Sonnenenergie von 100 % erreicht die obere Grenze der Atmosphäre.

Ultraviolette Strahlung, die 3 % von 100 % des einfallenden Sonnenlichts ausmacht, wird größtenteils von der Ozonschicht in der oberen Atmosphäre absorbiert.

Etwa 40 % der restlichen 97 % interagieren mit Wolken – davon werden 24 % zurück in den Weltraum reflektiert, 2 % werden von Wolken absorbiert und 14 % werden gestreut und erreichen als Streustrahlung die Erdoberfläche.

32 % der einfallenden Strahlung interagieren mit Wasserdampf, Staub und Dunst in der Atmosphäre – 13 % davon werden absorbiert, 7 % werden zurück in den Weltraum reflektiert und 12 % erreichen die Erdoberfläche als gestreutes Sonnenlicht (Abb. 6).

Reis. 6. Strahlungsbilanz der Erde

Daher erreichen von den anfänglich 100 % der Sonnenstrahlung auf der Erdoberfläche 2 % direktes Sonnenlicht und 26 % diffuses Licht.

Davon werden 4 % von der Erdoberfläche zurück in den Weltraum reflektiert, und die Gesamtreflexion in den Weltraum beträgt 35 % des einfallenden Sonnenlichts.

Von den 65 % des von der Erde absorbierten Lichts stammen 3 % aus der oberen Atmosphäre, 15 % aus der unteren Atmosphäre und 47 % von der Erdoberfläche – Ozean und Land.

Damit die Erde das thermische Gleichgewicht aufrechterhält, müssen 47 % der gesamten Sonnenenergie, die durch die Atmosphäre strömt und von Land und Meer absorbiert wird, von Land und Meer wieder an die Atmosphäre abgegeben werden.

Der sichtbare Teil des Strahlungsspektrums, der in die Meeresoberfläche eindringt und Beleuchtung erzeugt, besteht aus Sonnenstrahlen, die die Atmosphäre passiert haben (Direktstrahlung), und einigen Strahlen, die von der Atmosphäre in alle Richtungen gestreut werden, einschließlich zur Meeresoberfläche Ozean (diffuse Strahlung).

Das Verhältnis der Energie dieser beiden Lichtströme, die auf eine horizontale Plattform fallen, hängt von der Höhe der Sonne ab - je höher sie über dem Horizont steht, desto größer ist der Anteil der Direktstrahlung

Die Beleuchtung der Meeresoberfläche unter natürlichen Bedingungen hängt auch von der Bewölkung ab. Hohe und dünne Wolken werfen viel Streulicht nach unten, wodurch die Ausleuchtung der Meeresoberfläche bei mittleren Sonnenhöhen sogar noch größer sein kann als bei wolkenlosem Himmel. Dichte Regenwolken reduzieren die Beleuchtung dramatisch.

Die Lichtstrahlen, die die Meeresoberfläche erhellen, werden an der Wasser-Luft-Grenze (Abb. 7) gemäß dem bekannten physikalischen Gesetz von Snell reflektiert und gebrochen.

Reis. 7. Reflexion und Brechung eines Lichtstrahls an der Meeresoberfläche

Somit werden alle auf die Meeresoberfläche fallenden Lichtstrahlen teilweise reflektiert, gebrochen und treten ins Meer ein.

Das Verhältnis zwischen gebrochenem und reflektiertem Lichtstrom hängt von der Höhe der Sonne ab. Bei Sonnenhöhe 0 0 wird der gesamte Lichtstrom von der Meeresoberfläche reflektiert. Mit zunehmender Sonnenhöhe nimmt der Anteil des in das Wasser eindringenden Lichtstroms zu, und bei einer Sonnenhöhe von 90 0 dringen 98 % des gesamten auf die Oberfläche einfallenden Lichtstroms in das Wasser ein.

Das Verhältnis des von der Meeresoberfläche reflektierten Lichtstroms zum einfallenden Licht wird als bezeichnet Albedo der Meeresoberfläche . Dann beträgt die Albedo der Meeresoberfläche bei einer Sonnenhöhe von 90 0 2% und bei 0 0 - 100%. Die Albedo der Meeresoberfläche ist für direkte und diffuse Lichtströme unterschiedlich. Die Albedo der Direktstrahlung hängt im Wesentlichen von der Höhe der Sonne ab, die Albedo der Streustrahlung ist praktisch nicht von der Höhe der Sonne abhängig.

Die Strahlungsenergie der Sonne ist praktisch die einzige Wärmequelle für die Erdoberfläche und ihre Atmosphäre. Die Strahlung, die von den Sternen und dem Mond kommt, ist 30-106 Mal geringer als die Sonnenstrahlung. Der Wärmefluss aus den Tiefen der Erde an die Oberfläche ist 5000-mal geringer als die Wärme, die von der Sonne empfangen wird.

Ein Teil der Sonnenstrahlung ist sichtbares Licht. Somit ist die Sonne nicht nur eine Wärmequelle für die Erde, sondern auch Licht, das für das Leben auf unserem Planeten wichtig ist.

Die Strahlungsenergie der Sonne wird teilweise in der Atmosphäre selbst in Wärme umgewandelt, hauptsächlich aber auf der Erdoberfläche, wo sie zur Erwärmung der oberen Boden- und Wasserschichten und von ihnen - der Luft - verwendet wird. Die aufgeheizte Erdoberfläche und die aufgeheizte Atmosphäre senden wiederum unsichtbare Infrarotstrahlung aus. Durch die Strahlungsabgabe an den Weltraum werden die Erdoberfläche und die Atmosphäre gekühlt.

Die Erfahrung zeigt, dass die durchschnittlichen Jahrestemperaturen der Erdoberfläche und der Atmosphäre an jedem Punkt der Erde von Jahr zu Jahr kaum variieren. Betrachtet man die Temperaturverhältnisse auf der Erde über lange Zeiträume von mehreren Jahren, so kann man die Hypothese annehmen, dass sich die Erde im thermischen Gleichgewicht befindet: Dem Wärmeeintrag von der Sonne steht der Wärmeverlust ins Weltall gegenüber. Da aber die Erde (mit der Atmosphäre) Wärme durch die Aufnahme von Sonnenstrahlung aufnimmt und Wärme durch ihre eigene Strahlung verliert, bedeutet die Hypothese des thermischen Gleichgewichts gleichzeitig, dass sich die Erde im Strahlungsgleichgewicht befindet: dem Einströmen kurzwelliger Strahlung es wird durch die Rückkehr langwelliger Strahlung in den Weltall ausgeglichen.

direkte Sonneneinstrahlung

Strahlung, die direkt von der Sonnenscheibe auf die Erdoberfläche gelangt, wird als Strahlung bezeichnet direkte Sonneneinstrahlung. Sonnenstrahlung breitet sich von der Sonne in alle Richtungen aus. Aber die Entfernung von der Erde zur Sonne ist so groß, dass direkte Strahlung in Form eines Strahls paralleler Strahlen, die sozusagen aus der Unendlichkeit kommen, auf jede Oberfläche der Erde fällt. Auch der ganze Globus als Ganzes ist im Vergleich zur Entfernung zur Sonne so klein, dass alle auf ihn fallende Sonnenstrahlung ohne merklichen Fehler als Bündel paralleler Strahlen betrachtet werden kann.

Es ist leicht zu verstehen, dass die unter gegebenen Bedingungen maximal mögliche Strahlungsmenge von einer senkrecht zu den Sonnenstrahlen stehenden Flächeneinheit empfangen wird. Es wird weniger Strahlungsenergie pro horizontaler Flächeneinheit vorhanden sein. Die Grundgleichung zur Berechnung der direkten Sonnenstrahlung ergibt sich aus dem Einfallswinkel der Sonnenstrahlen, genauer gesagt aus der Höhe der Sonne ( h): S" = S Sünde h; wo S"- auf einer horizontalen Fläche auftreffende Sonnenstrahlung, S- direkte Sonneneinstrahlung mit parallelen Strahlen.

Der Fluss direkter Sonnenstrahlung auf eine horizontale Fläche wird als Sonneneinstrahlung bezeichnet.

Änderungen der Sonneneinstrahlung in der Atmosphäre und auf der Erdoberfläche

Etwa 30 % der direkt auf die Erde einfallenden Sonnenstrahlung wird zurück in den Weltraum reflektiert. Die restlichen 70 % gelangen in die Atmosphäre. Beim Durchgang durch die Atmosphäre wird die Sonnenstrahlung teilweise an atmosphärischen Gasen und Aerosolen gestreut und geht in eine besondere Form der diffusen Strahlung über. Teilweise direkte Sonnenstrahlung wird von atmosphärischen Gasen und Verunreinigungen absorbiert und geht in Wärme über, d.h. geht, um die Atmosphäre zu wärmen.

Direkte Sonnenstrahlung, die nicht in der Atmosphäre gestreut und absorbiert wird, erreicht die Erdoberfläche. Ein kleiner Teil davon wird daran reflektiert und der Großteil der Strahlung wird von der Erdoberfläche absorbiert, wodurch sich die Erdoberfläche erwärmt. Ein Teil der Streustrahlung erreicht auch die Erdoberfläche, wird teilweise von ihr reflektiert und teilweise von ihr absorbiert. Ein anderer Teil der gestreuten Strahlung geht in den interplanetaren Raum.

Aufgrund der Absorption und Streuung von Strahlung in der Atmosphäre unterscheidet sich die direkte Strahlung, die die Erdoberfläche erreicht hat, von der, die an die Grenze der Atmosphäre gelangt ist. Der Fluss der Sonnenstrahlung nimmt ab und seine spektrale Zusammensetzung ändert sich, da Strahlen unterschiedlicher Wellenlängen auf unterschiedliche Weise in der Atmosphäre absorbiert und gestreut werden.

Bestenfalls, d.h. am höchsten Stand der Sonne und bei ausreichender Luftreinheit kann man auf der Erdoberfläche einen direkten Strahlungsfluss von etwa 1,05 kW / m 2 beobachten. Im Gebirge in 4–5 km Höhe wurden Strahlungsflüsse bis 1,2 kW/m 2 oder mehr beobachtet. Wenn sich die Sonne dem Horizont nähert und die Dicke der von den Sonnenstrahlen durchquerten Luft zunimmt, nimmt der Fluss der direkten Strahlung immer mehr ab.

Etwa 23 % der direkten Sonnenstrahlung werden in der Atmosphäre absorbiert. Darüber hinaus ist diese Absorption selektiv: Verschiedene Gase absorbieren Strahlung in verschiedenen Teilen des Spektrums und in unterschiedlichem Maße.

Stickstoff absorbiert Strahlung nur bei sehr kurzen Wellenlängen im ultravioletten Teil des Spektrums. Die Energie der Sonnenstrahlung in diesem Teil des Spektrums ist völlig vernachlässigbar, sodass die Absorption durch Stickstoff praktisch keinen Einfluss auf den Fluss der Sonnenstrahlung hat. In etwas größerem, aber immer noch sehr geringem Maße absorbiert Sauerstoff Sonnenstrahlung - in zwei schmalen Abschnitten des sichtbaren Teils des Spektrums und in seinem ultravioletten Teil.

Ozon ist ein stärkerer Absorber der Sonnenstrahlung. Es absorbiert ultraviolette und sichtbare Sonnenstrahlung. Obwohl sein Gehalt in der Luft sehr gering ist, absorbiert es ultraviolette Strahlung in der oberen Atmosphäre so stark, dass Wellen, die kürzer als 0,29 Mikrometer sind, im Sonnenspektrum nahe der Erdoberfläche überhaupt nicht beobachtet werden. Die Gesamtabsorption der Sonnenstrahlung durch Ozon erreicht 3 % der direkten Sonnenstrahlung.

Kohlendioxid (Kohlendioxid) absorbiert stark Strahlung im Infrarotbereich des Spektrums, aber sein Gehalt in der Atmosphäre ist immer noch gering, sodass seine Absorption direkter Sonnenstrahlung im Allgemeinen gering ist. Von den Gasen ist der Hauptabsorber der Strahlung in der Atmosphäre Wasserdampf, der sich in der Troposphäre und insbesondere in ihrem unteren Teil konzentriert. Aus dem Gesamtstrom der Sonnenstrahlung absorbiert Wasserdampf Strahlung in den Wellenlängenintervallen im sichtbaren und nahen Infrarotbereich des Spektrums. Auch Wolken und atmosphärische Verunreinigungen absorbieren Sonnenstrahlung, d.h. Aerosolpartikel, die in der Atmosphäre schweben. Im Allgemeinen macht die Absorption durch Wasserdampf und Aerosole etwa 15 % aus, und 5 % werden von Wolken absorbiert.

An jedem einzelnen Ort ändert sich die Absorption im Laufe der Zeit, abhängig sowohl vom variablen Gehalt an absorbierenden Stoffen in der Luft, hauptsächlich Wasserdampf, Wolken und Staub, als auch von der Höhe der Sonne über dem Horizont, d.h. von der Dicke der Luftschicht, die die Strahlen auf ihrem Weg zur Erde passieren.

