs värme från haven till kontinenterna. Vattenånga kondensation- en viktig process som överför värme till höga skikt av atmosfären - vid avdunstning tas värme från den förångande ytan, och vid kondensation i atmosfären frigörs denna värme.

Temperaturen minskar med höjden. Förändringen i lufttemperatur per enhet avstånd kallas vertikal temperaturgradient i genomsnitt är det 0,6 0 per 100 m. Samtidigt är förloppet av denna minskning i olika lager av troposfären olika: 0,3-0,4 0 upp till en höjd av 1,5 km; 0,5-0,6 - mellan höjder på 1,5-6 km; 0,65-0,75 - från 6 till 9 km och 0,5-0,2 - från 9 till 12 km. I ytskiktet (2 m tjockt) är gradienterna, när de omvandlas till 100 m, hundratals grader. I stigande luft ändras temperaturen adiabatiskt. adiabatisk process - processen att ändra lufttemperaturen under dess vertikala rörelse utan värmeväxling med omgivningen (i en massa, utan värmeväxling med andra medier).

Undantag observeras ofta i den beskrivna vertikala temperaturfördelningen. Det händer att de övre luftlagren är varmare än de nedre som gränsar till marken. Detta fenomen kallas temperaturinversion (ökning i temperatur med höjden) . Oftast är en inversion en följd av en kraftig nedkylning av luftens ytskikt orsakad av en kraftig nedkylning av jordytan under klara, tysta nätter, främst på vintern. Med en robust relief flyter kalla luftmassor sakta nerför sluttningarna och stagnerar i bassänger, sänkor m.m. Inversioner kan också bildas under rörelsen av luftmassor från varma regioner till kalla, eftersom när uppvärmd luft strömmar till en kall underliggande yta svalnar dess nedre skikt märkbart (kompressionsinversion).

Dagliga och årliga variationer i lufttemperatur.

Lufttemperaturens dagliga förlopp kallas förändringen av lufttemperaturen under dagen - i allmänhet återspeglar den förloppet av temperaturen på jordens yta, men ögonblicken för början av maxima och minima är något sena, maximum inträffar vid 14-tiden, minimum efter soluppgången.

Daglig amplitud av lufttemperatur (skillnaden mellan högsta och lägsta lufttemperatur under dagen) är högre på land än över havet; minskar när man flyttar till höga breddgrader (den största i tropiska öknar - upp till 40 0C) och ökar på platser med bar jord. Storleken på den dagliga amplituden av lufttemperaturen är en av indikatorerna på klimatets kontinentalitet. I öknar är det mycket större än i områden med maritimt klimat.

Årlig variation av lufttemperatur (förändring av den genomsnittliga månadstemperaturen under året) bestäms i första hand av platsens latitud. Årlig amplitud av lufttemperatur - skillnaden mellan högsta och lägsta genomsnittliga månadstemperatur.

Den geografiska fördelningen av lufttemperaturen visas med hjälp av isotermer - linjer som förbinder punkter på kartan med samma temperatur. Fördelningen av lufttemperaturen är zonbaserad, årliga isotermer har i allmänhet en sublatitudinell strejk och motsvarar den årliga fördelningen av strålningsbalansen.

I genomsnitt för året är den varmaste parallellen 10 0 N.L. med en temperatur på 27 0 C är termisk ekvator. På sommaren skiftar den termiska ekvatorn till 20 0 N, på vintern närmar den sig ekvatorn med 5 0 N. Förskjutningen av den termiska ekvatorn i SP förklaras av det faktum att i SP är landområdet som ligger på låga breddgrader större jämfört med SP, och det har högre temperaturer under året.

1. Vad kallas solstrålning? I vilka enheter mäts det? Vad beror dess värde på?

Helheten av strålningsenergi som sänds av solen kallas solstrålning, vanligtvis uttrycks den i kalorier eller joule per kvadratcentimeter per minut. Solstrålningen är ojämnt fördelad över jorden. Det beror på:

Från luftens densitet och fuktighet - ju högre de är, desto mindre strålning får jordens yta;

Från områdets geografiska latitud - mängden strålning ökar från polerna till ekvatorn. Mängden direkt solstrålning beror på längden på den väg som solens strålar färdas genom atmosfären. När solen är i zenit (strålarnas infallsvinkel är 90°) träffar dess strålar jorden på kortaste sätt och avger intensivt sin energi till ett litet område;

Från jordens årliga och dagliga rörelse - på mellan- och högbreddgraderna varierar inflödet av solstrålning mycket efter säsong, vilket är förknippat med en förändring i solens middagshöjd och längden på dagen;

Ur jordytans natur - ju ljusare ytan är, desto mer solljus reflekterar den.

2. Vilka typer av solstrålning finns det?

Det finns följande typer av solstrålning: strålning som når jordens yta består av direkt och diffus. Strålning som kommer till jorden direkt från solen i form av direkt solljus på en molnfri himmel kallas direkt. Den bär den största mängden värme och ljus. Om vår planet inte hade någon atmosfär skulle jordens yta bara få direkt strålning. Men när den passerar genom atmosfären sprids ungefär en fjärdedel av solstrålningen av gasmolekyler och föroreningar, avviker från den direkta vägen. Några av dem når jordens yta och bildar spridd solstrålning. Tack vare spridd strålning tränger ljus även in på platser där direkt solljus (direkt strålning) inte tränger in. Denna strålning skapar dagsljus och ger färg till himlen.

3. Varför förändras inflödet av solstrålning efter årstiderna?

Ryssland, för det mesta, ligger på tempererade breddgrader, som ligger mellan tropen och polcirkeln, på dessa breddgrader går solen upp och ned varje dag, men aldrig i zenit. På grund av det faktum att vinkeln på jordens lutning inte förändras under hela dess varv runt solen, under olika årstider är mängden inkommande värme på tempererade breddgrader olika och beror på solens vinkel ovanför horisonten. Så på en latitud av max 450 är infallsvinkeln för solens strålar (22 juni) ungefär 680 och min (22 december) är ungefär 220. Ju mindre infallsvinkeln för solens strålar är, desto mindre värmer de medföra, därför finns det betydande säsongsmässiga skillnader i den mottagna solstrålningen under olika årstider: vinter, vår, sommar, höst.

4. Varför är det nödvändigt att veta solens höjd över horisonten?

Solens höjd över horisonten bestämmer mängden värme som kommer till jorden, så det finns ett direkt samband mellan infallsvinkeln för solens strålar och mängden solstrålning som kommer till jordens yta. Från ekvatorn till polerna, i allmänhet, sker en minskning av solstrålarnas infallsvinkel, och som ett resultat, från ekvatorn till polerna, minskar mängden solstrålning. Genom att känna till solens höjd över horisonten kan du alltså ta reda på mängden värme som kommer till jordens yta.

5. Välj rätt svar. Den totala mängden strålning som når jordens yta kallas: a) absorberad strålning; b) total solstrålning; c) spridd strålning.

