Energi matahari sebesar 100% tiba di batas atas atmosfer.

Radiasi ultraviolet, yang membentuk 3% dari 100% sinar matahari yang masuk, sebagian besar diserap oleh lapisan ozon di bagian atas atmosfer.

Sekitar 40% dari 97% sisanya berinteraksi dengan awan - 24% di antaranya dipantulkan kembali ke angkasa, 2% diserap oleh awan dan 14% tersebar, mencapai permukaan bumi sebagai radiasi hamburan.

32% radiasi yang masuk berinteraksi dengan uap air, debu dan kabut di atmosfer - 13% diserap, 7% dipantulkan kembali ke angkasa dan 12% mencapai permukaan bumi sebagai sinar matahari yang tersebar (Gbr. 6)

Beras. 6. Keseimbangan radiasi Bumi

Oleh karena itu, dari 100% radiasi matahari awal di permukaan bumi, 2% sinar matahari langsung dan 26% cahaya terdifusi mencapai.

Dari jumlah tersebut, 4% dipantulkan dari permukaan bumi kembali ke angkasa, dan total refleksi ke luar angkasa adalah 35% dari sinar matahari yang datang.

Dari 65% cahaya yang diserap oleh Bumi, 3% berasal dari atmosfer atas, 15% dari atmosfer bawah, dan 47% dari permukaan bumi - laut dan daratan.

Agar Bumi dapat mempertahankan keseimbangan termal, 47% dari semua energi matahari yang melewati atmosfer dan diserap oleh darat dan laut harus dilepaskan oleh darat dan laut kembali ke atmosfer.

Bagian tampak dari spektrum radiasi yang memasuki permukaan laut dan menimbulkan iluminasi terdiri dari sinar matahari yang telah melewati atmosfer (radiasi langsung) dan sebagian sinar yang dihamburkan oleh atmosfer ke segala arah, termasuk ke permukaan laut. laut (radiasi difus).

Rasio energi dari dua fluks cahaya yang jatuh pada pendaratan horizontal tergantung pada ketinggian Matahari - semakin tinggi di atas cakrawala, semakin besar proporsi radiasi langsung

Penerangan permukaan laut dalam kondisi alami juga tergantung pada kekeruhan. Awan tinggi dan tipis menurunkan banyak cahaya yang tersebar, sehingga penerangan permukaan laut pada ketinggian rata-rata Matahari bahkan bisa lebih besar daripada dengan langit tanpa awan. Awan hujan yang lebat secara dramatis mengurangi penerangan.

Sinar cahaya yang menciptakan iluminasi permukaan laut mengalami pemantulan dan pembiasan pada batas air-udara (Gbr. 7) menurut hukum fisika terkenal Snell.

Beras. 7. Pemantulan dan pembiasan seberkas cahaya di permukaan laut

Dengan demikian, semua sinar cahaya yang jatuh di permukaan laut sebagian dipantulkan, dibiaskan dan masuk ke laut.

Rasio antara fluks cahaya yang dibiaskan dan dipantulkan tergantung pada ketinggian Matahari. Pada ketinggian Matahari 0 0, seluruh fluks cahaya dipantulkan dari permukaan laut. Dengan peningkatan ketinggian Matahari, proporsi fluks cahaya yang menembus ke dalam air meningkat, dan pada ketinggian Matahari 90 0, 98% dari total insiden fluks di permukaan menembus ke dalam air.

Perbandingan antara fluks cahaya yang dipantulkan dari permukaan laut dengan cahaya datang disebut albedo permukaan laut . Maka albedo permukaan laut pada ketinggian Matahari 90 0 akan menjadi 2%, dan untuk 0 0 - 100%. Albedo permukaan laut berbeda untuk fluks cahaya langsung dan difus. Albedo radiasi langsung pada dasarnya bergantung pada ketinggian Matahari, albedo radiasi hambur praktis tidak bergantung pada ketinggian Matahari.

Energi radiasi Matahari praktis merupakan satu-satunya sumber panas bagi permukaan bumi dan atmosfernya. Radiasi yang datang dari bintang-bintang dan Bulan adalah 30-106 kali lebih kecil dari radiasi matahari. Aliran panas dari kedalaman Bumi ke permukaan adalah 5000 kali lebih kecil dari panas yang diterima dari Matahari.

Bagian dari radiasi matahari adalah cahaya tampak. Dengan demikian, Matahari adalah sumber panas tidak hanya bagi Bumi, tetapi juga cahaya, yang penting bagi kehidupan di planet kita.

Energi radiasi Matahari diubah menjadi panas sebagian di atmosfer itu sendiri, tetapi terutama di permukaan bumi, di mana ia digunakan untuk memanaskan lapisan atas tanah dan air, dan dari mereka - udara. Permukaan bumi yang panas dan atmosfer yang memanas, pada gilirannya, memancarkan radiasi infra merah yang tidak terlihat. Memberikan radiasi ke ruang dunia, permukaan bumi dan atmosfer didinginkan.

Pengalaman menunjukkan bahwa suhu tahunan rata-rata permukaan bumi dan atmosfer di setiap titik di bumi sedikit berbeda dari tahun ke tahun. Jika kita mempertimbangkan kondisi suhu di Bumi untuk periode waktu multi-tahun yang panjang, maka kita dapat menerima hipotesis bahwa Bumi berada dalam kesetimbangan termal: kedatangan panas dari Matahari seimbang dengan hilangnya panas ke luar angkasa. Tetapi karena Bumi (dengan atmosfer) menerima panas dengan menyerap radiasi matahari, dan kehilangan panas dengan radiasinya sendiri, hipotesis kesetimbangan termal berarti pada saat yang sama bahwa Bumi berada dalam kesetimbangan radiasi: masuknya radiasi gelombang pendek ke itu diimbangi dengan kembalinya radiasi gelombang panjang ke ruang dunia.

radiasi matahari langsung

Radiasi yang sampai ke permukaan bumi langsung dari piringan Matahari disebut radiasi matahari langsung. Radiasi matahari merambat dari Matahari ke segala arah. Tetapi jarak dari Bumi ke Matahari begitu besar sehingga radiasi langsung jatuh pada permukaan mana pun di Bumi dalam bentuk seberkas sinar paralel yang seolah-olah memancar dari tak terhingga. Bahkan seluruh bola dunia secara keseluruhan sangat kecil dibandingkan dengan jarak ke Matahari sehingga semua radiasi matahari yang jatuh di atasnya dapat dianggap seberkas sinar paralel tanpa kesalahan yang nyata.

Mudah dipahami bahwa jumlah maksimum radiasi yang mungkin dalam kondisi tertentu diterima oleh satuan luas yang terletak tegak lurus terhadap sinar matahari. Akan ada lebih sedikit energi radiasi per unit luas horizontal. Persamaan dasar untuk menghitung radiasi matahari langsung dihasilkan oleh sudut datang sinar matahari, lebih tepatnya, dengan ketinggian matahari ( h): S" = S dosa h; di mana S"- radiasi matahari tiba di permukaan horizontal, S- radiasi matahari langsung dengan sinar paralel.

Aliran radiasi matahari langsung ke permukaan horizontal disebut insolasi.