Direkte Sonnenstrahlung wird auf ihrem Weg durch die Atmosphäre nicht nur durch Absorption, sondern auch durch Streuung geschwächt und stärker geschwächt. Streuung ist ein grundlegendes physikalisches Phänomen der Wechselwirkung von Licht mit Materie. Sie kann bei allen Wellenlängen des elektromagnetischen Spektrums auftreten, je nach Verhältnis der Größe der streuenden Partikel zur Wellenlänge der einfallenden Strahlung: Bei der Streuung „extrahiert“ ein Partikel, das sich im Ausbreitungsweg einer elektromagnetischen Welle befindet, kontinuierlich Energie aus der einfallenden Welle und strahlt sie in alle Richtungen zurück. Somit kann ein Teilchen als Punktquelle gestreuter Energie betrachtet werden. Streuung bezeichnet die Umwandlung eines Teils der direkten Sonnenstrahlung, die sich vor der Streuung in Form paralleler Strahlen in einer bestimmten Richtung ausbreitet, in Strahlung, die in alle Richtungen geht. Streuung tritt in optisch inhomogener atmosphärischer Luft auf, die kleinste Partikel flüssiger und fester Verunreinigungen enthält - Tropfen, Kristalle, kleinste Aerosole, d.h. in einem Medium, in dem der Brechungsindex von Punkt zu Punkt variiert. Ein optisch inhomogenes Medium ist aber auch reine Luft, frei von Verunreinigungen, da in ihr durch thermische Bewegung von Molekülen, Kondensationen und Verdünnung ständig Dichteschwankungen auftreten. Beim Zusammentreffen mit Molekülen und Verunreinigungen in der Atmosphäre verlieren die Sonnenstrahlen ihre geradlinige Ausbreitungsrichtung und werden gestreut. Strahlung breitet sich von streuenden Teilchen so aus, als ob sie selbst Emitter wären.

Nach den Streugesetzen, insbesondere nach dem Rayleigh-Gesetz, unterscheidet sich die spektrale Zusammensetzung der gestreuten Strahlung von der spektralen Zusammensetzung der Geraden. Das Rayleighsche Gesetz besagt, dass die Streuung von Strahlen umgekehrt proportional zur 4. Potenz der Wellenlänge ist:

S ? = 32? 3 (m-1) / 3n? 4

wo S? – Koeff. Streuung; m der Brechungsindex in Gas ist; n die Anzahl der Moleküle pro Volumeneinheit ist; ? ist die Wellenlänge.

Etwa 26 % der Energie des gesamten solaren Strahlungsflusses werden in der Atmosphäre in diffuse Strahlung umgewandelt. Etwa 2/3 der Streustrahlung gelangt dann auf die Erdoberfläche. Aber das wird schon eine besondere Art von Strahlung sein, die sich deutlich von der direkten Strahlung unterscheidet. Erstens kommt Streustrahlung nicht von der Sonnenscheibe, sondern vom gesamten Firmament auf die Erdoberfläche. Daher ist es notwendig, seinen Durchfluss zu einer horizontalen Oberfläche zu messen. Sie wird auch in W/m2 (oder kW/m2) gemessen.

Zum anderen unterscheidet sich Streustrahlung von Direktstrahlung in der spektralen Zusammensetzung, da Strahlen unterschiedlicher Wellenlänge unterschiedlich stark gestreut werden. Im Spektrum der Streustrahlung wird das Verhältnis der Energie unterschiedlicher Wellenlängen im Vergleich zum Spektrum der Direktstrahlung zugunsten kurzwelligerer Strahlen verändert. Je kleiner die Größe der Streupartikel ist, desto stärker werden die kurzwelligen Strahlen im Vergleich zu den langwelligen gestreut.

Phänomene der Strahlungsstreuung

Phänomene wie die blaue Farbe des Himmels, die Abend- und Morgendämmerung sowie die Sichtbarkeit werden mit der Streuung von Strahlung in Verbindung gebracht. Die blaue Farbe des Himmels ist die Farbe der Luft selbst, aufgrund der Streuung der Sonnenstrahlen darin. Luft ist in einer dünnen Schicht transparent, wie Wasser in einer dünnen Schicht transparent ist. Aber in einer mächtigen Dicke der Atmosphäre hat die Luft eine blaue Farbe, ebenso wie Wasser schon in einer relativ geringen Dicke (mehrere Meter) eine grünliche Farbe hat. Wie also geschieht die molekulare Streuung von Licht umgekehrt? 4, dann ist im Spektrum des vom Firmament gesendeten Streulichts das Energiemaximum nach Blau verschoben. Mit der Höhe, da die Luftdichte abnimmt, d.h. Die Anzahl der Streupartikel, die Farbe des Himmels wird dunkler und verwandelt sich in tiefes Blau und in der Stratosphäre in Schwarzviolett. Je mehr Verunreinigungen in der Luft größer als Luftmoleküle sind, desto größer ist der Anteil langwelliger Strahlen im Spektrum der Sonnenstrahlung und desto weißlicher wird die Farbe des Himmels. Wenn der Durchmesser der Nebel-, Wolken- und Aerosolpartikel mehr als 1-2 Mikrometer beträgt, werden die Strahlen aller Wellenlängen nicht mehr gestreut, sondern gleichermaßen diffus reflektiert; daher werden entfernte Objekte in Nebel und staubigem Dunst nicht mehr von einem blauen, sondern von einem weißen oder grauen Vorhang verdeckt. Daher erscheinen die Wolken, auf die das solare (d. h. weiße) Licht fällt, weiß.

Die Streuung der Sonnenstrahlung in der Atmosphäre ist von großer praktischer Bedeutung, da sie tagsüber Streulicht erzeugt. In Abwesenheit einer Atmosphäre auf der Erde wäre es nur dort hell, wo direktes Sonnenlicht oder von der Erdoberfläche und Objekten darauf reflektiertes Sonnenlicht einfallen würde. Durch Streulicht dient tagsüber die gesamte Atmosphäre als Beleuchtungsquelle: Tagsüber ist es auch dort Licht, wo die Sonnenstrahlen nicht direkt einfallen, und selbst dann, wenn die Sonne von Wolken verdeckt wird.

Nach Sonnenuntergang am Abend kommt nicht sofort Dunkelheit. Der Himmel, insbesondere in dem Teil des Horizonts, in dem die Sonne untergegangen ist, bleibt hell und sendet allmählich abnehmende Streustrahlung an die Erdoberfläche. Ebenso hellt sich morgens, noch vor Sonnenaufgang, der Himmel am meisten in Richtung Sonnenaufgang auf und sendet diffuses Licht zur Erde. Dieses Phänomen der unvollständigen Dunkelheit wird Dämmerung genannt - Abend und Morgen. Der Grund dafür ist die Beleuchtung der hohen Schichten der Atmosphäre durch die unter dem Horizont stehende Sonne und die Streuung des Sonnenlichts an ihnen.

Die sogenannte astronomische Dämmerung setzt sich abends fort, bis die Sonne 18 Grad unter dem Horizont untergeht; Zu diesem Zeitpunkt ist es so dunkel, dass die schwächsten Sterne sichtbar sind. Die astronomische Morgendämmerung beginnt, wenn die Sonne den gleichen Stand unter dem Horizont hat. Der erste Teil der astronomischen Abenddämmerung oder der letzte Teil des Morgens, wenn die Sonne mindestens 8° unter dem Horizont steht, wird als bürgerliche Dämmerung bezeichnet. Die Dauer der astronomischen Dämmerung variiert je nach Breitengrad und Jahreszeit. In den mittleren Breiten sind es 1,5 bis 2 Stunden, in den Tropen weniger, am Äquator etwas mehr als eine Stunde.

In hohen Breiten im Sommer kann es vorkommen, dass die Sonne gar nicht oder nur sehr flach unter den Horizont sinkt. Wenn die Sonne um weniger als 18 o unter den Horizont fällt, tritt überhaupt keine vollständige Dunkelheit auf und die Abenddämmerung verschmilzt mit dem Morgen. Dieses Phänomen wird weiße Nächte genannt.

Die Dämmerung wird von wunderschönen, manchmal sehr spektakulären Farbveränderungen des Firmaments in Richtung Sonne begleitet. Diese Änderungen beginnen vor Sonnenuntergang und setzen sich nach Sonnenaufgang fort. Sie haben einen ziemlich regelmäßigen Charakter und werden Morgendämmerung genannt. Die charakteristischen Farben der Morgendämmerung sind Lila und Gelb. Die Intensität und Vielfalt der Farbnuancen der Morgendämmerung ist jedoch je nach Gehalt an Aerosolverunreinigungen in der Luft sehr unterschiedlich. Auch die Töne der leuchtenden Wolken in der Abenddämmerung sind vielfältig.

In dem der Sonne gegenüberliegenden Teil des Himmels gibt es eine Anti-Morgendämmerung, ebenfalls mit einer Änderung der Farbtöne, wobei Purpur und Purpur-Violett vorherrschen. Nach Sonnenuntergang erscheint in diesem Teil des Himmels der Schatten der Erde: ein grau-blaues Segment, das immer mehr in die Höhe und zu den Seiten hin wächst. Dämmerungsphänomene werden durch Lichtstreuung durch kleinste Partikel atmosphärischer Aerosole und durch Lichtbeugung durch größere Partikel erklärt.

Entfernte Objekte werden schlechter gesehen als nahe Objekte, und das nicht nur, weil ihre scheinbare Größe reduziert ist. Selbst sehr große Objekte in der einen oder anderen Entfernung vom Beobachter werden aufgrund der Trübung der Atmosphäre, durch die sie sichtbar sind, schlecht unterscheidbar. Diese Trübung entsteht durch Lichtstreuung in der Atmosphäre. Es ist klar, dass sie mit einer Zunahme der Aerosolverunreinigungen in der Luft zunimmt.

Für viele praktische Zwecke ist es sehr wichtig zu wissen, bei welcher Entfernung die Umrisse von Objekten hinter dem Luftschleier nicht mehr zu unterscheiden sind. Die Entfernung, bei der die Umrisse von Objekten in der Atmosphäre nicht mehr zu unterscheiden sind, wird als Sichtbarkeitsbereich oder einfach Sichtbarkeit bezeichnet. Die Sichtweite wird meistens durch das Auge auf bestimmte, vorausgewählte Objekte (dunkel gegen den Himmel) bestimmt, deren Entfernung bekannt ist. Es gibt auch eine Reihe von photometrischen Instrumenten zur Bestimmung der Sichtweite.

In sehr sauberer Luft, beispielsweise arktischen Ursprungs, kann die Sichtweite Hunderte von Kilometern erreichen, da die Dämpfung des Lichts von Objekten in solcher Luft hauptsächlich durch Streuung an Luftmolekülen erfolgt. In Luft mit viel Staub oder Kondensationsprodukten kann die Sichtweite auf mehrere Kilometer oder sogar Meter reduziert werden. Bei leichtem Nebel beträgt die Sichtweite also 500–1000 m, und bei dichtem Nebel oder starken sandigen Graten kann sie auf zehn oder sogar mehrere Meter reduziert werden.

Gesamtstrahlung, reflektierte Sonnenstrahlung, absorbierte Strahlung, PAR, Albedo der Erde

Alle auf die Erdoberfläche einfallende Sonnenstrahlung – direkt und gestreut – wird als Gesamtstrahlung bezeichnet. Also die Gesamtstrahlung

Q = S* Sünde h + D,

wo S– Energiebeleuchtung durch direkte Strahlung,

D– Energiebeleuchtung durch Streustrahlung,

h- die Höhe der Sonne.

Bei wolkenlosem Himmel hat die Gesamtstrahlung eine tägliche Schwankung mit einem Maximum um die Mittagszeit und eine jährliche Schwankung mit einem Maximum im Sommer. Partielle Bewölkung, die die Sonnenscheibe nicht bedeckt, erhöht die Gesamtstrahlung im Vergleich zu einem wolkenlosen Himmel; volle Bewölkung reduziert sie dagegen. Im Durchschnitt reduziert Bewölkung die Gesamtstrahlung. Daher ist im Sommer die Ankunft der Gesamtstrahlung in den Vormittagsstunden im Durchschnitt größer als am Nachmittag. Aus dem gleichen Grund ist sie im ersten Halbjahr größer als im zweiten.

SP Chromov und A.M. Petrosyants geben in den Sommermonaten in der Nähe von Moskau bei wolkenlosem Himmel Mittagswerte der Gesamtstrahlung an: durchschnittlich 0,78 kW / m 2, bei Sonne und Wolken - 0,80, bei durchgehenden Wolken - 0,26 kW / m 2.

Beim Auftreffen auf die Erdoberfläche wird die gesamte Strahlung größtenteils in der oberen dünnen Erdschicht oder in einer dickeren Wasserschicht absorbiert und in Wärme umgewandelt und teilweise reflektiert. Wie stark die Sonnenstrahlung von der Erdoberfläche reflektiert wird, hängt von der Beschaffenheit dieser Oberfläche ab. Das Verhältnis der Menge der reflektierten Strahlung zur Gesamtmenge der auf eine gegebene Oberfläche einfallenden Strahlung wird als Oberflächenalbedo bezeichnet. Dieses Verhältnis wird in Prozent ausgedrückt.