6. Välj rätt svar. När man rör sig mot ekvatorn ökar mängden total solstrålning: a); b) minskar; c) ändras inte.

7. Välj rätt svar. Den största indikatorn för reflekterad strålning har: a) snö; b) svart jord; c) sand; d) vatten.

8. Tror du att det går att bli solbränna en molnig sommardag?

Den totala solinstrålningen består av två komponenter: diffus och direkt. Samtidigt bär solens strålar, oberoende av sin natur, ultraviolett, vilket påverkar solbrännan.

9. Använd kartan i figur 36 och bestäm den totala solinstrålningen för tio städer i Ryssland. Vilken slutsats drog du?

Total strålning i olika städer i Ryssland:

Murmansk: 10 kcal/cm2 per år;

Archangelsk: 30 kcal/cm2 per år;

Moskva: 40 kcal/cm2 per år;

Perm: 40 kcal/cm2 per år;

Kazan: 40 kcal/cm2 per år;

Chelyabinsk: 40 kcal/cm2 per år;

Saratov: 50 kcal/cm2 per år;

Volgograd: 50 kcal/cm2 per år;

Astrakhan: 50 kcal/cm2 per år;

Rostov-on-Don: mer än 50 kcal/cm2 per år;

Det allmänna mönstret i fördelningen av solstrålning är som följer: ju närmare ett objekt (stad) är polen, desto mindre solstrålning faller på det (stad).

10. Beskriv hur årstiderna skiljer sig åt i ditt område (naturliga förhållanden, människors liv, deras aktiviteter). Under vilken årstid är livet mest aktivt?

Svår relief, stor utsträckning från norr till söder gör det möjligt att särskilja 3 zoner i regionen, som skiljer sig både i relief och i klimategenskaper: bergsskog, skog-stäpp och stäpp. Klimatet i bergsskogszonen är svalt och fuktigt. Temperaturregimen varierar beroende på lättnad. Denna zon kännetecknas av korta svala somrar och långa snöiga vintrar. Permanent snötäcke bildas under perioden 25 oktober till 5 november och det ligger till slutet av april, och vissa år ligger snötäcket kvar till 10-15 maj. Den kallaste månaden är januari. Medeltemperaturen på vintern är minus 15-16°C, det absoluta minimum är 44-48°C. Den varmaste månaden är juli med en medellufttemperatur på plus 15-17°C, den absoluta högsta lufttemperaturen på sommaren i detta område nådde plus 37-38°C Klimatet i skogs-stäppzonen är varmt, med ganska kalla och snörika vintrar. Den genomsnittliga januaritemperaturen är minus 15,5-17,5°C, den absoluta lägsta lufttemperaturen nådde minus 42-49°C. Den genomsnittliga lufttemperaturen i juli är plus 18-19°C. Den absoluta maxtemperaturen är plus 42,0°C Klimatet av stäppzonen är mycket varm och torr. Vintern här är kall, med svår frost, snöstormar, som observeras i 40-50 dagar, vilket orsakar en stark överföring av snö. Medeltemperaturen i januari är minus 17-18° C. Under stränga vintrar sjunker den lägsta lufttemperaturen till minus 44-46°C.

Jorden får från solen 1,36 * 10v24 cal värme per år. Jämfört med denna mängd energi är den återstående mängden strålningsenergi som når jordens yta försumbar. Alltså är stjärnornas strålningsenergi en hundra miljondel av solenergin, kosmisk strålning är två miljarddelar, jordens inre värme vid dess yta är lika med en femtusendel av solvärmen.
Solens strålning - solstrålning- är den huvudsakliga energikällan för nästan alla processer som sker i atmosfären, hydrosfären och i litosfärens övre skikt.
Måttenheten för solstrålningens intensitet är antalet kalorier värme som absorberas av 1 cm2 av en absolut svart yta vinkelrät mot solens strålars riktning under 1 minut (cal/cm2*min).

Flödet av strålningsenergi från solen, som når jordens atmosfär, är mycket konstant. Dess intensitet kallas solkonstanten (Io) och tas i genomsnitt till 1,88 kcal/cm2 min.
Värdet på solkonstanten fluktuerar beroende på jordens avstånd från solen och på solaktiviteten. Dess fluktuationer under året är 3,4-3,5%.
Om solstrålarna överallt föll vertikalt på jordens yta, i frånvaro av en atmosfär och med en solkonstant på 1,88 cal / cm2 * min, skulle varje kvadratcentimeter av den få 1000 kcal per år. På grund av det faktum att jorden är sfärisk minskas denna mängd med 4 gånger och 1 kvm. cm får i genomsnitt 250 kcal per år.
Mängden solstrålning som mottas av ytan beror på strålarnas infallsvinkel.
Den maximala mängden strålning tas emot av ytan vinkelrätt mot riktningen för solens strålar, eftersom i detta fall all energi fördelas till området med ett tvärsnitt som är lika med tvärsnittet av strålen av strålar - a. Med sned infallsvinkel av samma strålstråle fördelas energin över ett stort område (sektion c) och en enhetsyta tar emot en mindre mängd av den. Ju mindre infallsvinkeln för strålarna är, desto lägre intensitet har solstrålningen.
Beroendet av solstrålningens intensitet på infallsvinkeln för strålar uttrycks med formeln:

I1 = I0 * sinh,

där I0 är intensiteten av solstrålning vid ett rent infall av strålar. Utanför atmosfären, solkonstanten;
I1 - intensiteten av solstrålning när solens strålar faller i en vinkel h.
I1 är lika många gånger mindre än I0, hur många gånger är sektionen a mindre än sektionen b.
Figur 27 visar att a / b \u003d sin A.
Infallsvinkeln för solens strålar (solens höjd) är lika med 90 ° endast på breddgrader från 23 ° 27 "N till 23 ° 27" S. (dvs mellan tropikerna). På andra breddgrader är den alltid mindre än 90° (tabell 8). Beroende på minskningen av strålarnas infallsvinkel bör intensiteten av solstrålning som kommer till ytan på olika breddgrader också minska. Eftersom solens höjd inte förblir konstant under hela året och under dagen förändras mängden solvärme som tas emot av ytan kontinuerligt.

Mängden solstrålning som tas emot av ytan är direkt relaterad till från varaktigheten av dess exponering för solljus.