Perubahan radiasi matahari di atmosfer dan di permukaan bumi

Sekitar 30% dari insiden radiasi matahari langsung di Bumi dipantulkan kembali ke luar angkasa. 70% sisanya masuk ke atmosfer. Melewati atmosfer, radiasi matahari sebagian tersebar oleh gas atmosfer dan aerosol dan masuk ke dalam bentuk khusus dari radiasi difus. Radiasi matahari langsung sebagian diserap oleh gas dan kotoran atmosfer dan masuk ke panas, mis. pergi untuk menghangatkan suasana.

Radiasi matahari langsung yang tidak tersebar dan diserap di atmosfer mencapai permukaan bumi. Sebagian kecil dipantulkan darinya, dan sebagian besar radiasi diserap oleh permukaan bumi, akibatnya permukaan bumi memanas. Sebagian dari radiasi yang dihamburkan juga mencapai permukaan bumi, sebagian dipantulkan dan sebagian diserap olehnya. Bagian lain dari radiasi yang tersebar naik ke ruang antarplanet.

Akibat penyerapan dan hamburan radiasi di atmosfer, radiasi langsung yang sampai ke permukaan bumi berbeda dengan yang sampai ke batas atmosfer. Fluks radiasi matahari berkurang, dan komposisi spektralnya berubah, karena sinar dengan panjang gelombang yang berbeda diserap dan dihamburkan di atmosfer dengan cara yang berbeda.

Paling-paling, yaitu pada kedudukan tertinggi Matahari dan dengan kemurnian udara yang memadai, seseorang dapat mengamati fluks radiasi langsung sekitar 1,05 kW / m 2 di permukaan bumi. Di pegunungan pada ketinggian 4-5 km, fluks radiasi hingga 1,2 kW/m 2 atau lebih diamati. Saat matahari mendekati cakrawala dan ketebalan udara yang dilalui oleh sinar matahari meningkat, fluks radiasi langsung semakin berkurang.

Sekitar 23% radiasi matahari langsung diserap di atmosfer. Selain itu, penyerapan ini selektif: gas yang berbeda menyerap radiasi di berbagai bagian spektrum dan derajat yang berbeda.

Nitrogen menyerap radiasi hanya pada panjang gelombang yang sangat pendek di bagian spektrum ultraviolet. Energi radiasi matahari di bagian spektrum ini benar-benar dapat diabaikan, sehingga penyerapan oleh nitrogen praktis tidak berpengaruh pada fluks radiasi matahari. Pada tingkat yang agak lebih besar, tetapi masih sangat sedikit, oksigen menyerap radiasi matahari - dalam dua bagian sempit dari spektrum yang terlihat dan di bagian ultravioletnya.

Ozon merupakan penyerap radiasi matahari yang lebih kuat. Ini menyerap ultraviolet dan radiasi matahari yang terlihat. Terlepas dari kenyataan bahwa kandungannya di udara sangat kecil, ia menyerap radiasi ultraviolet di atmosfer bagian atas dengan sangat kuat sehingga gelombang yang lebih pendek dari 0,29 mikron tidak diamati sama sekali dalam spektrum matahari di dekat permukaan bumi. Total penyerapan radiasi matahari oleh ozon mencapai 3% dari radiasi matahari langsung.

Karbon dioksida (karbon dioksida) sangat kuat menyerap radiasi di daerah spektrum inframerah, tetapi kandungannya di atmosfer masih sedikit, sehingga penyerapannya terhadap radiasi matahari langsung umumnya kecil. Dari gas, penyerap utama radiasi di atmosfer adalah uap air, terkonsentrasi di troposfer dan terutama di bagian bawahnya. Dari total aliran radiasi matahari, uap air menyerap radiasi dalam interval panjang gelombang di daerah spektrum tampak dan inframerah dekat. Awan dan kotoran atmosfer juga menyerap radiasi matahari, mis. partikel aerosol yang tersuspensi di atmosfer. Secara umum, penyerapan oleh uap air dan penyerapan aerosol menyumbang sekitar 15%, dan 5% diserap oleh awan.

Di setiap tempat individu, penyerapan berubah dari waktu ke waktu, tergantung baik pada kandungan variabel zat penyerap di udara, terutama uap air, awan dan debu, dan pada ketinggian Matahari di atas cakrawala, yaitu. pada ketebalan lapisan udara yang dilewati oleh sinar dalam perjalanannya ke Bumi.

Radiasi matahari langsung dalam perjalanannya melalui atmosfer dilemahkan tidak hanya oleh penyerapan, tetapi juga oleh hamburan, dan dilemahkan lebih signifikan. Hamburan adalah fenomena fisik mendasar dari interaksi cahaya dengan materi. Itu dapat terjadi pada semua panjang gelombang spektrum elektromagnetik, tergantung pada rasio ukuran partikel hamburan dengan panjang gelombang radiasi yang datang.Ketika tersebar, sebuah partikel yang berada di jalur perambatan gelombang elektromagnetik terus menerus "mengekstraksi" energi dari gelombang datang dan memancarkannya kembali ke segala arah. Dengan demikian, partikel dapat dianggap sebagai sumber titik energi yang tersebar. penyebaran disebut transformasi bagian dari radiasi matahari langsung, yang sebelum hamburan merambat dalam bentuk sinar sejajar dengan arah tertentu, menjadi radiasi yang pergi ke segala arah. Hamburan terjadi di udara atmosfer yang tidak homogen secara optik yang mengandung partikel terkecil dari kotoran cair dan padat - tetes, kristal, aerosol terkecil, mis. dalam medium di mana indeks bias bervariasi dari titik ke titik. Tetapi media yang tidak homogen secara optis juga merupakan udara murni, bebas dari pengotor, karena di dalamnya, karena pergerakan termal molekul, kondensasi dan penguraian, fluktuasi kerapatan terus-menerus terjadi. Bertemu dengan molekul dan kotoran di atmosfer, sinar matahari kehilangan arah rambat dan hamburan bujursangkarnya. Radiasi menyebar dari partikel yang berhamburan sedemikian rupa seolah-olah mereka sendiri adalah pemancar.

Menurut hukum hamburan, khususnya menurut hukum Rayleigh, komposisi spektral dari radiasi hamburan berbeda dari komposisi spektral garis lurus. Hukum Rayleigh menyatakan bahwa hamburan sinar berbanding terbalik dengan pangkat 4 panjang gelombang:

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

di mana S? - koefisien. penyebaran; m adalah indeks bias dalam gas; n adalah jumlah molekul per satuan volume; ? adalah panjang gelombang.

Sekitar 26% energi dari total fluks radiasi matahari diubah di atmosfer menjadi radiasi difus. Sekitar 2/3 dari radiasi yang tersebar kemudian muncul ke permukaan bumi. Tapi ini sudah akan menjadi jenis radiasi khusus, sangat berbeda dari radiasi langsung. Pertama, radiasi yang tersebar datang ke permukaan bumi bukan dari piringan matahari, tetapi dari seluruh cakrawala. Oleh karena itu, perlu untuk mengukur alirannya ke permukaan horizontal. Itu juga diukur dalam W/m2 (atau kW/m2).