Aus dem Gesamtfluss der Gesamtstrahlung ( S Sünde h + D) ein Teil davon wird von der Erdoberfläche reflektiert ( S Sünde h + D)Und wo SONDERN ist die Oberflächenalbedo. Der Rest der Gesamtstrahlung ( S Sünde h + D) (1 – SONDERN) wird von der Erdoberfläche aufgenommen und erwärmt die oberen Erd- und Wasserschichten. Dieser Anteil wird als absorbierte Strahlung bezeichnet.

Die Albedo der Bodenoberfläche variiert zwischen 10–30 %; in feuchtem Schwarzerde sinkt er auf 5 % und in trockenem hellem Sand kann er auf 40 % steigen. Mit zunehmender Bodenfeuchte nimmt die Albedo ab. Die Albedo der Vegetationsdecke – Wälder, Wiesen, Felder – beträgt 10–25 %. Die Albedo der Oberfläche von frisch gefallenem Schnee beträgt 80–90 %, während die von langjährigem Schnee etwa 50 % und weniger beträgt. Die Albedo einer glatten Wasseroberfläche für direkte Strahlung variiert von wenigen Prozent (wenn die Sonne hoch steht) bis 70 % (wenn sie niedrig steht); es kommt auch auf die Aufregung an. Für Streustrahlung beträgt die Albedo von Wasseroberflächen 5–10 %. Im Durchschnitt beträgt die Albedo der Oberfläche des Weltozeans 5–20 %. Die Albedo der Wolkenoberseite variiert je nach Art und Dicke der Wolkendecke von wenigen Prozent bis 70–80 %, im Durchschnitt 50–60 % (S.P. Khromov, M.A. Petrosyants, 2004).

Die obigen Zahlen beziehen sich auf die Reflexion der Sonnenstrahlung, nicht nur sichtbar, sondern auch in ihrem gesamten Spektrum. Photometrische Mittel messen die Albedo nur für sichtbare Strahlung, die natürlich etwas von der Albedo für den gesamten Strahlungsfluss abweichen kann.

Der überwiegende Teil der von der Erdoberfläche und der Wolkenoberseite reflektierten Strahlung gelangt über die Atmosphäre hinaus in den Weltall. Ein Teil (etwa ein Drittel) der gestreuten Strahlung geht auch in den Weltall.

Das Verhältnis der reflektierten und gestreuten Sonnenstrahlung, die den Weltraum verlässt, zur Gesamtmenge der Sonnenstrahlung, die in die Atmosphäre eintritt, wird als planetarische Albedo der Erde oder einfach bezeichnet Albedo der Erde.

Im Allgemeinen wird die planetarische Albedo der Erde auf 31 % geschätzt. Der Hauptteil der planetaren Albedo der Erde ist die Reflexion der Sonnenstrahlung durch Wolken.

Ein Teil der direkten und reflektierten Strahlung ist an der so genannten pflanzlichen Photosynthese beteiligt photosynthetisch aktive Strahlung (WEIT). WEIT - Der Teil der kurzwelligen Strahlung (von 380 bis 710 nm), der in Bezug auf die Photosynthese und den Produktionsprozess von Pflanzen am aktivsten ist, wird sowohl durch direkte als auch durch diffuse Strahlung repräsentiert.

Pflanzen können im Wellenlängenbereich von 380 bis 710 nm direkte Sonnenstrahlung und von Himmels- und Erdobjekten reflektierte Strahlung aufnehmen. Der Fluss photosynthetisch aktiver Strahlung beträgt etwa die Hälfte des Sonnenflusses, d.h. die Hälfte der Gesamtstrahlung, und das praktisch unabhängig von Witterung und Standort. Wenn allerdings für die Verhältnisse in Europa der Wert 0,5 typisch ist, dann ist er für die Verhältnisse in Israel etwas höher (ca. 0,52). Es kann jedoch nicht gesagt werden, dass Pflanzen PAR ihr ganzes Leben lang und unter verschiedenen Bedingungen auf die gleiche Weise nutzen. Die Effizienz der PAR-Nutzung ist unterschiedlich, daher wurden die Indikatoren „PAR-Nutzungsfaktor“ vorgeschlagen, die die Effizienz der PAR-Nutzung und die „Effizienz von Phytocenosen“ widerspiegeln. Die Effizienz von Phytozenosen charakterisiert die photosynthetische Aktivität der Vegetationsdecke. Dieser Parameter hat unter Förstern die breiteste Anwendung zur Bewertung von Waldphytozenosen gefunden.

Hervorzuheben ist, dass Pflanzen selbst in der Vegetationsdecke PAR bilden können. Dies wird erreicht durch die Ausrichtung der Blätter zu den Sonnenstrahlen, die Drehung der Blätter, die Verteilung von Blättern unterschiedlicher Größe und Winkel auf verschiedenen Ebenen von Phytozenosen, d.h. durch die sogenannte Canopy-Architektur. In der Vegetationsdecke werden die Sonnenstrahlen mehrfach gebrochen, von der Blattoberfläche reflektiert und bilden so ein eigenes inneres Strahlungsregime.

Die innerhalb der Vegetationsdecke gestreute Strahlung hat den gleichen photosynthetischen Wert wie die direkt und diffus in die Oberfläche der Vegetationsdecke eintretende Strahlung.

Strahlung der Erdoberfläche

Die oberen Boden- und Wasserschichten, die Schneedecke und die Vegetation selbst senden langwellige Strahlung aus; diese terrestrische Strahlung wird allgemein als Eigenstrahlung der Erdoberfläche bezeichnet.

Aus der Kenntnis der absoluten Temperatur der Erdoberfläche kann die Eigenstrahlung berechnet werden. Berücksichtigen Sie nach dem Stefan-Boltzmann-Gesetz, dass die Erde kein vollständig schwarzer Körper ist, und führen Sie daher den Koeffizienten ein? (normalerweise gleich 0,95), Bodenstrahlung E durch die Formel bestimmt

E s = ?? T 4 ,

wo? ist die Stefan-Boltzmann-Konstante, T Temperatur, k.

Bei 288K, E s \u003d 3,73 10 2 W / m 2. Eine so große Strahlungsrückstrahlung von der Erdoberfläche würde zu einer schnellen Abkühlung führen, wenn dies nicht durch den umgekehrten Prozess - die Absorption von Sonnen- und Atmosphärenstrahlung durch die Erdoberfläche - verhindert würde. Die absoluten Temperaturen der Erdoberfläche liegen zwischen 190 und 350 K. Bei solchen Temperaturen hat die emittierte Strahlung praktisch Wellenlängen im Bereich von 4–120 µm, ihre maximale Energie liegt bei 10–15 µm. Daher ist all diese Strahlung infrarot und wird vom Auge nicht wahrgenommen.

Gegenstrahlung oder Gegenstrahlung

Die Atmosphäre erwärmt sich und absorbiert sowohl die Sonnenstrahlung (wenn auch in einem relativ kleinen Teil, etwa 15% ihrer Gesamtmenge, die auf die Erde gelangt), als auch die Eigenstrahlung der Erdoberfläche. Darüber hinaus erhält es Wärme von der Erdoberfläche durch Leitung sowie durch Kondensation von Wasserdampf, der von der Erdoberfläche verdunstet ist. Die aufgeheizte Atmosphäre strahlt von selbst. Genau wie die Erdoberfläche sendet sie unsichtbare Infrarotstrahlung in etwa dem gleichen Wellenlängenbereich aus.

Der größte Teil (70%) der atmosphärischen Strahlung gelangt an die Erdoberfläche, der Rest geht in den Weltall. Atmosphärische Strahlung, die die Erdoberfläche erreicht, wird als Gegenstrahlung bezeichnet. E a, da sie auf die Eigenstrahlung der Erdoberfläche gerichtet ist. Die Erdoberfläche absorbiert die Gegenstrahlung fast vollständig (zu 95–99 %). Damit ist die Gegenstrahlung neben der absorbierten Sonnenstrahlung eine wichtige Wärmequelle für die Erdoberfläche. Die Gegenstrahlung nimmt mit zunehmender Bewölkung zu, da die Wolken selbst stark strahlen.

Die Hauptsubstanz in der Atmosphäre, die terrestrische Strahlung absorbiert und Gegenstrahlung aussendet, ist Wasserdampf. Es absorbiert Infrarotstrahlung in einem großen Bereich des Spektrums - von 4,5 bis 80 Mikrometer, mit Ausnahme des Intervalls zwischen 8,5 und 12 Mikrometer.

Kohlenmonoxid (Kohlendioxid) absorbiert Infrarotstrahlung stark, jedoch nur in einem schmalen Bereich des Spektrums; Ozon ist schwächer und auch in einem schmalen Bereich des Spektrums. Die Absorption durch Kohlendioxid und Ozon fällt zwar auf Wellen, deren Energie im Spektrum der Erdstrahlung nahe am Maximum liegt (7–15 μm).

Die Gegenstrahlung ist immer etwas geringer als die irdische. Die Erdoberfläche verliert also Wärme durch die positive Differenz zwischen Eigen- und Gegenstrahlung. Die Differenz zwischen der Eigenstrahlung der Erdoberfläche und der Gegenstrahlung der Atmosphäre wird als effektive Strahlung bezeichnet. E e:

E e = E s- E a.

Effektive Strahlung ist der Nettoverlust an Strahlungsenergie und damit Wärme von der Erdoberfläche bei Nacht. Bei Kenntnis der Temperatur der Erdoberfläche kann die Eigenstrahlung nach dem Stefan-Boltzmann-Gesetz bestimmt und die Gegenstrahlung nach obiger Formel berechnet werden.

Die effektive Strahlung in klaren Nächten beträgt etwa 0,07–0,10 kW/m 2 an Tieflandstationen in gemäßigten Breiten und bis zu 0,14 kW/m 2 an Höhenstationen (wo die Gegenstrahlung geringer ist). Mit zunehmender Bewölkung, die die Gegenstrahlung erhöht, nimmt die effektive Strahlung ab. Bei bewölktem Wetter ist es viel weniger als bei klarem Wetter; folglich ist auch die nächtliche Abkühlung der Erdoberfläche geringer.

Effektive Strahlung existiert natürlich auch während der Tageslichtstunden. Aber tagsüber wird es durch die absorbierte Sonnenstrahlung blockiert oder teilweise kompensiert. Daher ist die Erdoberfläche tagsüber wärmer als nachts, aber die effektive Strahlung am Tag ist größer.

Im Durchschnitt verliert die Erdoberfläche in mittleren Breiten durch effektive Strahlung etwa die Hälfte der Wärmemenge, die sie durch absorbierte Strahlung erhält.

Indem die Atmosphäre terrestrische Strahlung absorbiert und Gegenstrahlung an die Erdoberfläche sendet, verringert sie dadurch die nächtliche Abkühlung der letzteren. Tagsüber trägt es wenig dazu bei, die Erwärmung der Erdoberfläche durch Sonneneinstrahlung zu verhindern. Dieser Einfluss der Atmosphäre auf das thermische Regime der Erdoberfläche wird aufgrund der äußeren Analogie zur Wirkung von Treibhausgläsern als Treibhauseffekt oder Treibhauseffekt bezeichnet.

Strahlungsbilanz der Erdoberfläche

Die Differenz zwischen absorbierter Strahlung und effektiver Strahlung wird als Strahlungsbilanz der Erdoberfläche bezeichnet:

BEIM=(S Sünde h + D)(1 – SONDERN) – E e.

Nachts, wenn keine Gesamtstrahlung vorhanden ist, entspricht die negative Strahlungsbilanz der effektiven Strahlung.

Die Strahlungsbilanz ändert sich von nächtlichen negativen Werten zu tagsüber positiven Werten nach Sonnenaufgang in einer Höhe von 10–15°. Von positiven zu negativen Werten verläuft er vor Sonnenuntergang auf gleicher Höhe über dem Horizont. Bei vorhandener Schneedecke wird die Strahlungsbilanz erst bei einer Sonnenhöhe von etwa 20–25 ° positiv, da bei einer großen Schneealbedo die Absorption der Gesamtstrahlung durch sie gering ist. Tagsüber nimmt die Strahlungsbilanz mit zunehmendem Sonnenstand zu und mit abnehmendem ab.

Die durchschnittlichen Mittagswerte der Strahlungsbilanz in Moskau im Sommer bei klarem Himmel, zitiert von S.P. Chromov und M.A. Petrosyants (2004) sind etwa 0,51 kW/m 2 , im Winter nur 0,03 kW/m 2 , unterdurchschnittliche Bewölkung im Sommer etwa 0,3 kW/m 2 , und im Winter sind sie nahe Null.

Die Sonne strahlt eine riesige Energiemenge ab - etwa 1,1 x 1020 kWh pro Sekunde. Eine Kilowattstunde ist die Energiemenge, die benötigt wird, um eine 100-Watt-Glühlampe 10 Stunden lang zu betreiben. Die äußere Atmosphäre der Erde fängt etwa ein Millionstel der von der Sonne emittierten Energie oder etwa 1500 Billiarden (1,5 x 1018) kWh jährlich ab. Aufgrund von Reflexion, Streuung und Absorption durch atmosphärische Gase und Aerosole erreichen jedoch nur 47 % aller Energie oder etwa 700 Billiarden (7 x 1017) kWh die Erdoberfläche.