I ekvatorialzonen utanför atmosfären upplever mängden solvärme under året inga stora fluktuationer, medan dessa fluktuationer på höga breddgrader är mycket stora (se tabell 9). På vintern är skillnaderna i solvärmens ankomst mellan höga och låga breddgrader särskilt betydande. På sommaren, under förhållanden med kontinuerlig belysning, får polarområdena den maximala mängden solvärme per dag på jorden. På dagen för sommarsolståndet på norra halvklotet är det 36 % högre än den dagliga värmemängden vid ekvatorn. Men eftersom varaktigheten av dygnet vid ekvatorn inte är 24 timmar (som vid denna tidpunkt vid polen), utan 12 timmar, förblir mängden solstrålning per tidsenhet vid ekvatorn den största. Sommarmaximum för den dagliga summan av solvärme, observerad på cirka 40-50° latitud, är förknippad med en relativt lång dag (större än vid denna tid med 10-20° latitud) på en betydande höjd av solen. Skillnaderna i mängden värme som tas emot av ekvatorial- och polarområdena är mindre på sommaren än på vintern.
Det södra halvklotet får mer värme på sommaren än det norra, och vice versa på vintern (det påverkas av förändringen i jordens avstånd från solen). Och om ytan på båda halvklotet var helt homogen, skulle de årliga amplituderna för temperaturfluktuationer på det södra halvklotet vara större än på det norra.
Solstrålning i atmosfären genomgår kvantitativa och kvalitativa förändringar.
Även en idealisk, torr och ren atmosfär absorberar och sprider strålar, vilket minskar intensiteten av solstrålningen. Den försvagande effekten av den verkliga atmosfären, som innehåller vattenånga och fasta föroreningar, på solstrålningen är mycket större än den ideala. Atmosfären (syre, ozon, koldioxid, damm och vattenånga) absorberar främst ultravioletta och infraröda strålar. Solens strålningsenergi som absorberas av atmosfären omvandlas till andra typer av energi: termisk, kemisk, etc. I allmänhet försvagar absorption solstrålningen med 17-25%.
Molekyler av atmosfäriska gaser sprider strålar med relativt korta vågor - violett, blått. Det är detta som förklarar himlens blå färg. Föroreningar sprider lika mycket strålar med vågor av olika våglängder. Därför, med ett betydande innehåll av dem, får himlen en vitaktig nyans.
På grund av spridningen och reflektionen av solens strålar av atmosfären observeras dagsljus på molniga dagar, föremål i skuggan är synliga och fenomenet skymning uppstår.
Ju längre strålens väg i atmosfären är, desto större måste den passera och desto mer avsevärt dämpas solstrålningen. Därför, med höjd, minskar atmosfärens inverkan på strålning. Längden på solljusets bana i atmosfären beror på solens höjd. Om vi ​​tar som en enhet längden på solstrålens bana i atmosfären vid solens höjd 90 ° (m), kommer förhållandet mellan solens höjd och strålens bana i atmosfären att vara som visas i tabell. 10.

Den totala dämpningen av strålning i atmosfären på valfri höjd av solen kan uttryckas med Bouguer-formeln: Im = I0 * pm, där Im är intensiteten av solstrålningen nära jordens yta förändrad i atmosfären; I0 - solkonstant; m är strålens väg i atmosfären; vid en solhöjd av 90° är det lika med 1 (atmosfärens massa), p är transparenskoefficienten (ett bråktal som visar vilken del av strålningen som når ytan vid m = 1).
Vid en höjd av solen på 90°, vid m=1, är solstrålningens intensitet nära jordytan I1 p gånger mindre än Io, d.v.s. I1=Io*p.
Om solens höjd är mindre än 90 °, så är m alltid större än 1. Solstrålens väg kan bestå av flera segment, som vart och ett är lika med 1. Solstrålningens intensitet vid gränsen mellan det första (aa1) och det andra (a1a2) segmentet I1 är uppenbarligen lika med Io * p, efter att intensiteten för p0d \u2d har passerat genom det andra segmentet p0d \u2d, Io * p, intensiteten av p0d \u2d. I0 p * p \u003d I0 p2; I3=I0p3 osv.

Atmosfärens transparens är inte konstant och är inte densamma under olika förhållanden. Förhållandet mellan den verkliga atmosfärens transparens och den ideala atmosfärens transparens - grumlighetsfaktorn - är alltid större än en. Det beror på innehållet av vattenånga och damm i luften. Med en ökning av geografisk latitud minskar grumlighetsfaktorn: vid breddgrader från 0 till 20 ° N. sh. det är lika med 4,6 i genomsnitt, på breddgrader från 40 till 50 ° N. sh. - 3,5, på breddgrader från 50 till 60 ° N. sh. - 2,8 och på breddgrader från 60 till 80 ° N. sh. - 2,0. På tempererade breddgrader är grumlighetsfaktorn mindre på vintern än på sommaren och mindre på morgonen än på eftermiddagen. Den minskar med höjden. Ju större grumlighetsfaktor, desto större dämpning av solstrålningen.
Skilja på direkt, diffus och total solstrålning.
En del av solstrålningen som tränger in genom atmosfären till jordytan är direktstrålning. En del av den strålning som sprids av atmosfären omvandlas till diffus strålning. All solstrålning som kommer in på jordens yta, direkt och diffus, kallas totalstrålning.
Förhållandet mellan direkt och spridd strålning varierar avsevärt beroende på molnigheten, dammigheten i atmosfären och även på solens höjd. På klar himmel överstiger inte andelen spridd strålning 0,1 %, i molnig himmel kan diffus strålning vara större än direkt strålning.
På låg höjd av solen består den totala strålningen nästan helt av spridd strålning. Vid en solhöjd på 50° och en klar himmel överstiger andelen spridd strålning inte 10-20%.
Kartor över genomsnittliga årliga och månatliga värden av total strålning gör det möjligt att märka de viktigaste mönstren i dess geografiska fördelning. Årsvärdena för total strålning fördelas huvudsakligen zonmässigt. Den största årliga mängden total strålning på jorden tas emot av ytan i tropiska inlandsöknar (Östsahara och den centrala delen av Arabien). En märkbar minskning av den totala strålningen vid ekvatorn orsakas av hög luftfuktighet och hög molnighet. I Arktis är den totala strålningen 60-70 kcal/cm2 per år; i Antarktis, på grund av det frekventa återkommande av klara dagar och atmosfärens större genomskinlighet, är den något större.