Kedua, radiasi hamburan berbeda dari radiasi langsung dalam komposisi spektral, karena sinar dengan panjang gelombang yang berbeda dihamburkan ke derajat yang berbeda. Dalam spektrum radiasi hamburan, rasio energi dari panjang gelombang yang berbeda dibandingkan dengan spektrum radiasi langsung diubah demi sinar dengan panjang gelombang yang lebih pendek. Semakin kecil ukuran partikel penghambur, semakin kuat pancaran sinar gelombang pendek dibandingkan dengan sinar gelombang panjang.

Fenomena Hamburan Radiasi

Fenomena seperti warna biru langit, senja dan fajar, serta visibilitas dikaitkan dengan hamburan radiasi. Warna biru langit merupakan warna dari udara itu sendiri, karena adanya hamburan sinar matahari di dalamnya. Udara transparan di lapisan tipis, seperti air transparan di lapisan tipis. Namun dalam ketebalan atmosfer yang kuat, udara memiliki warna biru, seperti halnya air yang sudah dalam ketebalan yang relatif kecil (beberapa meter) memiliki warna kehijauan. Jadi bagaimana hamburan molekul cahaya terjadi secara terbalik? 4, kemudian dalam spektrum cahaya yang dihamburkan yang dikirim oleh cakrawala, energi maksimumnya digeser menjadi biru. Dengan ketinggian, karena kerapatan udara berkurang, mis. jumlah partikel hamburan, warna langit menjadi lebih gelap dan berubah menjadi biru tua, dan di stratosfer - menjadi hitam-ungu. Semakin banyak kotoran di udara yang berukuran lebih besar daripada molekul udara, semakin besar proporsi sinar gelombang panjang dalam spektrum radiasi matahari dan semakin keputihan warna cakrawala. Ketika diameter partikel kabut, awan, dan aerosol menjadi lebih dari 1-2 mikron, maka sinar dari semua panjang gelombang tidak lagi tersebar, tetapi dipantulkan secara merata; oleh karena itu, objek-objek yang jauh dalam kabut dan kabut debu tidak lagi diselimuti oleh warna biru, tetapi oleh tirai putih atau abu-abu. Oleh karena itu, awan tempat cahaya matahari (yaitu putih) jatuh tampak putih.

Hamburan radiasi matahari di atmosfer sangat penting secara praktis, karena menciptakan cahaya yang tersebar di siang hari. Dengan tidak adanya atmosfer di Bumi, itu akan menjadi cahaya hanya di mana sinar matahari langsung atau sinar matahari yang dipantulkan oleh permukaan bumi dan benda-benda di atasnya akan jatuh. Akibat hamburan cahaya, seluruh atmosfer pada siang hari berfungsi sebagai sumber penerangan: pada siang hari juga terang dimana sinar matahari tidak langsung jatuh, dan bahkan ketika matahari tertutup awan.

Setelah matahari terbenam di malam hari, kegelapan tidak segera datang. Langit, terutama di bagian cakrawala di mana Matahari telah terbenam, tetap cerah dan secara bertahap mengirimkan radiasi yang tersebar ke permukaan bumi. Demikian pula, di pagi hari, bahkan sebelum matahari terbit, langit paling terang sebagian besar ke arah matahari terbit dan mengirimkan cahaya yang tersebar ke bumi. Fenomena kegelapan yang tidak lengkap ini disebut senja - sore dan pagi. Penyebabnya adalah cahaya matahari yang berada di bawah cakrawala, dari lapisan atmosfer yang tinggi dan hamburan sinar matahari oleh mereka.

Apa yang disebut senja astronomis berlanjut di malam hari sampai Matahari terbenam 18 derajat di bawah cakrawala; pada titik ini sangat gelap sehingga bintang-bintang paling redup terlihat. Senja pagi astronomis dimulai ketika matahari memiliki posisi yang sama di bawah ufuk. Bagian pertama dari senja astronomis malam atau bagian terakhir dari pagi hari, ketika matahari berada di bawah cakrawala setidaknya 8 °, disebut senja sipil. Durasi senja astronomi bervariasi dengan garis lintang dan waktu dalam setahun. Di garis lintang tengah 1,5 hingga 2 jam, di daerah tropis kurang dari satu jam, di khatulistiwa sedikit lebih dari satu jam.

Di lintang tinggi di musim panas, matahari mungkin tidak tenggelam di bawah cakrawala sama sekali atau tenggelam sangat dangkal. Jika matahari jatuh di bawah cakrawala kurang dari 18 o, maka kegelapan total tidak terjadi sama sekali dan senja malam menyatu dengan pagi. Fenomena ini disebut malam putih.

Senja disertai dengan perubahan warna cakrawala yang indah, terkadang sangat spektakuler ke arah Matahari. Perubahan ini dimulai sebelum matahari terbenam dan berlanjut setelah matahari terbit. Mereka memiliki karakter yang cukup teratur dan disebut fajar. Warna khas fajar adalah ungu dan kuning. Namun intensitas dan variasi corak warna fajar sangat bervariasi tergantung pada kandungan pengotor aerosol di udara. Nada cahaya awan saat senja juga bervariasi.

Di bagian langit yang berhadapan dengan matahari, terdapat anti-fajar, juga dengan perubahan nada warna, dengan dominasi warna ungu dan ungu-ungu. Setelah matahari terbenam, bayangan Bumi muncul di bagian langit ini: segmen biru keabu-abuan yang semakin tinggi dan semakin ke samping. Fenomena fajar dijelaskan oleh hamburan cahaya oleh partikel terkecil dari aerosol atmosfer dan oleh difraksi cahaya oleh partikel yang lebih besar.

Objek yang jauh terlihat lebih buruk daripada objek yang dekat, dan bukan hanya karena ukurannya yang tampak berkurang. Bahkan objek yang sangat besar pada satu atau lain jarak dari pengamat menjadi sulit dibedakan karena kekeruhan atmosfer di mana mereka terlihat. Kekeruhan ini disebabkan oleh hamburan cahaya di atmosfer. Jelas bahwa itu meningkat dengan peningkatan pengotor aerosol di udara.

Untuk banyak tujuan praktis, sangat penting untuk mengetahui pada jarak berapa garis besar objek di belakang tirai udara berhenti dibedakan. Jarak di mana garis-garis besar objek tidak lagi dibedakan di atmosfer disebut jarak pandang, atau hanya jarak pandang. Rentang visibilitas paling sering ditentukan oleh mata pada objek tertentu yang telah dipilih sebelumnya (gelap melawan langit), jarak yang diketahui. Ada juga sejumlah instrumen fotometrik untuk menentukan visibilitas.

Di udara yang sangat bersih, misalnya, yang berasal dari Arktik, jarak pandang dapat mencapai ratusan kilometer, karena redaman cahaya dari objek di udara semacam itu terjadi karena hamburan terutama pada molekul udara. Di udara yang mengandung banyak debu atau produk kondensasi, jarak pandang dapat dikurangi hingga beberapa kilometer atau bahkan meter. Jadi, dalam kabut ringan, jarak pandang adalah 500–1000 m, dan dalam kabut tebal atau bur berpasir yang kuat, jaraknya dapat dikurangi hingga puluhan atau bahkan beberapa meter.