Die Sonnenstrahlung in der Erdatmosphäre wird in die sogenannte Direktstrahlung unterteilt und durch in der Atmosphäre enthaltene Partikel aus Luft, Staub, Wasser usw. gestreut. Ihre Summe bildet die gesamte Sonneneinstrahlung. Die pro Flächeneinheit pro Zeiteinheit fallende Energiemenge hängt von mehreren Faktoren ab:

• Breite
• lokale Klimasaison des Jahres
• der Neigungswinkel der Oberfläche zur Sonne.

Zeit und geografischer Ort

Die Menge an Sonnenenergie, die auf die Erdoberfläche fällt, ändert sich aufgrund der Bewegung der Sonne. Diese Änderungen sind tages- und jahreszeitabhängig. Normalerweise trifft mittags mehr Sonnenstrahlung auf die Erde als frühmorgens oder spätabends. Am Mittag steht die Sonne hoch über dem Horizont und die Länge des Weges der Sonnenstrahlen durch die Erdatmosphäre ist verkürzt. Dadurch wird weniger Sonnenstrahlung gestreut und absorbiert, wodurch mehr an die Oberfläche gelangt.

Die Menge an Sonnenenergie, die die Erdoberfläche erreicht, weicht vom durchschnittlichen Jahreswert ab: im Winter - weniger als 0,8 kWh / m2 pro Tag in Nordeuropa und mehr als 4 kWh / m2 pro Tag im Sommer in derselben Region. Je näher man dem Äquator kommt, desto geringer wird der Unterschied.

Die Menge an Sonnenenergie hängt auch von der geografischen Lage des Standorts ab: Je näher am Äquator, desto größer ist sie. Beispielsweise beträgt die durchschnittliche jährliche Gesamtsonnenstrahlung, die auf eine horizontale Fläche einfällt: in Mitteleuropa, Zentralasien und Kanada – etwa 1000 kWh/m2; im Mittelmeerraum - ca. 1700 kWh / m2; in den meisten Wüstenregionen Afrikas, des Nahen Ostens und Australiens etwa 2200 kWh/m2.

So variiert die Menge der Sonneneinstrahlung stark je nach Jahreszeit und geografischer Lage (siehe Tabelle). Dieser Faktor muss bei der Nutzung von Solarenergie berücksichtigt werden.

	Südeuropa	Zentraleuropa	Nordeuropa	Karibische Region
Januar	2,6	1,7	0,8	5,1
Februar	3,9	3,2	1,5	5,6
Marsch	4,6	3,6	2,6	6,0
April	5,9	4,7	3,4	6,2
Kann	6,3	5,3	4,2	6,1
Juni	6,9	5,9	5,0	5,9
Juli	7,5	6,0	4,4	6,0
August	6,6	5,3	4,0	6,1
September	5,5	4,4	3,3	5,7
Oktober	4,5	3,3	2,1	5,3
November	3,0	2,1	1,2	5,1
Dezember	2,7	1,7	0,8	4,8
JAHR	5,0	3,9	2,8	5,7

Der Einfluss der Wolken auf die Sonnenenergie

Wie viel Sonnenstrahlung die Erdoberfläche erreicht, hängt sowohl tagsüber als auch ganzjährig von verschiedenen atmosphärischen Phänomenen und vom Stand der Sonne ab. Wolken sind das wichtigste atmosphärische Phänomen, das die Menge der Sonnenstrahlung bestimmt, die die Erdoberfläche erreicht. An jedem Punkt der Erde nimmt die Sonnenstrahlung, die die Erdoberfläche erreicht, mit zunehmender Bewölkung ab. Folglich erhalten Länder mit überwiegend bewölktem Wetter weniger Sonneneinstrahlung als Wüsten, wo das Wetter meist wolkenlos ist.

Die Bildung von Wolken wird durch das Vorhandensein lokaler Merkmale wie Berge, Meere und Ozeane sowie große Seen beeinflusst. Daher kann die Menge der in diesen Gebieten und den angrenzenden Regionen empfangenen Sonnenstrahlung unterschiedlich sein. Zum Beispiel erhalten Berge möglicherweise weniger Sonneneinstrahlung als benachbarte Ausläufer und Ebenen. Winde, die in Richtung der Berge wehen, lassen einen Teil der Luft aufsteigen und bilden Wolken, indem sie die Feuchtigkeit in der Luft kühlen. Die Menge der Sonneneinstrahlung in Küstengebieten kann sich auch von der in Gebieten im Landesinneren gemessenen unterscheiden.

Die Menge der tagsüber empfangenen Sonnenenergie hängt weitgehend von lokalen atmosphärischen Phänomenen ab. Mittags bei klarem Himmel die totale Sonne

Die auf eine horizontale Fläche einfallende Strahlung kann (z. B. in Mitteleuropa) einen Wert von 1000 W/m2 erreichen (bei sehr günstigen Wetterbedingungen kann dieser Wert höher sein), während sie bei stark bewölktem Wetter sogar unter 100 W/m2 liegt Mittag.

Auswirkungen atmosphärischer Verschmutzung auf die Solarenergie

Anthropogene und natürliche Phänomene können auch die Menge an Sonnenstrahlung begrenzen, die die Erdoberfläche erreicht. Städtischer Smog, Rauch von Waldbränden und in der Luft schwebende Vulkanasche reduzieren die Nutzung von Sonnenenergie, indem sie die Streuung und Absorption der Sonnenstrahlung erhöhen. Das heißt, diese Faktoren haben einen größeren Einfluss auf die direkte Sonneneinstrahlung als auf die Summe. Bei starker Luftverschmutzung, beispielsweise durch Smog, wird die Direktstrahlung um 40% und die Gesamtstrahlung nur um 15-25% reduziert. Ein starker Vulkanausbruch kann die direkte Sonneneinstrahlung über einen großen Bereich der Erdoberfläche um 20% und insgesamt um 10% für einen Zeitraum von 6 Monaten bis 2 Jahren reduzieren. Mit einer Abnahme der Menge an Vulkanasche in der Atmosphäre schwächt sich die Wirkung ab, aber der Prozess der vollständigen Erholung kann mehrere Jahre dauern.

Das Potenzial der Sonnenenergie

Die Sonne liefert uns 10.000 Mal mehr kostenlose Energie, als tatsächlich weltweit verbraucht wird. Allein der globale Handelsmarkt kauft und verkauft knapp 85 Billionen (8,5 x 1013) kWh Energie pro Jahr. Da es unmöglich ist, den gesamten Prozess zu verfolgen, ist es nicht möglich, mit Sicherheit zu sagen, wie viel nichtkommerzielle Energie die Menschen verbrauchen (z Energie). Einige Experten schätzen, dass diese nichtkommerzielle Energie ein Fünftel der gesamten verbrauchten Energie ausmacht. Aber selbst wenn das stimmt, dann beträgt der Gesamtenergieverbrauch der Menschheit im Laufe des Jahres nur etwa ein Siebentausendstel der Sonnenenergie, die im gleichen Zeitraum auf die Erdoberfläche trifft.

In entwickelten Ländern wie den USA beträgt der Energieverbrauch etwa 25 Billionen (2,5 x 1013) kWh pro Jahr, was mehr als 260 kWh pro Person und Tag entspricht. Dies entspricht dem täglichen Betrieb von mehr als 100 100-W-Glühlampen für einen ganzen Tag. Der durchschnittliche US-Bürger verbraucht 33 Mal mehr Energie als ein Inder, 13 Mal mehr als ein Chinese, zweieinhalb Mal mehr als ein Japaner und doppelt so viel wie ein Schwede.

Die Menge an Sonnenenergie, die die Erdoberfläche erreicht, ist um ein Vielfaches größer als ihr Verbrauch, selbst in Ländern wie den Vereinigten Staaten, wo der Energieverbrauch enorm ist. Wenn nur 1 % der Landesfläche für die Installation von Solaranlagen (Photovoltaik-Module oder solare Warmwassersysteme) mit einem Wirkungsgrad von 10 % verwendet würden, wären die USA vollständig mit Energie versorgt. Dasselbe gilt für alle anderen entwickelten Länder. Dies ist jedoch in gewissem Sinne unrealistisch – erstens aufgrund der hohen Kosten von Photovoltaikanlagen und zweitens ist es unmöglich, so große Flächen mit Solaranlagen zu bedecken, ohne das Ökosystem zu schädigen. Aber das Prinzip an sich ist richtig.

Es ist möglich, die gleiche Fläche durch verteilte Installationen auf Gebäudedächern, Häusern, Straßenrändern, auf vorbestimmten Grundstücken usw. abzudecken. Darüber hinaus wird in vielen Ländern bereits mehr als 1 % der Landfläche für die Gewinnung, Umwandlung, Produktion und den Transport von Energie verwendet. Und da der größte Teil dieser Energie im Maßstab der menschlichen Existenz nicht erneuerbar ist, ist diese Art der Energieerzeugung viel schädlicher für die Umwelt als Solarsysteme.

Wärmequellen. Thermische Energie spielt eine entscheidende Rolle im Leben der Atmosphäre. Die Hauptquelle dieser Energie ist die Sonne. Die Wärmestrahlung von Mond, Planeten und Sternen ist für die Erde so vernachlässigbar, dass sie in der Praxis nicht berücksichtigt werden kann. Viel mehr thermische Energie wird durch die innere Wärme der Erde bereitgestellt. Nach Berechnungen von Geophysikern erhöht ein konstanter Wärmezufluss aus dem Erdinneren die Temperatur der Erdoberfläche um 0,1. Aber ein solcher Wärmeeintrag ist noch so gering, dass man ihn auch nicht berücksichtigen muss. Somit kann nur die Sonne als einzige Quelle thermischer Energie auf der Erdoberfläche angesehen werden.

Sonnenstrahlung. Die Sonne, die eine Temperatur der Photosphäre (Strahlungsfläche) von etwa 6000° hat, strahlt Energie in alle Richtungen in den Weltraum. Ein Teil dieser Energie trifft in Form eines riesigen Bündels paralleler Sonnenstrahlen auf die Erde. Solarenergie, die in Form direkter Sonnenstrahlen die Erdoberfläche erreicht, wird als Sonnenenergie bezeichnet direkte Sonneneinstrahlung. Aber nicht alle auf die Erde gerichtete Sonnenstrahlung erreicht die Erdoberfläche, da die Sonnenstrahlen, die eine starke Schicht der Atmosphäre durchdringen, teilweise von ihr absorbiert, teilweise von Molekülen und schwebenden Luftpartikeln gestreut, teilweise reflektiert werden Wolken. Der Anteil der Sonnenenergie, der in die Atmosphäre abgegeben wird, wird als Streustrahlung. Gestreute Sonnenstrahlung breitet sich in der Atmosphäre aus und erreicht die Erdoberfläche. Wir nehmen diese Art von Strahlung als gleichmäßiges Tageslicht wahr, wenn die Sonne vollständig von Wolken bedeckt ist oder gerade hinter dem Horizont verschwunden ist.

Direkte und diffuse Sonnenstrahlung, die die Erdoberfläche erreicht, wird von dieser nicht vollständig absorbiert. Ein Teil der Sonnenstrahlung wird von der Erdoberfläche zurück in die Atmosphäre reflektiert und liegt dort in Form eines Strahlenbündels, dem sog reflektierte Sonnenstrahlung.

Die Zusammensetzung der Sonnenstrahlung ist sehr komplex, was mit einer sehr hohen Temperatur der strahlenden Sonnenoberfläche einhergeht. Herkömmlicherweise wird das Spektrum der Sonnenstrahlung entsprechend der Wellenlänge in drei Teile unterteilt: Ultraviolett (η<0,4<μ видимую глазом (η von 0,4μ bis 0,76μ) und Infrarot (η >0,76μ). Neben der Temperatur der solaren Photosphäre wird die Zusammensetzung der Sonnenstrahlung nahe der Erdoberfläche auch durch die Absorption und Streuung eines Teils der Sonnenstrahlen beim Durchgang durch die Lufthülle der Erde beeinflusst. Dabei wird die Zusammensetzung der Sonnenstrahlung am oberen Rand der Atmosphäre und nahe der Erdoberfläche unterschiedlich sein. Basierend auf theoretischen Berechnungen und Beobachtungen wurde festgestellt, dass an der Grenze der Atmosphäre 5% ultraviolette Strahlung, 52% sichtbare Strahlung und 43% Infrarotstrahlung ausmachen. An der Erdoberfläche (bei einer Sonnenhöhe von 40 °) machen ultraviolette Strahlen nur 1% aus, sichtbare - 40% und Infrarotstrahlen - 59%.

Intensität der Sonneneinstrahlung. Unter der Intensität der direkten Sonneneinstrahlung versteht man die Wärmemenge in Kalorien, die in 1 Minute aufgenommen wird. aus der Strahlungsenergie der Sonne durch die Oberfläche in 1 cm 2, senkrecht zur Sonne aufgestellt.