I juni får det norra halvklotet de största mängderna strålning, och särskilt de inre tropiska och subtropiska regionerna. Mängden solstrålning som tas emot av ytan på de tempererade och polära breddgraderna på norra halvklotet skiljer sig lite, främst på grund av den långa varaktigheten av dygnet i polarområdena. Zonindelning i fördelningen av total strålning ovan. kontinenter på norra halvklotet och i de tropiska breddgraderna på det södra halvklotet är nästan inte uttryckt. Det manifesteras bättre på norra halvklotet över havet och uttrycks tydligt i de extratropiska breddgraderna på det södra halvklotet. Vid den södra polcirkeln närmar sig värdet på den totala solstrålningen 0.
I december kommer de största mängderna strålning in på södra halvklotet. Den högt belägna isytan i Antarktis, med hög luftgenomskinlighet, tar emot betydligt mer total strålning än Arktis yta i juni. Det är mycket värme i öknarna (Kalahari, Great Australian), men på grund av den större oceaniciteten på södra halvklotet (påverkan av hög luftfuktighet och molnighet), är mängden här något mindre än i juni på samma breddgrader på norra halvklotet. På de ekvatoriala och tropiska breddgraderna på norra halvklotet varierar den totala strålningen relativt lite, och zonindelningen i dess fördelning uttrycks tydligt endast norr om den norra tropen. Med ökande latitud minskar den totala strålningen ganska snabbt, dess nolla isolin passerar något norr om polcirkeln.
Den totala solstrålningen, som faller på jordens yta, reflekteras delvis tillbaka till atmosfären. Förhållandet mellan mängden strålning som reflekteras från en yta och mängden strålning som faller in på den ytan kallas albedo. Albedo kännetecknar reflektionsförmågan hos en yta.
Jordytans albedo beror på dess tillstånd och egenskaper: färg, fuktighet, grovhet etc. Nyfallen snö har den högsta reflektionsförmågan (85-95%). En lugn vattenyta reflekterar endast 2-5% av solens strålar när den faller vertikalt, och nästan alla strålar som faller på den (90%) när solen står lågt. Albedo av torr chernozem - 14%, våt - 8, skog - 10-20, ängsvegetation - 18-30, sandig ökenyta - 29-35, havsisyta - 30-40%.
Isytans stora albedo, särskilt när den är täckt av nysnö (upp till 95 %), är orsaken till låga temperaturer i polarområdena på sommaren, när solstrålningens ankomst är betydande där.
Strålning av jordens yta och atmosfär. Varje kropp med en temperatur över absolut noll (större än minus 273°) avger strålningsenergi. Den totala emissiviteten för en svartkropp är proportionell mot fjärde potensen av dess absoluta temperatur (T):
E \u003d σ * T4 kcal / cm2 per minut (Stefan-Boltzmann lag), där σ är en konstant koefficient.
Ju högre temperatur den utstrålande kroppen har, desto kortare är våglängden för de emitterade nm-strålarna. Den glödande solen skickar ut i rymden kortvågig strålning. Jordytan, som absorberar kortvågig solstrålning, värms upp och blir också en strålningskälla (markstrålning). Ho, eftersom temperaturen på jordens yta inte överstiger flera tiotals grader, dess långvågig strålning, osynlig.
Jordstrålningen hålls till stor del kvar av atmosfären (vattenånga, koldioxid, ozon), men strålar med en våglängd på 9-12 mikron går fritt utanför atmosfären, och därför förlorar jorden en del av sin värme.
Atmosfären, som absorberar en del av solstrålningen som passerar genom den och mer än hälften av jordens, utstrålar själv energi både i världsrymden och till jordens yta. Atmosfärisk strålning riktad mot jordytan mot jordytan kallas motsatt strålning. Denna strålning, som den terrestra, långvågiga, osynlig.
Två strömmar av långvågig strålning möts i atmosfären - strålningen från jordytan och strålningen från atmosfären. Skillnaden mellan dem, som bestämmer den faktiska värmeförlusten av jordytan, kallas effektiv strålning. Effektiv strålning är ju större desto högre temperatur på den utstrålande ytan. Luftfuktighet minskar den effektiva strålningen, dess moln minskar den kraftigt.
Det högsta värdet av de årliga summorna av effektiv strålning observeras i tropiska öknar - 80 kcal / cm2 per år - på grund av den höga yttemperaturen, torr luft och klar himmel. Vid ekvatorn, med hög luftfuktighet, är den effektiva strålningen endast cirka 30 kcal/cm2 per år, och dess värde för land och för havet skiljer sig mycket lite. Den lägsta effektiva strålningen i polarområdena. På tempererade breddgrader förlorar jordens yta ungefär hälften av den mängd värme som den tar emot från absorptionen av total strålning.
Atmosfärens förmåga att passera solens kortvågiga strålning (direkt och diffus strålning) och fördröja jordens långvågiga strålning kallas växthuseffekten (växthuseffekten). På grund av växthuseffekten är medeltemperaturen på jordens yta +16°, i frånvaro av atmosfär skulle den vara -22° (38° lägre).
Strålningsbalans (reststrålning). Jordytan tar samtidigt emot strålning och ger bort den. Strålningens ankomst är den totala solstrålningen och atmosfärens motstrålning. Konsumtion - reflektionen av solljus från ytan (albedo) och den egna strålningen från jordytan. Skillnaden mellan inkommande och utgående strålning är strålningsbalans, eller kvarvarande strålning. Värdet på strålningsbalansen bestäms av ekvationen

R \u003d Q * (1-α) - I,

där Q är den totala solstrålningen per ytenhet; a - albedo (fraktion); I - effektiv strålning.
Om ingången är större än utsignalen är strålningsbalansen positiv, om ingången är mindre än utsignalen är balansen negativ. På natten, på alla breddgrader, är strålningsbalansen negativ, på dagen fram till middagstid är den positiv överallt, förutom höga breddgrader på vintern; på eftermiddagen - återigen negativt. I genomsnitt per dygn kan strålningsbalansen vara både positiv och negativ (tabell 11).


På kartan över de årliga summorna av strålningsbalansen på jordytan kan man se en kraftig förändring av isolinernas läge när de rör sig från land till havet. Som regel överstiger havsytans strålningsbalans strålningsbalansen på landet (effekten av albedo och effektiv strålning). Fördelningen av strålningsbalansen är i allmänhet zonal. På havet på tropiska breddgrader når de årliga värdena för strålningsbalansen 140 kcal/cm2 (Arabiska havet) och överstiger inte 30 kcal/cm2 vid gränsen till flytande is. Avvikelser från zonfördelningen av strålningsbalansen i havet är obetydliga och orsakas av molnfördelningen.
På land i de ekvatoriala och tropiska breddgraderna varierar de årliga värdena för strålningsbalansen från 60 till 90 kcal/cm2, beroende på fuktförhållandena. De största årliga summorna av strålningsbalansen noteras i de områden där albedo och effektiv strålning är relativt liten (fuktiga tropiska skogar, savanner). Deras lägsta värde är i mycket fuktiga (stor molnighet) och i mycket torra (stor effektiv strålning) områden. På tempererade och höga breddgrader minskar det årliga värdet av strålningsbalansen med ökande latitud (effekten av en minskning av den totala strålningen).
De årliga summorna av strålningsbalansen över de centrala delarna av Antarktis är negativa (flera kalorier per 1 cm2). I Arktis är dessa värden nära noll.
I juli är strålningsbalansen på jordytan på en betydande del av södra halvklotet negativ. Nollbalanslinjen går mellan 40 och 50°S. sh. Det högsta värdet av strålningsbalansen uppnås på havets yta på de tropiska breddgraderna på norra halvklotet och på ytan av vissa inre hav, såsom Svarta havet (14-16 kcal/cm2 per månad).
I januari ligger nollbalanslinjen mellan 40 och 50°N. sh. (över haven stiger den något norrut, över kontinenterna går den ner mot söder). En betydande del av norra halvklotet har en negativ strålningsbalans. De största värdena för strålningsbalansen är begränsade till de tropiska breddgraderna på södra halvklotet.
I genomsnitt för året är strålningsbalansen på jordytan positiv. I detta fall ökar inte yttemperaturen utan förblir ungefär konstant, vilket endast kan förklaras av den kontinuerliga förbrukningen av överskottsvärme.
Atmosfärens strålningsbalans består av den sol- och markstrålning som absorberas av den, å ena sidan, och atmosfärisk strålning, å andra sidan. Det är alltid negativt, eftersom atmosfären bara absorberar en liten del av solstrålningen och strålar nästan lika mycket som ytan.
Strålningsbalansen för ytan och atmosfären tillsammans, som helhet, för hela jorden under ett år är lika med noll i genomsnitt, men på breddgrader kan den vara både positiv och negativ.
Konsekvensen av en sådan fördelning av strålningsbalansen bör vara överföringen av värme i riktningen från ekvatorn till polerna.
Termisk balans. Strålningsbalansen är den viktigaste komponenten i värmebalansen. Ytvärmebalansekvationen visar hur den inkommande solstrålningsenergin omvandlas på jordens yta:

där R är strålningsbalansen; LE - värmeförbrukning för förångning (L - latent förångningsvärme, E - förångning);
P - turbulent värmeväxling mellan ytan och atmosfären;
A - värmeväxling mellan ytan och underliggande lager av jord eller vatten.
Strålningsbalansen för en yta anses vara positiv om den strålning som absorberas av ytan överstiger värmeförlusten, och negativ om den inte fyller på dem. Alla andra termer i värmebalansen anses vara positiva om de orsakar värmeförlust från ytan (om de motsvarar värmeförbrukningen). Därför att. alla termer i ekvationen kan ändras, värmebalansen störs hela tiden och återställs igen.
Ekvationen för värmebalansen för ytan som betraktas ovan är ungefärlig, eftersom den inte tar hänsyn till vissa sekundära, men under specifika förhållanden, faktorer som blir viktiga, till exempel frigörandet av värme under frysning, dess förbrukning för upptining, etc.
Atmosfärens värmebalans består av atmosfärens strålningsbalans Ra, värmen som kommer från ytan, Pa, värmen som frigörs i atmosfären vid kondensation, LE, och den horisontella värmeöverföringen (advektion) Aa. Strålningsbalansen i atmosfären är alltid negativ. Värmetillströmningen till följd av fuktkondensering och omfattningen av turbulent värmeöverföring är positiv. Värmeadvektion leder, i genomsnitt per år, till dess överföring från låga breddgrader till höga breddgrader: det betyder alltså värmeförbrukning på låga breddgrader och ankomst till höga breddgrader. I en flerårig härledning kan atmosfärens värmebalans uttryckas med ekvationen Ra=Pa+LE.
Värmebalansen för ytan och atmosfären tillsammans som helhet är lika med 0 i ett långtidsgenomsnitt (fig. 35).

Mängden solstrålning som kommer in i atmosfären per år (250 kcal/cm2) tas till 100 %. Solstrålning, som tränger in i atmosfären, reflekteras delvis från molnen och går tillbaka utanför atmosfären - 38%, delvis absorberad av atmosfären - 14%, och delvis i form av direkt solstrålning når jordens yta - 48%. Av de 48 % som når ytan absorberas 44 % av den och 4 % reflekteras. Alltså är jordens albedo 42% (38+4).
Den strålning som absorberas av jordytan går åt på följande sätt: 20 % går förlorad genom effektiv strålning, 18 % går åt till avdunstning från ytan, 6 % går åt till att värma luften vid turbulent värmeöverföring (totalt 24 %). Förlusten av värme från ytan balanserar dess ankomst. Värmen som tas emot av atmosfären (14 % direkt från solen, 24 % från jordens yta), tillsammans med jordens effektiva strålning, riktas in i världsrymden. Jordens albedo (42 %) och strålning (58 %) balanserar inflödet av solstrålning till atmosfären.

Solstrålning

Solstrålning

elektromagnetisk strålning från solen och in i jordens atmosfär. Solstrålningens våglängder är koncentrerade i intervallet från 0,17 till 4 mikron med en max. vid en våg på 0,475 mikron. OK. 48 % av solstrålningsenergin finns i den synliga delen av spektrumet (våglängd från 0,4 till 0,76 mikron), 45 % finns i det infraröda (mer än 0,76 mikron) och 7 % är i ultraviolett ljus (mindre än 0,4 mikron). Solinstrålning - huvud. energikälla för processer i atmosfären, havet, biosfären, etc. Det mäts till exempel i energienheter per ytenhet och tidsenhet. W/m². Solstrålning vid atmosfärens övre gräns vid jfr. jordens avstånd från solen kallas solkonstant och är ca. 1382 W/m². När solen passerar genom jordens atmosfär förändras solstrålningen i intensitet och spektral sammansättning på grund av absorption och spridning av luftpartiklar, gasformiga föroreningar och aerosol. På jordens yta är solstrålningens spektrum begränsat till 0,29–2,0 µm, och intensiteten reduceras avsevärt beroende på innehållet av föroreningar, höjd över havet och molnighet. Direktstrålning når jordytan, dämpad när den passerar genom atmosfären, samt diffus, bildad genom direkt spridning i atmosfären. En del av den direkta solstrålningen reflekteras från jordytan och molnen och går ut i rymden; spridd strålning kommer också delvis ut i rymden. Resten av solinstrålningen i huvudsak. omvandlas till värme, värmer upp jordytan och delvis luften. Solstrålning, så arr., är en av de viktigaste. komponenter i strålningsbalansen.

Geografi. Modernt illustrerad uppslagsverk. - M.: Rosman. Under redaktion av prof. A. P. Gorkina. 2006 .

Se vad "solstrålning" är i andra ordböcker:

Elektromagnetisk och korpuskulär strålning från solen. Elektromagnetisk strålning täcker våglängdsområdet från gammastrålning till radiovågor, dess energimaximum faller på den synliga delen av spektrumet. Den korpuskulära komponenten i solen ... ... Stor encyklopedisk ordbok

solstrålning- Det totala flödet av elektromagnetisk strålning som sänds ut av solen och träffar jorden... Geografisk ordbok

Denna term har andra betydelser, se Strålning (betydelser). Den här artikeln saknar länkar till informationskällor. Information måste vara verifierbar, annars kan den ifrågasättas ... Wikipedia

Alla processer på jordens yta, oavsett vad de kan vara, har sin källa till solenergi. Studeras rent mekaniska processer, kemiska processer i luft, vatten, mark, fysiologiska processer eller vad som helst ... ... Encyclopedic Dictionary F.A. Brockhaus och I.A. Efron

Elektromagnetisk och korpuskulär strålning från solen. Elektromagnetisk strålning täcker våglängdsområdet från gammastrålning till radiovågor, dess energimaximum faller på den synliga delen av spektrumet. Den korpuskulära komponenten i solen ... ... encyklopedisk ordbok

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

solstrålning- Saulės spinduliuotė statusas T sritis ekologija ir aplinkotyra apibrėžtis Saulės atmosferos elektromagnetinė (infraraudonoji 0,76 nm sudaro 45 %, matomoji 0,38–0,76 nm – 0,76 nm – 0,76 nm – 0,76 nm %) , radijo bangų, gama kvantų ir… … Ekologijos terminų aiskinamasis žodynas

Solstrålning av elektromagnetisk och korpuskulär natur. S. r. den huvudsakliga energikällan för de flesta processer som sker på jorden. Corpuscular S. r. består huvudsakligen av protoner med hastigheter på 300 1500 nära jorden ... ... Stora sovjetiska encyklopedien

E-post magn. och corpuskulär strålning från solen. E-post magn. strålning täcker våglängdsområdet från gammastrålning till radiovågor, dess energi. Maximum är i den synliga delen av spektrumet. Den korpuskulära komponenten av S. p. består av 2 kap. arr. från… … Naturvetenskap. encyklopedisk ordbok

direkt solstrålning- Solstrålning som kommer direkt från solskivan ... Geografisk ordbok

Böcker

• Solstrålning och jordens klimat, Fedorov Valery Mikhailovich. Boken presenterar resultaten av studier av variationer i jordens solinstrålning i samband med himmelska-mekaniska processer. Lågfrekventa och högfrekventa förändringar i solklimatet analyseras...