Radiasi total, radiasi matahari yang dipantulkan, radiasi yang diserap, PAR, albedo Bumi

Semua radiasi matahari yang datang ke permukaan bumi - langsung dan tersebar - disebut radiasi total. Jadi, radiasi total

Q = S* dosa h + D,

di mana S- penerangan energi oleh radiasi langsung,

D- penerangan energi oleh radiasi hamburan,

h- ketinggian matahari.

Dengan langit yang tidak berawan, radiasi total memiliki variasi harian dengan maksimum sekitar tengah hari dan variasi tahunan dengan maksimum di musim panas. Kekeruhan parsial yang tidak menutupi piringan matahari meningkatkan radiasi total dibandingkan dengan langit yang tidak berawan; kekeruhan penuh, sebaliknya, menguranginya. Rata-rata, kekeruhan mengurangi total radiasi. Oleh karena itu, di musim panas, kedatangan radiasi total pada jam-jam sebelum tengah hari rata-rata lebih besar daripada pada sore hari. Untuk alasan yang sama, itu lebih besar di paruh pertama tahun ini daripada di paruh kedua.

S.P. Khromov dan A.M. Petrosyants memberikan nilai tengah hari dari total radiasi di bulan-bulan musim panas di dekat Moskow dengan langit tak berawan: rata-rata 0,78 kW / m 2, dengan Matahari dan awan - 0,80 dengan awan kontinu - 0,26 kW / m 2.

Jatuh di permukaan bumi, radiasi total sebagian besar diserap di lapisan tipis atas tanah atau di lapisan air yang lebih tebal dan berubah menjadi panas, dan sebagian dipantulkan. Jumlah pantulan radiasi matahari oleh permukaan bumi tergantung pada sifat permukaan ini. Rasio jumlah radiasi yang dipantulkan dengan jumlah total insiden radiasi pada permukaan tertentu disebut albedo permukaan. Rasio ini dinyatakan sebagai persentase.

Jadi, dari fluks total radiasi total ( S dosa h + D) sebagian dipantulkan dari permukaan bumi ( S dosa h + D)Dan dimana TETAPI adalah albedo permukaan. Sisa radiasi total ( S dosa h + D) (1 – TETAPI) diserap oleh permukaan bumi dan digunakan untuk memanaskan lapisan atas tanah dan air. Bagian ini disebut radiasi yang diserap.

Albedo permukaan tanah bervariasi dalam 10–30%; di chernozem basah, turun menjadi 5%, dan di pasir ringan kering bisa naik hingga 40%. Saat kelembaban tanah meningkat, albedo menurun. Albedo tutupan vegetasi - hutan, padang rumput, ladang - adalah 10–25%. Albedo permukaan salju yang baru turun adalah 80–90%, sedangkan salju yang sudah lama ada sekitar 50% dan lebih rendah. Albedo permukaan air yang halus untuk radiasi langsung bervariasi dari beberapa persen (jika Matahari tinggi) hingga 70% (jika rendah); itu juga tergantung pada kegembiraan. Untuk radiasi hamburan, albedo permukaan air adalah 5-10%. Rata-rata, albedo permukaan Samudra Dunia adalah 5–20%. Albedo permukaan atas awan bervariasi dari beberapa persen hingga 70–80%, tergantung pada jenis dan ketebalan tutupan awan, rata-rata 50–60% (S.P. Khromov, M.A. Petrosyants, 2004).

Angka-angka di atas mengacu pada pantulan radiasi matahari, tidak hanya terlihat, tetapi juga di seluruh spektrumnya. Fotometrik berarti mengukur albedo hanya untuk radiasi tampak, yang, tentu saja, mungkin agak berbeda dari albedo untuk seluruh fluks radiasi.

Bagian utama dari radiasi yang dipantulkan oleh permukaan bumi dan permukaan atas awan melampaui atmosfer ke ruang dunia. Sebagian (sekitar sepertiga) dari radiasi yang tersebar juga masuk ke ruang dunia.

Rasio radiasi matahari yang dipantulkan dan dihamburkan yang meninggalkan ruang angkasa dengan jumlah total radiasi matahari yang memasuki atmosfer disebut albedo planet Bumi, atau secara sederhana albedo bumi.

Secara umum, albedo planet Bumi diperkirakan mencapai 31%. Bagian utama dari albedo planet Bumi adalah pantulan radiasi matahari oleh awan.

Bagian dari radiasi langsung dan pantul terlibat dalam proses fotosintesis tanaman, sehingga disebut radiasi aktif fotosintesis (JAUH). JAUH - bagian dari radiasi gelombang pendek (dari 380 hingga 710 nm), yang paling aktif dalam kaitannya dengan fotosintesis dan proses produksi tanaman, diwakili oleh radiasi langsung dan difus.

Tumbuhan dapat mengkonsumsi radiasi matahari langsung dan dipantulkan dari benda langit dan terestrial dalam rentang panjang gelombang dari 380 hingga 710 nm. Fluks radiasi aktif fotosintesis kira-kira setengah dari fluks matahari, yaitu setengah dari total radiasi, dan praktis terlepas dari kondisi cuaca dan lokasi. Meskipun jika untuk kondisi Eropa nilai 0,5 adalah tipikal, maka untuk kondisi Israel agak lebih tinggi (sekitar 0,52). Namun, tidak dapat dikatakan bahwa tanaman menggunakan PAR dengan cara yang sama sepanjang hidup mereka dan dalam kondisi yang berbeda. Efisiensi penggunaan PAR berbeda, oleh karena itu, indikator "koefisien penggunaan PAR" diusulkan, yang mencerminkan efisiensi penggunaan PAR dan "Efisiensi phytocenoses". Efisiensi phytocenosis mencirikan aktivitas fotosintesis tutupan vegetasi. Parameter ini telah menemukan aplikasi terluas di antara rimbawan untuk menilai fitocenosis hutan.

Perlu ditekankan bahwa tanaman itu sendiri mampu membentuk PAR di tutupan vegetasi. Hal ini dicapai karena letak daun ke arah sinar matahari, rotasi daun, distribusi daun dengan ukuran dan sudut yang berbeda pada tingkat fitocenosis yang berbeda, yaitu. melalui apa yang disebut arsitektur kanopi. Di tutupan vegetasi, sinar matahari berulang kali dibiaskan, dipantulkan dari permukaan daun, sehingga membentuk rezim radiasi internalnya sendiri.

Radiasi yang tersebar di dalam tutupan vegetasi memiliki nilai fotosintesis yang sama dengan radiasi langsung dan difus yang masuk ke permukaan tutupan vegetasi.

Radiasi permukaan bumi

Lapisan atas tanah dan air, lapisan salju dan vegetasi itu sendiri memancarkan radiasi gelombang panjang; Radiasi terestrial ini lebih sering disebut sebagai radiasi intrinsik permukaan bumi.