Um die Intensität der direkten Sonneneinstrahlung zu messen, werden spezielle Instrumente verwendet - Aktinometer und Pyrheliometer; die Menge der gestreuten Strahlung wird mit einem Pyranometer bestimmt. Die automatische Aufzeichnung der Einwirkungsdauer der Sonneneinstrahlung erfolgt durch Aktinographen und Heliographen. Die spektrale Intensität der Sonnenstrahlung wird mit einem Spektrobolographen bestimmt.

An der Grenze zur Atmosphäre, wo die absorbierenden und streuenden Wirkungen der Lufthülle der Erde ausgeschlossen sind, beträgt die Intensität der direkten Sonnenstrahlung ungefähr 2 Kot für 1 cm 2 Oberflächen in 1 Min. Dieser Wert wird aufgerufen Solarkonstante. Die Intensität der Sonnenstrahlung im 2 Kot für 1 cm 2 in 1 min. gibt im Laufe des Jahres so viel Wärme ab, dass es ausreichen würde, eine Eisschicht zu schmelzen 35 m dick, wenn eine solche Schicht die gesamte Erdoberfläche bedeckte.

Zahlreiche Messungen der Intensität der Sonnenstrahlung geben Anlass zu der Annahme, dass die an der oberen Grenze der Erdatmosphäre ankommende Menge an Sonnenenergie Schwankungen in Höhe von mehreren Prozent unterliegt. Oszillationen sind periodisch und nicht-periodisch, offenbar im Zusammenhang mit den Prozessen, die auf der Sonne selbst ablaufen.

Darüber hinaus tritt im Laufe des Jahres eine gewisse Änderung der Intensität der Sonnenstrahlung auf, da sich die Erde in ihrer jährlichen Rotation nicht auf einem Kreis bewegt, sondern auf einer Ellipse, in deren einem Brennpunkt die Sonne steht. Dabei ändert sich der Abstand der Erde zur Sonne und damit auch die Intensität der Sonneneinstrahlung. Die größte Intensität wird um den 3. Januar herum beobachtet, wenn die Erde der Sonne am nächsten ist, und die kleinste um den 5. Juli herum, wenn die Erde in ihrer maximalen Entfernung von der Sonne ist.

Aus diesem Grund ist die Schwankung der Intensität der Sonnenstrahlung sehr gering und kann nur von theoretischem Interesse sein. (Die Energiemenge bei maximalem Abstand verhält sich zur Energiemenge bei minimalem Abstand wie 100:107, d.h. der Unterschied ist völlig vernachlässigbar.)

Bedingungen für die Bestrahlung der Erdoberfläche. Allein die Kugelform der Erde führt dazu, dass sich die Strahlungsenergie der Sonne sehr ungleichmäßig auf der Erdoberfläche verteilt. An den Tagen der Frühlings- und Herbstäquinoktien (21. März und 23. September) beträgt der Einfallswinkel der Strahlen nur am Äquator um die Mittagszeit 90 ° (Abb. 30), und wenn sie sich den Polen nähern, es wird von 90 auf 0 ° abnehmen. Auf diese Weise,

Wenn am Äquator die empfangene Strahlungsmenge mit 1 angenommen wird, wird sie am 60. Breitengrad mit 0,5 und am Pol mit 0 ausgedrückt.

Der Globus hat außerdem eine tägliche und jährliche Bewegung, und die Erdachse ist um 66 °,5 zur Ebene der Umlaufbahn geneigt. Aufgrund dieser Neigung entsteht zwischen der Äquatorebene und der Bahnebene ein Winkel von 23 ° 30 g. Dieser Umstand führt dazu, dass die Einfallswinkel der Sonnenstrahlen für dieselben Breitengrade innerhalb von 47 variieren ° (23,5 + 23,5) .

Je nach Jahreszeit ändert sich nicht nur der Einfallswinkel der Strahlen, sondern auch die Beleuchtungsdauer. Wenn in tropischen Ländern zu allen Jahreszeiten die Dauer von Tag und Nacht ungefähr gleich ist, dann ist es in Polarländern ganz anders. Zum Beispiel bei 70° N. Sch. Im Sommer geht die Sonne 65 Tage lang bei 80 ° N nicht unter. sh.- 134 und am Pol -186. Aus diesem Grund ist die Strahlung am Nordpol am Tag der Sommersonnenwende (22. Juni) um 36 % höher als am Äquator. Bezogen auf das gesamte Sommerhalbjahr ist die gesamte Wärme- und Lichtmenge, die der Pol empfängt, nur 17 % geringer als am Äquator. So kompensiert im Sommer in den Polarländern die Beleuchtungsdauer weitgehend die fehlende Strahlung, die eine Folge des kleinen Einfallswinkels der Strahlen ist. Im Winterhalbjahr sieht das Bild ganz anders aus: Die Strahlungsmenge am selben Nordpol ist 0. Dadurch ist die durchschnittliche Strahlungsmenge am Pol über das Jahr gesehen um 2,4 geringer als am Äquator . Aus all dem Gesagten folgt, dass die Menge an Sonnenenergie, die die Erde durch Strahlung empfängt, durch den Einfallswinkel der Strahlen und die Dauer der Bestrahlung bestimmt wird.

In Abwesenheit einer Atmosphäre in verschiedenen Breiten würde die Erdoberfläche die folgende Wärmemenge pro Tag erhalten, ausgedrückt in Kalorien pro 1 cm 2(siehe Tabelle Seite 92).

Die in der Tabelle angegebene Strahlungsverteilung über der Erdoberfläche wird allgemein als bezeichnet Sonnenklima. Wir wiederholen, dass wir eine solche Strahlungsverteilung nur an der oberen Grenze der Atmosphäre haben.

Dämpfung der Sonnenstrahlung in der Atmosphäre. Bisher haben wir über die Bedingungen für die Verteilung der Sonnenwärme auf der Erdoberfläche gesprochen, ohne die Atmosphäre zu berücksichtigen. Inzwischen ist die Atmosphäre in diesem Fall von großer Bedeutung. Sonnenstrahlung erfährt beim Durchgang durch die Atmosphäre Streuung und zusätzlich Absorption. Diese beiden Prozesse zusammen schwächen die Sonnenstrahlung stark ab.

Die Sonnenstrahlen erfahren beim Durchgang durch die Atmosphäre zunächst Streuung (Diffusion). Streuung entsteht dadurch, dass die Lichtstrahlen, die von Luftmolekülen und Partikeln fester und flüssiger Körper in der Luft gebrochen und reflektiert werden, vom direkten Weg abweichen zu wirklich "ausbreiten".

Streuung schwächt die Sonnenstrahlung stark ab. Mit zunehmender Menge an Wasserdampf und insbesondere Staubpartikeln nimmt die Streuung zu und die Strahlung wird geschwächt. In Großstädten und Wüstengebieten, wo der Staubgehalt der Luft am größten ist, schwächt die Dispersion die Strahlungsstärke um 30-45%. Durch Streuung wird das Tageslicht gewonnen, das Objekte beleuchtet, auch wenn die Sonnenstrahlen nicht direkt auf sie fallen. Die Streuung bestimmt die eigentliche Farbe des Himmels.

Lassen Sie uns nun auf die Fähigkeit der Atmosphäre eingehen, die Strahlungsenergie der Sonne zu absorbieren. Die Hauptgase, aus denen die Atmosphäre besteht, absorbieren relativ wenig Strahlungsenergie. Verunreinigungen (Wasserdampf, Ozon, Kohlendioxid und Staub) hingegen zeichnen sich durch ein hohes Aufnahmevermögen aus.

In der Troposphäre ist die bedeutendste Beimischung Wasserdampf. Sie absorbieren besonders stark infrarote (langwellige), also überwiegend thermische Strahlung. Und je mehr Wasserdampf in der Atmosphäre, desto mehr und natürlicher. Absorption. Die Menge an Wasserdampf in der Atmosphäre unterliegt großen Veränderungen. Unter natürlichen Bedingungen variiert er zwischen 0,01 und 4 % (nach Volumen).

Ozon ist sehr absorbierend. Eine bedeutende Ozonbeimischung befindet sich, wie bereits erwähnt, in den unteren Schichten der Stratosphäre (oberhalb der Tropopause). Ozon absorbiert ultraviolette (kurzwellige) Strahlen fast vollständig.

Kohlendioxid ist auch sehr absorbierend. Es absorbiert hauptsächlich langwellige, also überwiegend thermische Strahlen.

Staub in der Luft absorbiert auch einen Teil der Sonnenstrahlung. Durch die Erwärmung unter Einwirkung von Sonnenlicht kann es die Temperatur der Luft erheblich erhöhen.

Von der gesamten Sonnenenergie, die auf die Erde gelangt, absorbiert die Atmosphäre nur etwa 15 %.

Die Abschwächung der Sonnenstrahlung durch Streuung und Absorption durch die Atmosphäre ist für verschiedene Breitengrade der Erde sehr unterschiedlich. Dieser Unterschied hängt hauptsächlich vom Einfallswinkel der Strahlen ab. In der Zenitstellung der Sonne durchqueren die senkrecht einfallenden Strahlen die Atmosphäre auf kürzestem Weg. Mit abnehmendem Einfallswinkel verlängert sich der Strahlengang und die Dämpfung der Sonnenstrahlung wird stärker. Letzteres ist aus der Zeichnung (Abb. 31) und der beigefügten Tabelle gut ersichtlich (in der Tabelle ist der Strahlengang der Sonne in der Zenitstellung der Sonne als Einheit genommen).

Je nach Einfallswinkel der Strahlen ändert sich nicht nur die Anzahl der Strahlen, sondern auch deren Qualität. In der Zeit, in der die Sonne im Zenit (über Kopf) steht, machen ultraviolette Strahlen 4 % aus,

sichtbar - 44 % und Infrarot - 52 %. An der Position der Sonne gibt es am Horizont überhaupt keine ultravioletten Strahlen, sichtbare 28% und Infrarot 72%.

Die Komplexität des Einflusses der Atmosphäre auf die Sonnenstrahlung wird dadurch erschwert, dass ihre Übertragungskapazität je nach Jahreszeit und Witterung stark schwankt. Wenn also der Himmel die ganze Zeit über wolkenlos bliebe, könnte der jährliche Verlauf der Sonneneinstrahlung in verschiedenen Breitengraden grafisch wie folgt ausgedrückt werden (Abb. 32). Aus der Zeichnung ist deutlich zu erkennen, dass dies bei wolkenlosem Himmel in Moskau der Fall ist Im Mai, Juni und Juli würde die Sonnenstrahlung mehr produzieren als am Äquator. Ebenso würde in der zweiten Maihälfte, im Juni und in der ersten Julihälfte am Nordpol mehr Wärme erzeugt als am Äquator und in Moskau. Wir wiederholen, dass dies bei einem wolkenlosen Himmel der Fall wäre. Tatsächlich funktioniert dies jedoch nicht, da die Bewölkung die Sonneneinstrahlung erheblich schwächt. Lassen Sie uns ein Beispiel geben, das in der Grafik (Abb. 33) gezeigt wird. Die Grafik zeigt, wie viel Sonnenstrahlung die Erdoberfläche nicht erreicht: Ein erheblicher Teil davon wird von der Atmosphäre und den Wolken zurückgehalten.

Allerdings muss gesagt werden, dass die von den Wolken aufgenommene Wärme teilweise zur Erwärmung der Atmosphäre dient und teilweise indirekt die Erdoberfläche erreicht.

Der Tages- und Jahresverlauf der Sol-IntensitätNachtstrahlung. Die Intensität der direkten Sonnenstrahlung in der Nähe der Erdoberfläche hängt von der Höhe der Sonne über dem Horizont und vom Zustand der Atmosphäre (von ihrem Staubgehalt) ab. Wenn. Die Transparenz der Atmosphäre während des Tages war konstant, dann wurde die maximale Intensität der Sonnenstrahlung mittags und die minimale - bei Sonnenaufgang und Sonnenuntergang - beobachtet. In diesem Fall wäre der Graph des Verlaufs der täglichen Sonneneinstrahlungsintensität bezogen auf einen halben Tag symmetrisch.

Der Gehalt an Staub, Wasserdampf und anderen Verunreinigungen in der Atmosphäre ändert sich ständig. Dabei ändert sich die Transparenz der Luft und die Symmetrie des Kurvenverlaufs der Sonneneinstrahlungsintensität wird verletzt. Besonders im Sommer, zur Mittagszeit, wenn die Erdoberfläche stark aufgeheizt ist, kommt es oft zu starken aufsteigenden Luftströmungen, und die Menge an Wasserdampf und Staub in der Atmosphäre nimmt zu. Dies führt zu einer deutlichen Abnahme der Sonneneinstrahlung am Mittag; die maximale Strahlungsintensität wird in diesem Fall in den Vormittags- oder Nachmittagsstunden beobachtet. Der jährliche Verlauf der Intensität der Sonnenstrahlung hängt auch mit der Änderung der Höhe der Sonne über dem Horizont im Laufe des Jahres und mit dem Transparenzzustand der Atmosphäre in verschiedenen Jahreszeiten zusammen. In den Ländern der nördlichen Hemisphäre tritt die Sonne im Monat Juni am höchsten über dem Horizont auf. Gleichzeitig wird aber auch die größte Staubigkeit der Atmosphäre beobachtet. Daher tritt die maximale Intensität normalerweise nicht mitten im Sommer auf, sondern in den Frühlingsmonaten, wenn die Sonne ziemlich hoch * über den Horizont steigt und die Atmosphäre nach dem Winter relativ sauber bleibt. Um den Jahresverlauf der Sonnenstrahlungsintensität auf der Nordhalbkugel zu veranschaulichen, präsentieren wir Daten zu den durchschnittlichen monatlichen Mittagswerten der Strahlungsintensität in Pawlowsk.