Värmekällor. Termisk energi spelar en avgörande roll i atmosfärens liv. Den huvudsakliga källan till denna energi är solen. När det gäller månens, planeternas och stjärnornas termiska strålning är den så försumbar för jorden att den i praktiken inte kan tas med i beräkningen. Mycket mer termisk energi tillhandahålls av jordens inre värme. Enligt geofysikers beräkningar ökar ett konstant inflöde av värme från jordens tarmar temperaturen på jordens yta med 0,1. Men en sådan värmetillströmning är fortfarande så liten att man inte behöver ta hänsyn till den heller. Således kan endast solen anses vara den enda källan till termisk energi på jordens yta.

Solstrålning. Solen, som har en temperatur på fotosfären (strålande ytan) på cirka 6000°, strålar ut energi i rymden i alla riktningar. En del av denna energi i form av en enorm stråle av parallella solstrålar träffar jorden. Solenergi som når jordytan i form av direkta strålar från solen kallas direkt solstrålning. Men inte all solstrålning som riktas mot jorden når jordens yta, eftersom solens strålar, som passerar genom ett kraftfullt lager av atmosfären, delvis absorberas av den, delvis spridda av molekyler och suspenderade partiklar av luft, en del av det reflekteras av moln. Den del av solenergin som försvinner i atmosfären kallas spridd strålning. Spridd solstrålning fortplantar sig i atmosfären och når jordens yta. Vi uppfattar denna typ av strålning som enhetligt dagsljus, när solen är helt täckt av moln eller precis har försvunnit under horisonten.

Direkt och diffus solstrålning, som når jordens yta, absorberas inte helt av den. En del av solstrålningen reflekteras från jordytan tillbaka till atmosfären och finns där i form av en strålström, den s.k. reflekterad solstrålning.

Sammansättningen av solstrålning är mycket komplex, vilket är förknippat med en mycket hög temperatur på solens strålningsyta. Konventionellt, enligt våglängden, är solstrålningens spektrum uppdelat i tre delar: ultraviolett (η<0,4<μ видимую глазом (η från 0,4μ till 0,76μ) och infraröd (η >0,76μ). Förutom temperaturen på solfotosfären, påverkas sammansättningen av solstrålningen nära jordytan också av absorptionen och spridningen av en del av solens strålar när de passerar genom jordens lufthölje. I detta avseende kommer sammansättningen av solstrålningen vid atmosfärens övre gräns och nära jordens yta att vara annorlunda. Baserat på teoretiska beräkningar och observationer har det konstaterats att vid atmosfärens gräns står ultraviolett strålning för 5%, synliga strålar - 52% och infraröd - 43%. På jordens yta (vid en solhöjd på 40 °) utgör ultravioletta strålar endast 1%, synlig - 40% och infraröd - 59%.

Solinstrålningens intensitet. Under intensiteten av direkt solstrålning förstå mängden värme i kalorier som tas emot på 1 minut. från solens strålningsenergi från ytan i 1 cm 2, placeras vinkelrätt mot solen.

För att mäta intensiteten av direkt solstrålning används speciella instrument - aktinometrar och pyrheliometrar; mängden spridd strålning bestäms av en pyranometer. Automatisk registrering av solstrålningens varaktighet utförs av aktinografer och heliografer. Den spektrala intensiteten av solstrålningen bestäms av en spektrobolog.

Vid atmosfärens gräns, där de absorberande och spridande effekterna av jordens lufthölje är uteslutna, är intensiteten av direkt solstrålning ungefär 2 avföring för 1 cm 2 ytor på 1 min. Detta värde kallas solkonstant. Intensiteten av solstrålningen i 2 avföring för 1 cm 2 på 1 min. ger så stor mängd värme under året att det skulle räcka för att smälta ett islager 35 m tjockt, om ett sådant lager täckte hela jordytan.

Många mätningar av solstrålningens intensitet ger anledning att tro att mängden solenergi som kommer till den övre gränsen av jordens atmosfär upplever fluktuationer i mängden flera procent. Oscillationer är periodiska och icke-periodiska, uppenbarligen förknippade med de processer som sker på själva solen.

Dessutom sker en viss förändring av solstrålningens intensitet under året på grund av att jorden i sin årliga rotation inte rör sig i en cirkel, utan i en ellips, i en av vars fokus är solen. I detta avseende förändras avståndet från jorden till solen, och följaktligen finns det en fluktuation i intensiteten av solstrålningen. Den största intensiteten observeras runt den 3 januari, när jorden är närmast solen, och den minsta runt den 5 juli, när jorden är på maximalt avstånd från solen.

Av denna anledning är fluktuationen i solstrålningens intensitet mycket liten och kan endast vara av teoretiskt intresse. (Mängden energi på maximalt avstånd är relaterat till mängden energi på minsta avstånd, som 100:107, dvs skillnaden är helt försumbar.)

Förutsättningar för bestrålning av jordklotets yta. Redan bara jordens sfäriska form leder till att solens strålningsenergi är mycket ojämnt fördelad på jordens yta. Så, på dagarna för vår- och höstdagjämningarna (21 mars och 23 september), bara vid ekvatorn vid middagstid, kommer strålarnas infallsvinkel att vara 90 ° (Fig. 30), och när den närmar sig polerna kommer den att minska från 90 till 0 °. Således,

om mängden mottagen strålning vid ekvatorn tas som 1, kommer den vid den 60:e parallellen att uttryckas som 0,5, och vid polen kommer den att vara lika med 0.

Jordklotet har dessutom en daglig och årlig rörelse, och jordens axel lutar mot omloppsplanet med 66 °,5. På grund av denna lutning bildas en vinkel på 23 ° 30 g mellan ekvatorialplanet och omloppsplanet. Denna omständighet leder till att solstrålarnas infallsvinklar för samma breddgrader kommer att variera inom 47 ° (23,5 + 23,5).

Beroende på tid på året ändras inte bara strålarnas infallsvinkel, utan också belysningens varaktighet. Om varaktigheten av dagen och natten är ungefär densamma i tropiska länder vid alla tider på året, så är det tvärtom väldigt annorlunda i polarländerna. Till exempel vid 70°N. sh. på sommaren går solen inte ner på 65 dagar, vid 80°N. sh.- 134, och vid polen -186. På grund av detta, på Nordpolen, är strålningen på dagen för sommarsolståndet (22 juni) 36 % mer än vid ekvatorn. När det gäller hela sommarhalvåret är den totala mängden värme och ljus som tas emot av polen endast 17 % mindre än vid ekvatorn. På sommaren i polarländerna kompenserar således varaktigheten av belysningen till stor del bristen på strålning, som är en följd av strålarnas lilla infallsvinkel. Under vinterhalvåret är bilden en helt annan: strålningsmängden vid samma nordpol blir 0. Som ett resultat är den genomsnittliga mängden strålning vid polen 2,4 gånger mindre än vid ekvatorn. Av allt som har sagts följer att mängden solenergi som jorden tar emot av strålning bestäms av strålarnas infallsvinkel och exponeringens varaktighet.