Radiasi diri dapat dihitung dengan mengetahui suhu mutlak permukaan bumi. Menurut hukum Stefan-Boltzmann, dengan mempertimbangkan bahwa Bumi bukanlah benda yang sepenuhnya hitam dan karena itu memperkenalkan koefisien? (biasanya sama dengan 0,95), radiasi tanah E ditentukan oleh rumus

E s = ?? T 4 ,

di mana? adalah konstanta Stefan-Boltzmann, T suhu, K

Pada 288K, E s \u003d 3,73 10 2 W / m 2. Pengembalian radiasi yang begitu besar dari permukaan bumi akan menyebabkan pendinginannya yang cepat, jika ini tidak dicegah oleh proses sebaliknya - penyerapan radiasi matahari dan atmosfer oleh permukaan bumi. Suhu mutlak permukaan bumi adalah antara 190 dan 350 K. Pada suhu tersebut, radiasi yang dipancarkan praktis memiliki panjang gelombang dalam kisaran 4–120 m, dan energi maksimumnya pada 10-15 m. Oleh karena itu, semua radiasi ini adalah inframerah, tidak dirasakan oleh mata.

Kontra-radiasi atau kontra-radiasi

Atmosfer memanas, menyerap baik radiasi matahari (walaupun dalam fraksi yang relatif kecil, sekitar 15% dari jumlah totalnya datang ke Bumi), dan radiasi itu sendiri dari permukaan bumi. Selain itu, ia menerima panas dari permukaan bumi secara konduksi, serta dengan kondensasi uap air yang diuapkan dari permukaan bumi. Suasana panas terpancar dengan sendirinya. Sama seperti permukaan bumi, ia memancarkan radiasi infra merah yang tidak terlihat dalam kisaran panjang gelombang yang sama.

Sebagian besar (70%) radiasi atmosfer datang ke permukaan bumi, sisanya masuk ke ruang dunia. Radiasi atmosfer yang mencapai permukaan bumi disebut counterradiation. E a, karena diarahkan ke radiasi permukaan bumi sendiri. Permukaan bumi menyerap radiasi lawan hampir seluruhnya (sebesar 95-99%). Dengan demikian, counter radiation merupakan sumber panas yang penting bagi permukaan bumi selain radiasi matahari yang diserap. Kontra radiasi meningkat dengan meningkatnya kekeruhan, karena awan itu sendiri memancar dengan kuat.

Substansi utama di atmosfer yang menyerap radiasi terestrial dan mengirimkan kembali radiasi adalah uap air. Ini menyerap radiasi inframerah di wilayah spektrum yang luas - dari 4,5 hingga 80 mikron, dengan pengecualian interval antara 8,5 dan 12 mikron.

Karbon monoksida (karbon dioksida) sangat menyerap radiasi inframerah, tetapi hanya di wilayah spektrum yang sempit; ozon lebih lemah dan juga di wilayah spektrum yang sempit. Benar, penyerapan oleh karbon dioksida dan ozon jatuh pada gelombang yang energinya dalam spektrum radiasi terestrial mendekati maksimum (7–15 m).

Radiasi lawan selalu lebih sedikit daripada radiasi terestrial. Oleh karena itu, permukaan bumi kehilangan panas karena perbedaan positif antara radiasinya sendiri dan radiasi lawan. Selisih antara self-radiasi permukaan bumi dan counter-radiasi atmosfer disebut radiasi efektif. E e:

E e = E s- E sebuah.

Radiasi efektif adalah hilangnya energi radiasi, dan karenanya panas, dari permukaan bumi pada malam hari. Self-radiasi dapat ditentukan menurut hukum Stefan-Boltzmann, mengetahui suhu permukaan bumi, dan counter-radiasi dapat dihitung menggunakan rumus di atas.

Radiasi efektif pada malam yang cerah adalah sekitar 0,07–0,10 kW/m 2 di stasiun dataran rendah di lintang sedang dan hingga 0,14 kW/m 2 di stasiun ketinggian tinggi (di mana radiasi lawan lebih kecil). Dengan peningkatan kekeruhan, yang meningkatkan counterradiance, radiasi efektif berkurang. Dalam cuaca berawan itu jauh lebih sedikit daripada di cuaca cerah; akibatnya, pendinginan permukaan bumi pada malam hari juga lebih sedikit.

Radiasi efektif, tentu saja, juga ada pada siang hari. Tetapi pada siang hari itu diblokir atau sebagian dikompensasi oleh radiasi matahari yang diserap. Oleh karena itu, permukaan bumi lebih hangat pada siang hari daripada pada malam hari, tetapi radiasi efektif pada siang hari lebih besar.

Rata-rata, permukaan bumi di garis lintang tengah kehilangan melalui radiasi efektif sekitar setengah dari jumlah panas yang diterimanya dari radiasi yang diserap.

Dengan menyerap radiasi terestrial dan mengirimkan radiasi kontra ke permukaan bumi, atmosfer dengan demikian mengurangi pendinginan yang terakhir di malam hari. Pada siang hari, ia tidak banyak mencegah pemanasan permukaan bumi oleh radiasi matahari. Pengaruh atmosfer pada rezim termal permukaan bumi ini disebut efek rumah kaca, atau efek rumah kaca, karena analogi eksternal dengan aksi kaca rumah kaca.

Keseimbangan radiasi permukaan bumi

Perbedaan antara radiasi yang diserap dan radiasi efektif disebut keseimbangan radiasi permukaan bumi:

PADA=(S dosa h + D)(1 – TETAPI) – E e.

Pada malam hari, ketika tidak ada radiasi total, keseimbangan radiasi negatif sama dengan radiasi efektif.

Keseimbangan radiasi berubah dari nilai negatif malam hari menjadi nilai positif siang hari setelah matahari terbit pada ketinggian 10-15°. Dari nilai positif ke negatif, ia lewat sebelum matahari terbenam pada ketinggian yang sama di atas cakrawala. Di hadapan lapisan salju, keseimbangan radiasi berubah ke nilai positif hanya pada ketinggian matahari sekitar 20–25 o, karena dengan albedo salju besar, penyerapan radiasi total olehnya kecil. Pada siang hari, keseimbangan radiasi meningkat dengan meningkatnya ketinggian matahari dan menurun dengan penurunannya.

Nilai rata-rata siang hari dari keseimbangan radiasi di Moskow pada musim panas dengan langit cerah, dikutip oleh S.P. Khromov dan M.A. Petrosyants (2004) sekitar 0,51 kW/m 2 , di musim dingin hanya 0,03 kW/m 2 , di bawah kondisi mendung rata-rata di musim panas sekitar 0,3 kW/m 2 , dan di musim dingin mereka mendekati nol.

Matahari memancarkan energi yang sangat besar - sekitar 1,1x1020 kWh per detik. Satu kilowatt jam adalah jumlah energi yang dibutuhkan untuk menjalankan bola lampu pijar 100 watt selama 10 jam. Atmosfer luar Bumi memotong sekitar sepersejuta energi yang dipancarkan Matahari, atau sekitar 1500 kuadriliun (1,5 x 1018) kWh per tahun. Namun, karena refleksi, hamburan dan penyerapan oleh gas atmosfer dan aerosol, hanya 47% dari semua energi, atau sekitar 700 kuadriliun (7 x 1017) kWh, yang mencapai permukaan bumi.