Die Wärmemenge durch Sonneneinstrahlung. Die Erdoberfläche erhält tagsüber kontinuierlich Wärme durch direkte und diffuse Sonnenstrahlung oder nur durch diffuse Strahlung (bei bewölktem Wetter). Der Tageswärmewert wird auf der Grundlage aktinometrischer Beobachtungen ermittelt: unter Berücksichtigung der Menge an direkter und diffuser Strahlung, die auf die Erdoberfläche gelangt ist. Nachdem die Wärmemenge für jeden Tag ermittelt wurde, wird auch die Wärmemenge berechnet, die die Erdoberfläche pro Monat oder pro Jahr erhält.

Die tägliche Wärmemenge, die die Erdoberfläche durch Sonnenstrahlung erhält, hängt von der Intensität der Strahlung und von der Dauer ihrer Einwirkung während des Tages ab. Dabei tritt der minimale Wärmeeintrag im Winter und der maximale im Sommer auf. Bei der geografischen Verteilung der Gesamtstrahlung über den Globus wird ihre Zunahme mit einer Abnahme des Breitengrads des Gebiets beobachtet. Diese Position wird durch die folgende Tabelle bestätigt.

Die Rolle der direkten und diffusen Strahlung in der jährlichen Wärmemenge, die von der Erdoberfläche in verschiedenen Breiten der Erde aufgenommen wird, ist nicht gleich. In hohen Breiten überwiegt die diffuse Strahlung in der jährlichen Wärmesumme. Mit abnehmendem Breitengrad geht der überwiegende Wert auf die direkte Sonneneinstrahlung über. So liefert beispielsweise in der Tikhaya-Bucht die diffuse Sonnenstrahlung 70 % der jährlichen Wärmemenge und die direkte Strahlung nur 30 %. In Taschkent dagegen liefert die direkte Sonneneinstrahlung 70 %, die diffuse nur 30 %.

Reflexionsvermögen der Erde. Albedo. Wie bereits erwähnt, absorbiert die Erdoberfläche nur einen Teil der Sonnenenergie, die in Form von direkter und diffuser Strahlung auf sie trifft. Der andere Teil wird in die Atmosphäre reflektiert. Das Verhältnis der Menge der von einer bestimmten Oberfläche reflektierten Sonnenstrahlung zur Menge des auf diese Oberfläche einfallenden Strahlungsenergieflusses wird als Albedo bezeichnet. Die Albedo wird in Prozent ausgedrückt und charakterisiert das Reflexionsvermögen eines bestimmten Bereichs der Oberfläche.

Die Albedo hängt von der Beschaffenheit der Oberfläche (Beschaffenheit des Bodens, Vorhandensein von Schnee, Vegetation, Wasser usw.) und vom Einfallswinkel der Sonnenstrahlen auf die Erdoberfläche ab. Fallen die Strahlen also beispielsweise in einem Winkel von 45° auf die Erdoberfläche, dann gilt:

Aus den obigen Beispielen ist ersichtlich, dass das Reflexionsvermögen verschiedener Objekte nicht gleich ist. Es ist dem Schnee am nächsten und dem Wasser am wenigsten. Die angeführten Beispiele beziehen sich jedoch nur auf die Fälle, in denen die Höhe der Sonne über dem Horizont 45° beträgt. Wenn dieser Winkel abnimmt, nimmt das Reflexionsvermögen zu. So reflektiert beispielsweise bei einer Sonnenhöhe von 90° Wasser nur 2%, bei 50° - 4%, bei 20° -12%, bei 5° - 35-70% (je nach Stand der Wasseroberfläche).

Im Durchschnitt reflektiert die Erdoberfläche bei wolkenlosem Himmel 8 % der Sonnenstrahlung. Zusätzlich spiegeln 9% die Atmosphäre wider. Somit reflektiert die gesamte Erdkugel bei wolkenlosem Himmel 17 % der auf sie fallenden Strahlungsenergie der Sonne. Wenn der Himmel mit Wolken bedeckt ist, werden 78% der Strahlung von ihnen reflektiert. Nimmt man die natürlichen Bedingungen, basierend auf dem in der Realität beobachteten Verhältnis zwischen wolkenlosem Himmel und wolkenbedecktem Himmel, dann beträgt die Reflektivität der Erde insgesamt 43%.

Terrestrische und atmosphärische Strahlung. Die Erde, die Sonnenenergie empfängt, erwärmt sich und wird selbst zu einer Quelle von Wärmestrahlung in den Weltall. Die von der Erdoberfläche ausgesandten Strahlen unterscheiden sich jedoch stark von den Sonnenstrahlen. Die Erde sendet nur langwellige (λ 8-14 μ) unsichtbare Infrarot-(Wärme-)Strahlen aus. Die von der Erdoberfläche abgegebene Energie wird als bezeichnet Erdstrahlung. Erdstrahlung tritt auf und. Tag-und Nacht. Die Intensität der Strahlung ist umso größer, je höher die Temperatur des strahlenden Körpers ist. Die Erdstrahlung wird in den gleichen Einheiten wie die Sonnenstrahlung bestimmt, also in Kalorien von 1 cm 2 Oberflächen in 1 Min. Beobachtungen haben gezeigt, dass die Stärke der terrestrischen Strahlung gering ist. Normalerweise erreicht es 15-18 Hundertstel einer Kalorie. Aber wenn es kontinuierlich wirkt, kann es einen signifikanten thermischen Effekt geben.

Die stärkste terrestrische Strahlung erhält man bei wolkenlosem Himmel und guter Durchsichtigkeit der Atmosphäre. Bewölkung (insbesondere tiefe Wolken) reduziert die Erdstrahlung erheblich und bringt sie oft auf Null. Hier können wir sagen, dass die Atmosphäre zusammen mit den Wolken eine gute "Decke" ist, die die Erde vor übermäßiger Abkühlung schützt. Teile der Atmosphäre strahlen wie Bereiche der Erdoberfläche entsprechend ihrer Temperatur Energie ab. Diese Energie heißt atmosphärische Strahlung. Die Intensität der atmosphärischen Strahlung hängt von der Temperatur des strahlenden Teils der Atmosphäre sowie von der in der Luft enthaltenen Menge an Wasserdampf und Kohlendioxid ab. Atmosphärische Strahlung gehört zur Gruppe der langwelligen Strahlung. Es breitet sich in der Atmosphäre in alle Richtungen aus; ein Teil davon erreicht die Erdoberfläche und wird von ihr absorbiert, der andere Teil gelangt in den interplanetaren Raum.

Ö Einnahmen und Ausgaben der Sonnenenergie auf der Erde. Die Erdoberfläche nimmt einerseits Sonnenenergie in Form von direkter und diffuser Strahlung auf und verliert andererseits einen Teil dieser Energie in Form von Erdstrahlung. Als Ergebnis der Ankunft und des Verbrauchs von Sonnenenergie wird ein gewisses Ergebnis erzielt. In einigen Fällen kann dieses Ergebnis positiv, in anderen negativ sein. Lassen Sie uns Beispiele für beide geben.

8. Januar. Der Tag ist wolkenlos. Für 1 cm 2 die Erdoberfläche erhält pro Tag 20 Kot direkte Sonneneinstrahlung und 12 Kot Streustrahlung; insgesamt also 32 erhalten Kal. Gleichzeitig durch Strahlung 1 cm? Erdoberfläche verloren 202 Kal. In der Sprache der Buchhaltung ergibt sich daraus ein Verlust von 170 Kot(negative Bilanz).

6. Juli Der Himmel ist fast wolkenlos. 630 durch direkte Sonneneinstrahlung erhalten cal, vor Streustrahlung 46 Kal. Insgesamt erhielt die Erdoberfläche also 1 cm 2 676 Kal. 173 durch terrestrische Strahlung verloren Kal. Im Bilanzgewinn 503 Kot(Saldo positiv).

Aus den obigen Beispielen wird unter anderem recht deutlich, warum es in den gemäßigten Breiten im Winter kalt und im Sommer warm ist.

Die Nutzung der Sonnenstrahlung für technische und häusliche Zwecke. Sonnenstrahlung ist eine unerschöpfliche natürliche Energiequelle. Die Größe der Sonnenenergie auf der Erde kann anhand des folgenden Beispiels beurteilt werden: Wenn wir beispielsweise die Wärme der Sonnenstrahlung nutzen, die nur auf 1/10 der Fläche der UdSSR fällt, können wir Energie gleich bekommen zur Arbeit von 30.000 Dneproges.

Die Menschen haben lange versucht, die kostenlose Energie der Sonnenstrahlung für ihre Bedürfnisse zu nutzen. Bis heute wurden viele verschiedene Solaranlagen geschaffen, die mit der Nutzung von Sonnenstrahlung arbeiten und in der Industrie und zur Deckung des Haushaltsbedarfs der Bevölkerung weit verbreitet sind. In den südlichen Regionen der UdSSR arbeiten Solarwarmwasserbereiter, Kessel, Salzwasserentsalzungsanlagen, Solartrockner (zum Trocknen von Obst), Küchen, Badehäuser, Gewächshäuser und Geräte für medizinische Zwecke auf der Grundlage der weit verbreiteten Nutzung von Sonnenstrahlung in Industrie und Stadtwerke. Sonnenstrahlung wird in Kurorten häufig zur Behandlung und Förderung der Gesundheit eingesetzt.

- Quelle-

Polovinkin, A.A. Grundlagen der allgemeinen Geographie / A.A. Polovinkin.- M.: Staatlicher pädagogischer und pädagogischer Verlag des Bildungsministeriums der RSFSR, 1958.- 482 p.

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VORTRAG 2.

SONNENSTRAHLUNG.

Planen:

1. Der Wert der Sonnenstrahlung für das Leben auf der Erde.

2. Arten der Sonnenstrahlung.

3. Spektrale Zusammensetzung der Sonnenstrahlung.

4. Absorption und Streuung von Strahlung.

5.PAR (photosynthetisch aktive Strahlung).

6. Strahlungsbilanz.

1. Die Hauptenergiequelle auf der Erde für alle Lebewesen (Pflanzen, Tiere und Menschen) ist die Energie der Sonne.

Die Sonne ist eine Gaskugel mit einem Radius von 695300 km. Der Radius der Sonne ist 109-mal größer als der Radius der Erde (äquatorial 6378,2 km, polar 6356,8 km). Die Sonne besteht hauptsächlich aus Wasserstoff (64 %) und Helium (32 %). Der Rest macht nur 4% seiner Masse aus.

Solarenergie ist die Hauptvoraussetzung für die Existenz der Biosphäre und einer der wichtigsten klimabildenden Faktoren. Durch die Energie der Sonne bewegen sich Luftmassen in der Atmosphäre ständig, was für die Konstanz der Gaszusammensetzung der Atmosphäre sorgt. Unter der Einwirkung von Sonneneinstrahlung verdunstet eine große Menge Wasser von der Oberfläche von Stauseen, Böden und Pflanzen. Wasserdampf, der vom Wind von den Ozeanen und Meeren zu den Kontinenten getragen wird, ist die Hauptniederschlagsquelle für Land.

Sonnenenergie ist eine unabdingbare Voraussetzung für die Existenz grüner Pflanzen, die bei der Photosynthese Sonnenenergie in energiereiche organische Substanzen umwandeln.

Das Wachstum und die Entwicklung von Pflanzen ist ein Prozess der Aufnahme und Verarbeitung von Sonnenenergie, daher ist eine landwirtschaftliche Produktion nur möglich, wenn Sonnenenergie die Erdoberfläche erreicht. Ein russischer Wissenschaftler schrieb: „Gib dem besten Koch so viel frische Luft, Sonnenlicht, einen ganzen Fluss sauberen Wassers, wie du willst, bitte ihn, daraus Zucker, Stärke, Fette und Getreide zuzubereiten, und er wird denken, dass du lachst bei ihm. Aber was einem Menschen absolut fantastisch erscheint, vollzieht sich ungehindert in den grünen Blättern der Pflanzen unter dem Einfluss der Sonnenenergie. Es wird geschätzt, dass 1 qm. Ein Meter Blätter pro Stunde ergibt ein Gramm Zucker. Aufgrund der Tatsache, dass die Erde von einer durchgehenden Hülle der Atmosphäre umgeben ist, passieren die Sonnenstrahlen, bevor sie die Erdoberfläche erreichen, die gesamte Dicke der Atmosphäre, die sie teilweise reflektiert, teilweise streut, d.h. die Menge ändert und Qualität des auf die Erdoberfläche einfallenden Sonnenlichts. Lebende Organismen reagieren empfindlich auf Änderungen der Beleuchtungsintensität, die durch Sonneneinstrahlung erzeugt werden. Aufgrund der unterschiedlichen Reaktion auf Lichtintensität werden alle Vegetationsformen in lichtliebende und schattentolerante eingeteilt. Unzureichende Beleuchtung in Kulturen verursacht beispielsweise eine schwache Differenzierung von Strohgeweben von Getreidekulturen. Infolgedessen nehmen die Festigkeit und Elastizität des Gewebes ab, was häufig zum Lagern von Pflanzen führt. In eingedickten Maiskulturen wird aufgrund der geringen Beleuchtung durch Sonneneinstrahlung die Bildung von Kolben auf Pflanzen geschwächt.