I avsaknad av atmosfär på olika breddgrader skulle jordens yta ta emot följande mängd värme per dag, uttryckt i kalorier per 1 cm 2(se tabell på sidan 92).

Fördelningen av strålning över jordens yta som anges i tabellen kallas vanligen solklimat. Vi upprepar att vi har en sådan fördelning av strålning endast vid atmosfärens övre gräns.

Dämpning av solstrålning i atmosfären. Hittills har vi pratat om förutsättningarna för fördelning av solvärme över jordytan, utan att ta hänsyn till atmosfären. Samtidigt är atmosfären i det här fallet av stor betydelse. Solstrålning, som passerar genom atmosfären, upplever spridning och dessutom absorption. Båda dessa processer tillsammans dämpar solstrålningen i stor utsträckning.

Solens strålar, som passerar genom atmosfären, upplever först och främst spridning (diffusion). Spridning skapas av det faktum att ljusstrålarna, som bryts och reflekteras från luftmolekyler och partiklar av fasta och flytande kroppar i luften, avviker från den direkta vägen Till verkligen "sprid ut sig".

Spridning dämpar solstrålningen kraftigt. Med en ökning av mängden vattenånga och speciellt dammpartiklar ökar spridningen och strålningen försvagas. I stora städer och ökenområden, där dammhalten i luften är störst, försvagar spridningen strålningsstyrkan med 30-45%. Tack vare spridningen erhålls dagsljuset som lyser upp föremål, även om solens strålar inte faller direkt på dem. Spridning avgör själva färgen på himlen.

Låt oss nu uppehålla oss vid atmosfärens förmåga att absorbera solens strålningsenergi. De huvudsakliga gaserna som utgör atmosfären absorberar strålningsenergi relativt mycket lite. Föroreningar (vattenånga, ozon, koldioxid och damm), tvärtom, kännetecknas av en hög absorptionsförmåga.

I troposfären är den viktigaste inblandningen vattenånga. De absorberar särskilt starkt infraröd (långvågig), d.v.s. övervägande värmestrålar. Och ju mer vattenånga i atmosfären, desto naturligt mer och. absorption. Mängden vattenånga i atmosfären är föremål för stora förändringar. Under naturliga förhållanden varierar det från 0,01 till 4 % (i volym).

Ozon är mycket absorberande. En betydande inblandning av ozon, som redan nämnts, finns i de nedre skikten av stratosfären (ovanför tropopausen). Ozon absorberar ultravioletta (kortvågiga) strålar nästan helt.

Koldioxid är också mycket absorberande. Den absorberar huvudsakligen långvågiga, det vill säga övervägande värmestrålar.

Damm i luften absorberar också en del av solens strålning. Värmer upp under inverkan av solljus, det kan avsevärt öka lufttemperaturen.

Av den totala mängden solenergi som kommer till jorden absorberar atmosfären endast cirka 15 %.

Dämpningen av solstrålning genom spridning och absorption av atmosfären är mycket olika för olika breddgrader på jorden. Denna skillnad beror främst på strålarnas infallsvinkel. Vid solens zenitposition korsar strålarna, som faller vertikalt, atmosfären på det kortaste sättet. När infallsvinkeln minskar förlängs strålarnas väg och dämpningen av solstrålningen blir mer betydande. Det senare framgår tydligt av ritningen (fig. 31) och den bifogade tabellen (i tabellen tas solens strålbana i solens zenitposition som enhet).

Beroende på strålarnas infallsvinkel förändras inte bara antalet strålar utan också deras kvalitet. Under den period då solen är i zenit (overhead) står ultravioletta strålar för 4 %,

synlig - 44% och infraröd - 52%. Vid solens position finns det inga ultravioletta strålar alls vid horisonten, synliga 28 % och infraröda 72 %.

Komplexiteten i atmosfärens påverkan på solstrålningen förvärras av att dess överföringskapacitet varierar mycket beroende på årstid och väderförhållanden. Så, om himlen förblev molnfri hela tiden, så skulle det årliga förloppet av solstrålningens inflöde på olika breddgrader kunna uttryckas grafiskt på följande sätt (Fig. 32) Det framgår tydligt av ritningen att med en molnfri himmel i Moskva i maj, juni och juli, skulle mer värme från solstrålningen erhållas än vid ekvatorn. På liknande sätt, under andra halvan av maj, i juni och första halvan av juli, skulle mer värme genereras vid nordpolen än vid ekvatorn och i Moskva. Vi upprepar att så skulle vara fallet med en molnfri himmel. Men i själva verket fungerar inte detta, eftersom molntäcket försvagar solinstrålningen avsevärt. Låt oss ge ett exempel som visas i grafen (fig. 33). Grafen visar hur mycket solstrålning som inte når jordens yta: en betydande del av den hålls kvar av atmosfären och molnen.

Det måste dock sägas att värmen som absorberas av molnen dels går till att värma upp atmosfären, dels når indirekt jordytan.

Det dagliga och årliga förloppet för intensiteten av solnattstrålning. Intensiteten av direkt solstrålning nära jordens yta beror på solens höjd över horisonten och på atmosfärens tillstånd (på dess dammhalt). Om. atmosfärens transparens under dagen var konstant, då skulle den maximala intensiteten av solstrålning observeras vid middagstid och minimum - vid soluppgång och solnedgång. I det här fallet skulle grafen över förloppet av solstrålningens dagliga intensitet vara symmetrisk med avseende på en halv dag.

Innehållet av damm, vattenånga och andra föroreningar i atmosfären förändras ständigt. I detta avseende kränks genomskinligheten av luften och symmetrin i grafen över intensiteten av solstrålningen. Ofta, särskilt på sommaren, vid middagstid, när jordens yta värms upp intensivt, uppstår kraftiga stigande luftströmmar, och mängden vattenånga och damm i atmosfären ökar. Detta leder till en betydande minskning av solstrålningen vid middagstid; den maximala strålningsintensiteten i detta fall observeras före middagstid eller eftermiddagstimmarna. Det årliga förloppet av solstrålningens intensitet är också förknippat med förändringar i solens höjd över horisonten under året och med atmosfärens genomskinlighetstillstånd under olika årstider. I länderna på norra halvklotet inträffar solens största höjd över horisonten i juni månad. Men samtidigt observeras också atmosfärens största dammighet. Därför inträffar den maximala intensiteten vanligtvis inte mitt i sommaren, utan under vårmånaderna, när solen stiger ganska högt * över horisonten, och atmosfären efter vintern förblir relativt ren. För att illustrera det årliga förloppet av solstrålningsintensiteten på norra halvklotet presenterar vi data om de genomsnittliga månatliga middagsvärdena för strålningsintensiteten i Pavlovsk.