Radiasi matahari di atmosfer bumi dibagi menjadi apa yang disebut radiasi langsung dan disebarkan oleh partikel udara, debu, air, dll yang terkandung di atmosfer. Jumlah mereka membentuk radiasi matahari total. Jumlah energi yang jatuh per satuan luas per satuan waktu tergantung pada sejumlah faktor:

• Garis Lintang
• musim iklim lokal tahun ini
• sudut kemiringan permukaan terhadap matahari.

Waktu dan lokasi geografis

Jumlah energi matahari yang jatuh di permukaan bumi berubah karena pergerakan Matahari. Perubahan ini tergantung pada waktu hari dan musim. Biasanya radiasi matahari lebih banyak mengenai Bumi pada siang hari daripada pagi atau sore hari. Pada siang hari, Matahari berada tinggi di atas cakrawala, dan panjang jalur sinar Matahari melalui atmosfer Bumi berkurang. Akibatnya, lebih sedikit radiasi matahari yang tersebar dan diserap, yang berarti lebih banyak mencapai permukaan.

Jumlah energi matahari yang mencapai permukaan bumi berbeda dari nilai rata-rata tahunan: di musim dingin - kurang dari 0,8 kWh / m2 per hari di Eropa Utara dan lebih dari 4 kWh / m2 per hari di musim panas di wilayah yang sama ini. Perbedaannya berkurang saat Anda semakin dekat ke khatulistiwa.

Jumlah energi matahari juga tergantung pada lokasi geografis situs: semakin dekat ke khatulistiwa, semakin besar. Misalnya, insiden radiasi matahari total tahunan rata-rata pada permukaan horizontal adalah: di Eropa Tengah, Asia Tengah dan Kanada - sekitar 1000 kWh/m2; di Mediterania - sekitar 1700 kWh / m2; di sebagian besar wilayah gurun Afrika, Timur Tengah dan Australia, sekitar 2200 kWh/m2.

Dengan demikian, jumlah radiasi matahari sangat bervariasi tergantung pada waktu tahun dan lokasi geografis (lihat tabel). Faktor ini harus diperhitungkan saat menggunakan energi matahari.

	Eropa Selatan	Eropa Tengah	Eropa Utara	wilayah Karibia
Januari	2,6	1,7	0,8	5,1
Februari	3,9	3,2	1,5	5,6
Berbaris	4,6	3,6	2,6	6,0
April	5,9	4,7	3,4	6,2
Mungkin	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
Agustus	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
Desember	2,7	1,7	0,8	4,8
TAHUN	5,0	3,9	2,8	5,7

Pengaruh awan pada energi matahari

Banyaknya radiasi matahari yang sampai ke permukaan bumi bergantung pada berbagai fenomena atmosfer dan posisi matahari baik pada siang hari maupun sepanjang tahun. Awan adalah fenomena atmosfer utama yang menentukan jumlah radiasi matahari yang mencapai permukaan bumi. Pada setiap titik di Bumi, radiasi matahari yang mencapai permukaan bumi berkurang dengan meningkatnya tutupan awan. Akibatnya, negara-negara dengan cuaca yang sebagian besar berawan menerima lebih sedikit radiasi matahari daripada gurun, di mana cuacanya sebagian besar tidak berawan.

Pembentukan awan dipengaruhi oleh adanya fitur lokal seperti gunung, laut dan samudera, serta danau-danau besar. Oleh karena itu, jumlah radiasi matahari yang diterima di daerah ini dan daerah yang berdekatan dengannya mungkin berbeda. Misalnya, gunung mungkin menerima radiasi matahari lebih sedikit daripada kaki bukit dan dataran yang berdekatan. Angin yang bertiup ke arah pegunungan menyebabkan sebagian udara naik dan, mendinginkan uap air di udara, membentuk awan. Jumlah radiasi matahari di daerah pesisir mungkin juga berbeda dari yang tercatat di daerah yang terletak di pedalaman.

Jumlah energi matahari yang diterima pada siang hari sebagian besar tergantung pada fenomena atmosfer lokal. Pada siang hari dengan langit cerah, total solar

radiasi yang jatuh pada permukaan horizontal dapat mencapai (misalnya, di Eropa Tengah) nilai 1000 W/m2 (dalam kondisi cuaca yang sangat menguntungkan angka ini bisa lebih tinggi), sedangkan dalam cuaca yang sangat mendung nilainya di bawah 100 W/m2 bahkan pada siang.

Pengaruh Polusi Atmosfer pada Energi Matahari

Fenomena antropogenik dan alam juga dapat membatasi jumlah radiasi matahari yang mencapai permukaan bumi. Kabut asap perkotaan, asap dari kebakaran hutan dan abu vulkanik di udara mengurangi penggunaan energi matahari dengan meningkatkan dispersi dan penyerapan radiasi matahari. Artinya, faktor-faktor ini memiliki pengaruh yang lebih besar pada radiasi matahari langsung daripada total. Dengan polusi udara yang parah, misalnya, dengan kabut asap, radiasi langsung berkurang 40%, dan total - hanya 15-25%. Letusan gunung berapi yang kuat dapat mengurangi, dan di sebagian besar permukaan bumi, radiasi matahari langsung sebesar 20%, dan total - sebesar 10% untuk jangka waktu 6 bulan hingga 2 tahun. Dengan penurunan jumlah abu vulkanik di atmosfer, efeknya melemah, tetapi proses pemulihan total mungkin memakan waktu beberapa tahun.

Potensi energi matahari

Matahari memberi kita energi bebas 10.000 kali lebih banyak daripada yang sebenarnya digunakan di seluruh dunia. Pasar komersial global sendiri membeli dan menjual energi di bawah 85 triliun (8,5 x 1013) kWh per tahun. Karena tidak mungkin mengikuti keseluruhan proses, tidak mungkin untuk mengatakan dengan pasti berapa banyak energi non-komersial yang dikonsumsi orang (misalnya, berapa banyak kayu dan pupuk yang dikumpulkan dan dibakar, berapa banyak air yang digunakan untuk memproduksi mekanik atau listrik. energi). Beberapa ahli memperkirakan bahwa energi non-komersial tersebut menyumbang seperlima dari semua energi yang digunakan. Tapi kalaupun ini benar, maka total energi yang dikonsumsi umat manusia sepanjang tahun hanya kira-kira sepertujuh ribu energi matahari yang menghantam permukaan bumi pada periode yang sama.

Di negara maju, seperti Amerika Serikat, konsumsi energi sekitar 25 triliun (2,5 x 1013) kWh per tahun, yang setara dengan lebih dari 260 kWh per orang per hari. Ini setara dengan menjalankan lebih dari 100 lampu pijar 100W setiap hari selama sehari penuh. Rata-rata warga AS mengkonsumsi energi 33 kali lebih banyak daripada orang India, 13 kali lebih banyak daripada orang Cina, dua setengah kali lebih banyak daripada orang Jepang, dan dua kali lebih banyak daripada orang Swedia.