Sonnenstrahlung beeinflusst die chemische Zusammensetzung landwirtschaftlicher Produkte. Zum Beispiel hängt der Zuckergehalt von Rüben und Früchten, der Proteingehalt von Weizenkorn direkt von der Anzahl der Sonnentage ab. Die Menge an Öl in den Samen von Sonnenblumen und Flachs nimmt auch mit zunehmender Sonneneinstrahlung zu.

Die Beleuchtung der oberirdischen Pflanzenteile beeinflusst die Aufnahme von Nährstoffen durch die Wurzeln erheblich. Bei schwacher Beleuchtung verlangsamt sich der Transfer von Assimilaten zu den Wurzeln, wodurch in Pflanzenzellen ablaufende Biosyntheseprozesse gehemmt werden.

Die Beleuchtung beeinflusst auch die Entstehung, Ausbreitung und Entwicklung von Pflanzenkrankheiten. Die Infektionsperiode besteht aus zwei Phasen, die sich je nach Lichtfaktor voneinander unterscheiden. Der erste von ihnen - die tatsächliche Sporenkeimung und das Eindringen des Infektionsprinzips in das Gewebe der betroffenen Kultur - hängt in den meisten Fällen nicht von der Anwesenheit und Intensität von Licht ab. Die zweite – nach der Sporenkeimung – ist bei hohen Lichtverhältnissen am aktivsten.

Die positive Wirkung von Licht wirkt sich auch auf die Entwicklungsgeschwindigkeit des Erregers in der Wirtspflanze aus. Besonders deutlich wird dies bei Rostpilzen. Je mehr Licht, desto kürzer die Inkubationszeit bei Weizenrost, Gerstengelbrost, Flachs- und Bohnenrost usw. Dies erhöht die Generationszahl des Pilzes und erhöht die Intensität des Befalls. Die Fruchtbarkeit nimmt bei diesem Erreger unter intensiven Lichtverhältnissen zu.

Einige Krankheiten entwickeln sich am aktivsten bei schwachem Licht, was zu einer Schwächung der Pflanzen und einer Verringerung ihrer Widerstandsfähigkeit gegen Krankheiten (Erreger verschiedener Arten von Fäulnis, insbesondere Gemüsekulturen) führt.

Dauer der Beleuchtung und Pflanzen. Der Rhythmus der Sonneneinstrahlung (der Wechsel der hellen und dunklen Tageszeiten) ist der stabilste und von Jahr zu Jahr wiederkehrende Umweltfaktor. Als Ergebnis langjähriger Forschung haben Physiologen festgestellt, dass der Übergang von Pflanzen zur generativen Entwicklung von einem bestimmten Verhältnis von Tag- und Nachtlänge abhängt. In dieser Hinsicht können Kulturen gemäß der photoperiodischen Reaktion in Gruppen eingeteilt werden: kurzer Tag deren Entwicklung sich bei einer Tageslänge von mehr als 10 Stunden verzögert. Ein kurzer Tag fördert die Blütenbildung, während ein langer Tag dies verhindert. Zu solchen Feldfrüchten gehören Sojabohnen, Reis, Hirse, Sorghum, Mais usw.;

langer Tag bis 12-13 Uhr, die langfristige Beleuchtung für ihre Entwicklung benötigen. Ihre Entwicklung beschleunigt sich, wenn die Tageslänge etwa 20 Stunden beträgt.Zu diesen Feldfrüchten gehören Roggen, Hafer, Weizen, Flachs, Erbsen, Spinat,Klee usw.;

neutral in Bezug auf die Tageslänge, deren Entwicklung nicht von der Tageslänge abhängt, zum Beispiel Tomate, Buchweizen, Hülsenfrüchte, Rhabarber.

Es wurde festgestellt, dass das Vorherrschen einer bestimmten spektralen Zusammensetzung im Strahlungsfluss für den Beginn der Blüte von Pflanzen notwendig ist. Kurztagpflanzen entwickeln sich schneller, wenn die maximale Strahlung auf blauviolette Strahlen fällt, und Langtagpflanzen - auf rote. Die Dauer der hellen Tageszeit (astronomische Tageslänge) ist abhängig von der Jahreszeit und der geografischen Breite. Am Äquator beträgt die Tagesdauer das ganze Jahr über 12 Stunden ± 30 Minuten. Bei der Bewegung vom Äquator zu den Polen nach dem Frühlingsäquinoktium (21.03) nimmt die Tageslänge nach Norden zu und nach Süden ab. Nach der Herbst-Tagundnachtgleiche (23.09) kehrt sich die Verteilung der Tageslänge um. In der nördlichen Hemisphäre ist der 22. Juni der längste Tag, dessen Dauer 24 Stunden nördlich des Polarkreises beträgt.Der kürzeste Tag in der nördlichen Hemisphäre ist der 22. Dezember, und jenseits des Polarkreises in den Wintermonaten tut es die Sonne nicht überhaupt über den Horizont steigen. In mittleren Breiten, beispielsweise in Moskau, variiert die Tageslänge im Laufe des Jahres zwischen 7 und 17,5 Stunden.

2. Arten von Sonnenstrahlung.

Sonnenstrahlung besteht aus drei Komponenten: direkte Sonnenstrahlung, gestreut und total.

DIREKTE SONNENSTRAHLUNGS- Strahlung, die von der Sonne in die Atmosphäre und dann in Form eines Bündels paralleler Strahlen auf die Erdoberfläche gelangt. Seine Intensität wird in Kalorien pro cm2 pro Minute gemessen. Sie ist abhängig vom Sonnenstand und dem Zustand der Atmosphäre (Bewölkung, Staub, Wasserdampf). Die jährliche Menge an direkter Sonneneinstrahlung auf der horizontalen Oberfläche des Territoriums des Stawropol-Territoriums beträgt 65-76 kcal/cm2/min. Auf Meereshöhe, bei hohem Sonnenstand (Sommer, Mittag) und guter Durchsicht beträgt die direkte Sonneneinstrahlung 1,5 kcal/cm2/min. Dies ist der kurzwellige Teil des Spektrums. Wenn der Strom direkter Sonnenstrahlung durch die Atmosphäre fließt, wird er durch Absorption (etwa 15 %) und Streuung (etwa 25 %) von Energie durch Gase, Aerosole und Wolken schwächer.

Der Fluss direkter Sonnenstrahlung, der auf eine horizontale Fläche fällt, wird als Sonneneinstrahlung bezeichnet. S= S Sünde hoist die vertikale Komponente der direkten Sonnenstrahlung.

S – Wärmemenge, die von einer senkrecht zum Strahl verlaufenden Fläche aufgenommen wird ,

ho – die Höhe der Sonne, d. h. der Winkel, den ein Sonnenstrahl mit einer horizontalen Fläche bildet .

An der Grenze der Atmosphäre ist die Intensität der SonnenstrahlungSo= 1,98 kcal/cm2/min. - gemäß dem internationalen Abkommen von 1958. Sie wird Solarkonstante genannt. Dies wäre an der Oberfläche, wenn die Atmosphäre absolut transparent wäre.

Reis. 2.1. Der Weg des Sonnenstrahls in der Atmosphäre bei verschiedenen Höhen der Sonne

STREUSTRAHLUNGD – Ein Teil der Sonnenstrahlung durch Streuung an der Atmosphäre geht zurück in den Weltraum, aber ein erheblicher Teil davon gelangt in Form von Streustrahlung auf die Erde. Maximale Streustrahlung + 1 kcal/cm2/min. Es wird bei klarem Himmel vermerkt, wenn sich hohe Wolken darauf befinden. Bei bewölktem Himmel ähnelt das Spektrum der Streustrahlung dem der Sonne. Dies ist der kurzwellige Teil des Spektrums. Wellenlänge 0,17-4 Mikrometer.

GESAMTSTRAHLUNGQ- besteht aus diffuser und direkter Strahlung auf eine horizontale Fläche. Q= S+ D.

Das Verhältnis zwischen direkter und diffuser Strahlung in der Zusammensetzung der Gesamtstrahlung hängt von der Höhe der Sonne, der Bewölkung und Verschmutzung der Atmosphäre sowie der Höhe der Oberfläche über dem Meeresspiegel ab. Mit zunehmender Sonnenhöhe nimmt der Anteil der Streustrahlung am wolkenlosen Himmel ab. Je transparenter die Atmosphäre und je höher die Sonne steht, desto geringer ist der Streustrahlungsanteil. Bei durchgehend dichter Bewölkung besteht die Gesamtstrahlung ausschließlich aus Streustrahlung. Im Winter nimmt durch die Reflexion der Strahlung an der Schneedecke und deren Sekundärstreuung in der Atmosphäre der Anteil der Streustrahlung an der Gesamtzusammensetzung merklich zu.

Das Licht und die Wärme, die Pflanzen von der Sonne erhalten, sind das Ergebnis der Einwirkung der gesamten Sonnenstrahlung. Daher sind Daten über die Strahlungsmengen, die von der Oberfläche pro Tag, Monat, Vegetationsperiode und Jahr empfangen werden, für die Landwirtschaft von großer Bedeutung.

reflektierte Sonnenstrahlung. Albedo. Die Gesamtstrahlung, die die Erdoberfläche erreicht hat und teilweise von ihr reflektiert wird, erzeugt reflektierte Sonnenstrahlung (RK), die von der Erdoberfläche in die Atmosphäre gerichtet wird. Der Wert der reflektierten Strahlung hängt weitgehend von den Eigenschaften und dem Zustand der reflektierenden Oberfläche ab: Farbe, Rauheit, Feuchtigkeit usw. Das Reflexionsvermögen jeder Oberfläche kann durch ihre Albedo (Ak) charakterisiert werden, die als Verhältnis der reflektierten Sonnenstrahlung verstanden wird zu insgesamt. Die Albedo wird normalerweise in Prozent ausgedrückt:

Beobachtungen zeigen, dass die Albedo verschiedener Oberflächen mit Ausnahme von Schnee und Wasser in relativ engen Grenzen (10...30%) schwankt.

Die Albedo hängt von der Bodenfeuchtigkeit ab, mit deren Zunahme sie abnimmt, was bei der Änderung des thermischen Regimes bewässerter Felder wichtig ist. Aufgrund der Abnahme der Albedo nimmt die absorbierte Strahlung zu, wenn der Boden angefeuchtet wird. Die Albedo verschiedener Oberflächen weist aufgrund der Abhängigkeit der Albedo von der Höhe der Sonne eine ausgeprägte tägliche und jährliche Schwankung auf. Der niedrigste Albedowert wird um die Mittagszeit und während des Jahres - im Sommer - beobachtet.

Die Eigenstrahlung der Erde und die Gegenstrahlung der Atmosphäre. Effiziente Strahlung. Die Erdoberfläche als physischer Körper mit einer Temperatur über dem absoluten Nullpunkt (-273 °C) ist eine Strahlungsquelle, die als erdeigene Strahlung (E3) bezeichnet wird. Es wird in die Atmosphäre geleitet und fast vollständig von Wasserdampf, Wassertröpfchen und in der Luft enthaltenem Kohlendioxid absorbiert. Die Strahlung der Erde hängt von der Temperatur ihrer Oberfläche ab.

Die Atmosphäre, die einen geringen Teil der Sonnenstrahlung und fast die gesamte von der Erdoberfläche abgegebene Energie absorbiert, erwärmt sich und strahlt ihrerseits ebenfalls Energie ab. Etwa 30 % der atmosphärischen Strahlung gehen in den Weltraum, und etwa 70 % erreichen die Erdoberfläche und werden als Gegenatmosphärenstrahlung (Ea) bezeichnet.

Die von der Atmosphäre abgegebene Energiemenge ist direkt proportional zu Temperatur, Kohlendioxidgehalt, Ozon und Bewölkung.

Die Erdoberfläche absorbiert diese Gegenstrahlung fast vollständig (zu 90...99%). Damit ist es neben der absorbierten Sonnenstrahlung eine wichtige Wärmequelle für die Erdoberfläche. Dieser Einfluss der Atmosphäre auf das thermische Regime der Erde wird aufgrund der äußeren Analogie zur Wirkung von Gläsern in Gewächshäusern und Gewächshäusern als Treibhaus- oder Treibhauseffekt bezeichnet. Glas lässt die Sonnenstrahlen, die den Boden und die Pflanzen erwärmen, gut durch, verzögert jedoch die Wärmestrahlung des erwärmten Bodens und der Pflanzen.

Die Differenz zwischen der Eigenstrahlung der Erdoberfläche und der Gegenstrahlung der Atmosphäre wird als effektive Strahlung bezeichnet: Eef.