Mängden värme från solstrålning. Jordens yta under dagen mottar kontinuerligt värme från direkt och diffus solstrålning eller endast från diffus strålning (i molnigt väder). Det dagliga värdet av värme bestäms på basis av aktinometriska observationer: genom att ta hänsyn till mängden direkt och diffus strålning som har kommit in på jordens yta. Efter att ha bestämt mängden värme för varje dag, beräknas också mängden värme som mottas av jordytan per månad eller per år.

Den dagliga värmemängden som jordytan tar emot från solstrålning beror på strålningens intensitet och på hur länge dess verkan under dagen. I detta avseende inträffar det minsta tillflödet av värme på vintern och det maximala på sommaren. I den geografiska fördelningen av total strålning över jordklotet observeras dess ökning med en minskning av områdets latitud. Denna position bekräftas av följande tabell.

Den direkta och diffusa strålningens roll i den årliga värmemängden som tas emot av jordytan på olika breddgrader på jordklotet är inte densamma. På höga breddgrader dominerar diffus strålning i den årliga värmesumman. Med en minskning av latitud övergår det dominerande värdet till direkt solstrålning. Så, till exempel, i Tikhaya Bay ger diffus solstrålning 70% av den årliga mängden värme och direktstrålning endast 30%. I Tasjkent ger tvärtom direkt solstrålning 70%, diffust endast 30%.

Jordens reflektivitet. Albedo. Som redan nämnts absorberar jordens yta endast en del av den solenergi som kommer till den i form av direkt och diffus strålning. Den andra delen reflekteras i atmosfären. Förhållandet mellan mängden solstrålning som reflekteras av en given yta och mängden strålningsenergiflöde som infaller på denna yta kallas albedo. Albedo uttrycks i procent och kännetecknar reflektiviteten för ett givet område av ytan.

Albedo beror på ytans natur (jordens egenskaper, närvaron av snö, växtlighet, vatten etc.) och på infallsvinkeln för solens strålar på jordens yta. Så, till exempel, om strålarna faller på jordens yta i en vinkel på 45 °, då:

Av exemplen ovan kan man se att reflektionsförmågan hos olika föremål inte är densamma. Det är mest nära snö och minst nära vatten. Exemplen vi har tagit hänvisar dock bara till de fall där solens höjd över horisonten är 45°. När denna vinkel minskar, ökar reflektiviteten. Så, till exempel, på en höjd av solen vid 90 °, reflekterar vattnet endast 2%, vid 50 ° - 4%, vid 20 ° -12%, vid 5 ° - 35-70% (beroende på vattenytans tillstånd).

I genomsnitt, med en molnfri himmel, reflekterar jordklotets yta 8 % av solstrålningen. Dessutom återspeglar 9 % atmosfären. Således reflekterar jordklotet som helhet, med en molnfri himmel, 17 % av strålningsenergin från solen som faller på den. Om himlen är täckt av moln reflekteras 78% av strålningen från dem. Om vi ​​tar naturliga förhållanden, baserat på förhållandet mellan en molnfri himmel och en himmel täckt av moln, som observeras i verkligheten, så är jordens reflektionsförmåga 43%.

Jordbunden och atmosfärisk strålning. Jorden, som tar emot solenergi, värms upp och blir själv en källa för värmestrålning in i världsrymden. Men strålarna som sänds ut från jordens yta skiljer sig kraftigt från solens strålar. Jorden sänder bara ut långvågiga (λ 8-14 μ) osynliga infraröda (termiska) strålar. Den energi som sänds ut av jordens yta kallas jordstrålning. Jordstrålning förekommer och. dag och natt. Strålningens intensitet är större, ju högre temperatur den utstrålande kroppen har. Markstrålning bestäms i samma enheter som solstrålning, d.v.s. i kalorier från 1 cm 2 ytor på 1 min. Observationer har visat att omfattningen av markstrålning är liten. Vanligtvis når den 15-18 hundradelar av en kalori. Men genom att agera kontinuerligt kan det ge en betydande termisk effekt.

Den starkaste markstrålningen erhålls med en molnfri himmel och god transparens av atmosfären. Molnighet (särskilt låga moln) minskar markstrålningen avsevärt och leder ofta till noll. Här kan vi säga att atmosfären tillsammans med molnen är en bra "filt" som skyddar jorden från överdriven nedkylning. Delar av atmosfären, som områden på jordens yta, utstrålar energi beroende på deras temperatur. Denna energi kallas atmosfärisk strålning. Intensiteten av atmosfärisk strålning beror på temperaturen i den utstrålande delen av atmosfären, såväl som på mängden vattenånga och koldioxid som finns i luften. Atmosfärisk strålning tillhör gruppen långvågig strålning. Det sprider sig i atmosfären åt alla håll; en del av den når jordytan och absorberas av den, den andra delen går in i det interplanetära rummet.

HANDLA OM inkomster och utgifter för solenergi på jorden. Jordytan å ena sidan tar emot solenergi i form av direkt och diffus strålning, och å andra sidan förlorar en del av denna energi i form av markstrålning. Som ett resultat av ankomsten och förbrukningen av solenergi erhålls ett visst resultat. I vissa fall kan detta resultat vara positivt, i andra negativt. Låt oss ge exempel på båda.

8 januari. Dagen är molnfri. För 1 cm 2 jordens yta tas emot per dag 20 avföring direkt solstrålning och 12 avföring spridd strålning; totalt fick alltså 32 cal. Under samma tid, på grund av strålning 1 centimeter? jordytan förlorade 202 cal. Som ett resultat, på bokföringsspråket, är det en förlust på 170 avföring(negativ balans).

6 juli Himlen är nästan molnfri. 630 mottagna från direkt solstrålning cal, från spridd strålning 46 cal. Totalt fick därför jordytan 1 cm 2 676 cal. 173 förlorade av markstrålning cal. I balansräkningen vinst på 503 avföring(saldo positivt).

Av exemplen ovan är det bland annat ganska tydligt varför det på tempererade breddgrader är kallt på vintern och varmt på sommaren.

Användning av solstrålning för tekniska och hushållsändamål. Solstrålning är en outtömlig naturlig energikälla. Storleken på solenergi på jorden kan bedömas med följande exempel: om vi till exempel använder värmen från solstrålning, som bara faller på 1/10 av Sovjetunionens yta, kan vi få energi lika med arbetet med 30 tusen Dneproges.

Människor har länge försökt använda solstrålningens fria energi för sina behov. Hittills har många olika solcellsanläggningar skapats som arbetar med användning av solstrålning och som används i stor utsträckning inom industrin och för att tillgodose befolkningens hushållsbehov. I de södra regionerna av Sovjetunionen arbetar solvärmare, pannor, saltvattenavsaltningsanläggningar, soltorkar (för torkning av frukt), kök, badhus, växthus och apparater för medicinska ändamål på grundval av den utbredda användningen av solstrålning inom industrin och allmännyttiga tjänster. Solstrålning används ofta i orter för behandling och främjande av människors hälsa.