Jumlah energi matahari yang mencapai permukaan bumi berkali-kali lipat lebih besar daripada konsumsinya, bahkan di negara-negara seperti Amerika Serikat, di mana konsumsi energinya sangat besar. Jika hanya 1% dari wilayah negara yang digunakan untuk memasang peralatan surya (panel fotovoltaik atau sistem air panas surya) yang beroperasi dengan efisiensi 10%, maka AS akan dipasok sepenuhnya dengan energi. Hal yang sama dapat dikatakan tentang semua negara maju lainnya. Namun, dalam arti tertentu, ini tidak realistis - pertama, karena tingginya biaya sistem fotovoltaik, dan kedua, tidak mungkin untuk menutupi area yang begitu luas dengan peralatan surya tanpa merusak ekosistem. Tapi prinsip itu sendiri benar.

Dimungkinkan untuk menutupi area yang sama dengan menyebarkan instalasi di atap bangunan, di rumah, di sepanjang tepi jalan, di sebidang tanah yang telah ditentukan, dll. Selain itu, di banyak negara sudah lebih dari 1% lahan dialokasikan untuk ekstraksi, konversi, produksi dan transportasi energi. Dan, karena sebagian besar energi ini tidak terbarukan pada skala keberadaan manusia, produksi energi semacam ini jauh lebih berbahaya bagi lingkungan daripada tata surya.

Sumber panas. Energi panas memainkan peran yang menentukan dalam kehidupan atmosfer. Sumber utama energi ini adalah Matahari. Adapun radiasi termal Bulan, planet dan bintang, sangat diabaikan untuk Bumi sehingga dalam praktiknya tidak dapat diperhitungkan. Jauh lebih banyak energi panas disediakan oleh panas internal Bumi. Menurut perhitungan ahli geofisika, masuknya panas yang konstan dari perut bumi meningkatkan suhu permukaan bumi sebesar 0,1. Tetapi masuknya panas seperti itu masih sangat kecil sehingga tidak perlu memperhitungkannya juga. Dengan demikian, hanya Matahari yang dapat dianggap sebagai satu-satunya sumber energi panas di permukaan bumi.

Radiasi sinar matahari. Matahari, yang memiliki suhu fotosfer (permukaan pancaran) sekitar 6000 °, memancarkan energi ke ruang angkasa ke segala arah. Bagian dari energi ini dalam bentuk pancaran sinar matahari paralel yang sangat besar mengenai Bumi. Energi matahari yang sampai ke permukaan bumi dalam bentuk pancaran sinar matahari langsung disebut radiasi matahari langsung. Tetapi tidak semua radiasi matahari yang diarahkan ke Bumi mencapai permukaan bumi, karena sinar matahari, yang melewati lapisan atmosfer yang kuat, sebagian diserap olehnya, sebagian dihamburkan oleh molekul dan partikel tersuspensi udara, sebagian dipantulkan oleh awan. Bagian energi matahari yang hilang di atmosfer disebut radiasi yang tersebar. Radiasi matahari yang tersebar merambat di atmosfer dan mencapai permukaan bumi. Kami menganggap jenis radiasi ini sebagai siang hari yang seragam, ketika Matahari benar-benar tertutup oleh awan atau baru saja menghilang di bawah cakrawala.

Radiasi matahari langsung dan menyebar, mencapai permukaan bumi, tidak sepenuhnya diserap olehnya. Bagian dari radiasi matahari dipantulkan dari permukaan bumi kembali ke atmosfer dan ada dalam bentuk aliran sinar, yang disebut radiasi matahari yang dipantulkan.

Komposisi radiasi matahari sangat kompleks, yang berhubungan dengan suhu permukaan radiasi matahari yang sangat tinggi. Secara konvensional, menurut panjang gelombang, spektrum radiasi matahari dibagi menjadi tiga bagian: ultraviolet (<0,4<μ видимую глазом (η dari 0,4μ hingga 0,76μ) dan inframerah (η >0,76μ). Selain suhu fotosfer matahari, komposisi radiasi matahari di dekat permukaan bumi juga dipengaruhi oleh penyerapan dan penghamburan sebagian sinar matahari saat melewati selubung udara bumi. Dalam hal ini, komposisi radiasi matahari di batas atas atmosfer dan di dekat permukaan bumi akan berbeda. Berdasarkan perhitungan dan pengamatan teoretis, telah ditetapkan bahwa pada batas atmosfer, radiasi ultraviolet menyumbang 5%, sinar tampak - 52% dan inframerah - 43%. Di permukaan bumi (pada ketinggian Matahari 40 °), sinar ultraviolet hanya 1%, terlihat - 40%, dan inframerah - 59%.

Intensitas radiasi matahari. Di bawah intensitas radiasi matahari langsung, pahami jumlah panas dalam kalori yang diterima dalam 1 menit. dari energi radiasi Matahari oleh permukaan dalam 1 cm2, ditempatkan tegak lurus terhadap matahari.

Untuk mengukur intensitas radiasi matahari langsung, instrumen khusus digunakan - aktinometer dan pireliometer; jumlah radiasi yang tersebar ditentukan oleh piranometer. Perekaman otomatis durasi aksi radiasi matahari dilakukan oleh aktinograf dan heliograf. Intensitas spektral radiasi matahari ditentukan oleh spektrobolograf.

Pada batas atmosfer, di mana efek penyerapan dan hamburan dari selubung udara bumi dikecualikan, intensitas radiasi matahari langsung kira-kira 2 kotoran untuk 1 cm 2 permukaan dalam 1 menit. Nilai ini disebut konstanta matahari. Intensitas radiasi matahari dalam 2 kotoran untuk 1 cm 2 dalam 1 menit. memberikan panas yang sangat besar sepanjang tahun sehingga cukup untuk melelehkan lapisan es 35 m tebal, jika lapisan tersebut menutupi seluruh permukaan bumi.

Berbagai pengukuran intensitas radiasi matahari memberikan alasan untuk percaya bahwa jumlah energi matahari yang datang ke batas atas atmosfer bumi mengalami fluktuasi dalam jumlah beberapa persen. Osilasi yang periodik dan non-periodik, tampaknya terkait dengan proses yang terjadi pada Matahari itu sendiri.

Selain itu, beberapa perubahan intensitas radiasi matahari terjadi sepanjang tahun karena Bumi dalam rotasi tahunannya tidak bergerak dalam lingkaran, tetapi dalam elips, di salah satu fokusnya adalah Matahari. Dalam hal ini, jarak dari Bumi ke Matahari berubah dan, akibatnya, ada fluktuasi intensitas radiasi matahari. Intensitas terbesar diamati sekitar 3 Januari, ketika Bumi paling dekat dengan Matahari, dan terkecil sekitar 5 Juli, ketika Bumi berada pada jarak maksimumnya dari Matahari.

Untuk alasan ini, fluktuasi intensitas radiasi matahari sangat kecil dan hanya dapat menarik secara teoritis. (Jumlah energi pada jarak maksimum terkait dengan jumlah energi pada jarak minimum, seperti 100:107, yaitu perbedaannya dapat diabaikan sepenuhnya.)