Ef= E3-Ea

In klaren und leicht bewölkten Nächten ist die effektive Strahlung viel größer als in bewölkten Nächten, daher ist auch die nächtliche Abkühlung der Erdoberfläche größer. Tagsüber wird sie von der absorbierten Gesamtstrahlung bedeckt, wodurch die Oberflächentemperatur ansteigt. Gleichzeitig steigt auch die effektive Strahlung. Die Erdoberfläche in mittleren Breiten verliert durch effektive Strahlung 70...140 W/m2, das ist etwa die Hälfte der Wärmemenge, die sie durch die Absorption von Sonnenstrahlung erhält.

3. Spektrale Zusammensetzung der Strahlung.

Die Sonne als Strahlungsquelle hat eine Vielzahl von emittierten Wellen. Die Strahlungsenergieflüsse entlang der Wellenlänge werden bedingt unterteilt in Kurzwelle (X < 4 мкм) и длинноволновую (А. >4 µm) Strahlung. Das Spektrum der Sonnenstrahlung an der Grenze der Erdatmosphäre liegt praktisch zwischen den Wellenlängen von 0,17 und 4 Mikrometern und der terrestrischen und atmosphärischen Strahlung - von 4 bis 120 Mikrometern. Folglich beziehen sich die Flüsse der Sonnenstrahlung (S, D, RK) auf kurzwellige Strahlung und die Strahlung der Erde (£3) und der Atmosphäre (Ea) auf langwellige Strahlung.

Das Spektrum der Sonnenstrahlung lässt sich in drei qualitativ unterschiedliche Teile unterteilen: Ultraviolett (Y< 0,40 мкм), ви­димую (0,40 мкм < Y < 0,75 µm) und Infrarot (0,76 µm < Y < 4 µm). Vor dem ultravioletten Teil des Spektrums der Sonnenstrahlung liegt die Röntgenstrahlung und jenseits des Infrarots die Radioemission der Sonne. An der oberen Grenze der Atmosphäre macht der ultraviolette Teil des Spektrums etwa 7 % der Energie der Sonnenstrahlung aus, 46 % für das sichtbare und 47 % für das Infrarot.

Die von der Erde und der Atmosphäre emittierte Strahlung wird als bezeichnet Ferninfrarotstrahlung.

Die biologische Wirkung verschiedener Strahlungsarten auf Pflanzen ist unterschiedlich. UV-Strahlung verlangsamt Wachstumsprozesse, beschleunigt jedoch den Durchgang der Stadien der Bildung von Fortpflanzungsorganen in Pflanzen.

Der Wert der Infrarotstrahlung, das aktiv von Wasser in den Blättern und Stängeln von Pflanzen aufgenommen wird, ist seine thermische Wirkung, die das Wachstum und die Entwicklung von Pflanzen erheblich beeinflusst.

Ferninfrarotstrahlung erzeugt nur eine thermische Wirkung auf Pflanzen. Sein Einfluss auf das Wachstum und die Entwicklung von Pflanzen ist unbedeutend.

Sichtbarer Teil des Sonnenspektrums, erzeugt erstens Beleuchtung. Zweitens fällt die sogenannte physiologische Strahlung (A, = 0,35 ... 0,75 μm), die von Blattpigmenten absorbiert wird, fast mit dem Bereich der sichtbaren Strahlung zusammen (teilweise Erfassung des Bereichs der ultravioletten Strahlung). Seine Energie hat eine wichtige regulatorische und energetische Bedeutung im Leben der Pflanzen. Innerhalb dieses Bereichs des Spektrums wird ein Bereich photosynthetisch aktiver Strahlung unterschieden.

4. Absorption und Streuung von Strahlung in der Atmosphäre.

Beim Durchgang durch die Erdatmosphäre wird die Sonnenstrahlung durch Absorption und Streuung durch atmosphärische Gase und Aerosole gedämpft. Gleichzeitig ändert sich auch seine spektrale Zusammensetzung. Bei unterschiedlicher Sonnenhöhe und unterschiedlicher Höhe des Beobachtungspunktes über der Erdoberfläche ist die Weglänge des Sonnenstrahls in der Atmosphäre nicht gleich. Mit abnehmender Höhe nimmt der ultraviolette Anteil der Strahlung besonders stark ab, der sichtbare Anteil etwas weniger und der infrarote Anteil nur geringfügig.

Die Dissipation von Strahlung in der Atmosphäre erfolgt hauptsächlich als Ergebnis kontinuierlicher Schwankungen (Schwankungen) der Luftdichte an jedem Punkt in der Atmosphäre, verursacht durch die Bildung und Zerstörung bestimmter "Cluster" (Klumpen) atmosphärischer Gasmoleküle. Auch Aerosolpartikel streuen die Sonnenstrahlung. Die Streuintensität wird durch den Streukoeffizienten charakterisiert.

K = Formel hinzufügen.

Die Intensität der Streuung hängt von der Anzahl der Streupartikel pro Volumeneinheit, von ihrer Größe und Beschaffenheit sowie von den Wellenlängen der gestreuten Strahlung selbst ab.

Strahlen werden umso stärker gestreut, je kürzer die Wellenlänge ist. Zum Beispiel streuen violette Strahlen 14 Mal mehr als rote, was die blaue Farbe des Himmels erklärt. Wie oben erwähnt (siehe Abschnitt 2.2), wird direkte Sonnenstrahlung, die durch die Atmosphäre geht, teilweise dissipiert. In sauberer und trockener Luft gehorcht die Intensität des molekularen Streukoeffizienten dem Rayleigh-Gesetz:

k= s/Y4 ,

wobei C ein Koeffizient ist, der von der Anzahl der Gasmoleküle pro Volumeneinheit abhängt; X ist die Länge der gestreuten Welle.

Da die fernen Wellenlängen von rotem Licht fast doppelt so lang sind wie die Wellenlängen von violettem Licht, werden erstere 14-mal weniger von Luftmolekülen gestreut als letztere. Da die Anfangsenergie (vor der Streuung) von violetten Strahlen kleiner als blau und blau ist, wird die maximale Energie im gestreuten Licht (gestreute Sonnenstrahlung) zu blau-blauen Strahlen verschoben, was die blaue Farbe des Himmels bestimmt. Diffusstrahlung ist also reicher an photosynthetisch aktiver Strahlung als Direktstrahlung.

In Luft mit Verunreinigungen (kleine Wassertröpfchen, Eiskristalle, Staubpartikel usw.) ist die Streuung für alle Bereiche sichtbarer Strahlung gleich. Daher erhält der Himmel einen weißlichen Farbton (Dunst erscheint). Wolkenelemente (große Tröpfchen und Kristalle) streuen die Sonnenstrahlen überhaupt nicht, sondern reflektieren sie diffus. Daher sind von der Sonne beleuchtete Wolken weiß.

5. PAR (photosynthetisch aktive Strahlung)

Photosynthetisch aktive Strahlung. Bei der Photosynthese wird nicht das gesamte Spektrum der Sonnenstrahlung genutzt, sondern nur dessen

Teil im Wellenlängenbereich von 0,38 ... 0,71 µm, - photosynthetisch aktive Strahlung (PAR).

Es ist bekannt, dass sichtbare Strahlung, die vom menschlichen Auge als weiß wahrgenommen wird, aus farbigen Strahlen besteht: rot, orange, gelb, grün, blau, indigo und violett.

Die Assimilation der Energie der Sonnenstrahlung durch Pflanzenblätter ist selektiv (selektiv). Die intensivsten Blätter absorbieren blauviolette (X = 0,48 ... 0,40 Mikrometer) und orangerote (X = 0,68 Mikrometer) Strahlen, weniger gelbgrüne (A. = 0,58 ... 0,50 Mikrometer) und weit rote (A .\u003e 0,69 Mikrometer) Strahlen.

An der Erdoberfläche fällt die maximale Energie im Spektrum der direkten Sonnenstrahlung, wenn die Sonne hoch steht, auf den Bereich der gelbgrünen Strahlen (die Sonnenscheibe ist gelb). Wenn sich die Sonne dem Horizont nähert, haben die am weitesten entfernten roten Strahlen die maximale Energie (die Sonnenscheibe ist rot). Daher ist die Energie des direkten Sonnenlichts wenig am Prozess der Photosynthese beteiligt.

Da PAR einer der wichtigsten Faktoren für die Produktivität landwirtschaftlicher Pflanzen ist, sind Informationen über die Menge des eingehenden PAR unter Berücksichtigung seiner räumlichen und zeitlichen Verteilung von großer praktischer Bedeutung.

Die PAR-Intensität kann gemessen werden, dazu sind jedoch spezielle Lichtfilter erforderlich, die nur Wellen im Bereich von 0,38 ... 0,71 Mikrometer durchlassen. Es gibt solche Geräte, aber sie werden nicht im Netzwerk aktinometrischer Stationen verwendet, sondern sie messen die Intensität des integralen Spektrums der Sonnenstrahlung. Der PAR-Wert kann aus Daten über die Ankunft von direkter, diffuser oder totaler Strahlung unter Verwendung der von H. G. Tooming vorgeschlagenen Koeffizienten berechnet werden und:

Qfar = 0,43 S"+0,57 D);

Verteilungskarten der monatlichen und jährlichen Mengen von Far auf dem Territorium Russlands wurden erstellt.

Um den Nutzungsgrad von PAR durch Nutzpflanzen zu charakterisieren, wird die PAR-Effizienz verwendet:

KPIfar = (SummeQ/ Scheinwerfer/SummeQ/ Scheinwerfer) 100%,

wo SummeQ/ Scheinwerfer- die Menge an PAR, die während der Vegetationsperiode der Pflanzen für die Photosynthese ausgegeben wird; SummeQ/ Scheinwerfer- die Menge an PAR, die in diesem Zeitraum für Ernten erhalten wurde;

Kulturen nach ihren Durchschnittswerten von CPIF werden in Gruppen eingeteilt (nach): normalerweise beobachtet - 0,5 ... 1,5%; gut-1,5...3,0; Rekord - 3,5...5,0; theoretisch möglich - 6,0 ... 8,0 %.

6. STRAHLUNGSBILANZ DER ERDBÖBERFLÄCHE

Die Differenz zwischen ein- und ausgehender Strahlungsenergie wird Strahlungsbilanz der Erdoberfläche (B) genannt.

Der tagsüber einfallende Teil der Strahlungsbilanz der Erdoberfläche besteht aus direkter Sonnen- und Diffusstrahlung sowie atmosphärischer Strahlung. Der Aufwandsanteil der Bilanz ist die Strahlung der Erdoberfläche und reflektierte Sonnenstrahlung:

B= S / + D+ Ea-E3-Rk

Die Gleichung kann auch in anderer Form geschrieben werden: B = Q- RK - Eff.

Für die Nachtzeit hat die Strahlungsbilanzgleichung die folgende Form:

B \u003d Ea - E3 oder B \u003d -Eef.

Ist der Strahlungseintrag größer als der Strahlungsaustrag, so ist die Strahlungsbilanz positiv und die aktive Fläche* erwärmt sich. Bei einer negativen Bilanz kühlt es ab. Im Sommer ist die Strahlungsbilanz tagsüber positiv und nachts negativ. Der Nulldurchgang erfolgt morgens etwa 1 Stunde nach Sonnenaufgang und abends 1-2 Stunden vor Sonnenuntergang.

Die jährliche Strahlungsbilanz in Gebieten mit stabiler Schneedecke weist in der kalten Jahreszeit negative und in der warmen Jahreszeit positive Werte auf.

Die Strahlungsbilanz der Erdoberfläche beeinflusst maßgeblich die Temperaturverteilung im Boden und in der Oberflächenschicht der Atmosphäre sowie die Prozesse der Verdunstung und Schneeschmelze, die Bildung von Nebel und Frost, Änderungen der Eigenschaften von Luftmassen (ihre Transformation).

Die Kenntnis des Strahlungsregimes landwirtschaftlich genutzter Flächen ermöglicht es, die von Pflanzen und Böden absorbierte Strahlungsmenge in Abhängigkeit von der Höhe der Sonne, der Struktur der Pflanzen und der Phase der Pflanzenentwicklung zu berechnen. Daten über das Regime sind auch erforderlich, um verschiedene Methoden zur Regulierung der Bodentemperatur und -feuchtigkeit sowie der Verdunstung zu bewerten, von denen Pflanzenwachstum und -entwicklung, Pflanzenbildung, deren Quantität und Qualität abhängen.

Effektive agronomische Methoden zur Beeinflussung der Strahlung und folglich des thermischen Regimes der aktiven Oberfläche sind Mulchen (Bedecken des Bodens mit einer dünnen Schicht aus Torfschnitzeln, verrottetem Mist, Sägemehl usw.), Abdecken des Bodens mit Plastikfolie und Bewässerung . All dies verändert das Reflexions- und Absorptionsvermögen der aktiven Oberfläche.

* Aktive Oberfläche - die Oberfläche von Boden, Wasser oder Vegetation, die Sonnen- und Atmosphärenstrahlung direkt absorbiert und Strahlung in die Atmosphäre abgibt, wodurch das thermische Regime der angrenzenden Luftschichten und der darunter liegenden Schichten von Boden, Wasser und Vegetation reguliert wird.