Kondisi untuk iradiasi permukaan bola dunia. Bentuk Bumi yang bulat saja sudah mengarah pada fakta bahwa energi pancaran Matahari terdistribusi sangat tidak merata di permukaan bumi. Jadi, pada hari-hari ekuinoks musim semi dan musim gugur (21 Maret dan 23 September), hanya di khatulistiwa pada siang hari, sudut datang sinar akan menjadi 90 ° (Gbr. 30), dan saat mendekati kutub, itu akan berkurang dari 90 menjadi 0 °. Lewat sini,

jika di khatulistiwa jumlah radiasi yang diterima diambil sebagai 1, maka pada paralel ke-60 akan dinyatakan sebagai 0,5, dan di kutub akan sama dengan 0.

Bola dunia, di samping itu, memiliki gerakan harian dan tahunan, dan sumbu bumi dimiringkan ke bidang orbit sebesar 66 °.5. Karena kemiringan ini, sudut 23 ° 30 g terbentuk antara bidang khatulistiwa dan bidang orbit.Keadaan ini mengarah pada fakta bahwa sudut datang sinar matahari untuk garis lintang yang sama akan bervariasi dalam 47 ° (23,5 + 23,5) .

Bergantung pada waktu dalam setahun, tidak hanya sudut datangnya sinar yang berubah, tetapi juga durasi iluminasi. Jika di negara tropis sepanjang tahun durasi siang dan malam kurang lebih sama, maka di negara kutub, sebaliknya, sangat berbeda. Misalnya, pada 70 ° LU. SH. di musim panas, Matahari tidak terbenam selama 65 hari, pada 80 ° LU. sh.- 134, dan di kutub -186. Karena itu, di Kutub Utara, radiasi pada hari titik balik matahari musim panas (22 Juni) 36% lebih banyak daripada di khatulistiwa. Adapun seluruh setengah tahun musim panas, jumlah total panas dan cahaya yang diterima oleh kutub hanya 17% lebih sedikit daripada di khatulistiwa. Jadi, di musim panas di negara-negara kutub, durasi iluminasi sebagian besar mengkompensasi kurangnya radiasi, yang merupakan konsekuensi dari sudut datang sinar yang kecil. Pada paruh musim dingin tahun ini, gambarannya sama sekali berbeda: jumlah radiasi di Kutub Utara yang sama akan menjadi 0. Akibatnya, jumlah rata-rata radiasi di kutub adalah 2,4 kali lebih sedikit daripada di khatulistiwa. Dari semua yang telah dikatakan, dapat disimpulkan bahwa jumlah energi matahari yang diterima bumi melalui radiasi ditentukan oleh sudut datangnya sinar dan lamanya penyinaran.

Dengan tidak adanya atmosfer pada garis lintang yang berbeda, permukaan bumi akan menerima jumlah panas berikut per hari, dinyatakan dalam kalori per 1 cm 2(lihat tabel di halaman 92).

Distribusi radiasi di atas permukaan bumi yang diberikan dalam tabel biasa disebut iklim matahari. Kami ulangi bahwa kami memiliki distribusi radiasi seperti itu hanya di batas atas atmosfer.

Redaman radiasi matahari di atmosfer. Sejauh ini, kita telah berbicara tentang kondisi distribusi panas matahari di atas permukaan bumi, tanpa memperhitungkan atmosfer. Sementara itu, suasana dalam hal ini sangat penting. Radiasi matahari, melewati atmosfer, mengalami dispersi dan, di samping itu, penyerapan. Kedua proses ini bersama-sama melemahkan radiasi matahari untuk sebagian besar.

Sinar matahari, melewati atmosfer, pertama-tama mengalami hamburan (difusi). Hamburan diciptakan oleh fakta bahwa sinar cahaya, pembiasan dan pemantulan dari molekul udara dan partikel benda padat dan cair di udara, menyimpang dari jalur langsung. ke benar-benar "menyebar".

Hamburan sangat melemahkan radiasi matahari. Dengan peningkatan jumlah uap air dan terutama partikel debu, dispersi meningkat dan radiasi melemah. Di kota-kota besar dan daerah gurun, di mana kandungan debu di udara paling besar, dispersi melemahkan kekuatan radiasi sebesar 30-45%. Berkat hamburan, siang hari diperoleh, yang menerangi objek, bahkan jika sinar matahari tidak langsung mengenainya. Hamburan menentukan warna langit.

Sekarang mari kita membahas kemampuan atmosfer untuk menyerap energi pancaran Matahari. Gas-gas utama yang membentuk atmosfer menyerap energi pancaran relatif sangat sedikit. Kotoran (uap air, ozon, karbon dioksida dan debu), sebaliknya, dibedakan oleh kapasitas penyerapan yang tinggi.

Di troposfer, campuran yang paling signifikan adalah uap air. Mereka menyerap terutama inframerah kuat (gelombang panjang), yaitu, sebagian besar sinar termal. Dan semakin banyak uap air di atmosfer, semakin banyak dan alami. penyerapan. Jumlah uap air di atmosfer mengalami perubahan besar. Dalam kondisi alami, bervariasi dari 0,01 hingga 4% (berdasarkan volume).

Ozon sangat menyerap. Campuran ozon yang signifikan, seperti yang telah disebutkan, ada di lapisan bawah stratosfer (di atas tropopause). Ozon menyerap sinar ultraviolet (gelombang pendek) hampir sepenuhnya.

Karbon dioksida juga sangat menyerap. Ini menyerap terutama gelombang panjang, yaitu, sebagian besar sinar termal.

Debu di udara juga menyerap sebagian radiasi matahari. Pemanasan di bawah aksi sinar matahari, secara signifikan dapat meningkatkan suhu udara.

Dari jumlah total energi matahari yang datang ke Bumi, atmosfer hanya menyerap sekitar 15%.

Redaman radiasi matahari oleh hamburan dan penyerapan oleh atmosfer sangat berbeda untuk garis lintang yang berbeda dari Bumi. Perbedaan ini terutama tergantung pada sudut datang sinar. Pada posisi zenith Matahari, sinar yang jatuh secara vertikal melintasi atmosfer dengan cara terpendek. Ketika sudut datang berkurang, jalur sinar memanjang dan redaman radiasi matahari menjadi lebih signifikan. Yang terakhir terlihat jelas dari gambar (Gbr. 31) dan tabel terlampir (dalam tabel, jalur sinar matahari pada posisi zenith Matahari diambil sebagai satu kesatuan).

Bergantung pada sudut datang sinar, tidak hanya jumlah sinar yang berubah, tetapi juga kualitasnya. Selama periode ketika Matahari berada di puncaknya (di atas kepala), sinar ultraviolet mencapai 4%,

terlihat - 44% dan inframerah - 52%. Pada posisi Matahari, tidak ada sinar ultraviolet sama sekali di ufuk, tampak 28% dan inframerah 72%.

Kompleksitas pengaruh atmosfer terhadap radiasi matahari diperparah oleh fakta bahwa kapasitas transmisinya sangat bervariasi tergantung pada waktu tahun dan kondisi cuaca. Jadi, jika langit tetap tidak berawan sepanjang waktu, maka perjalanan tahunan masuknya radiasi matahari pada garis lintang yang berbeda dapat dinyatakan secara grafis sebagai berikut (Gbr. 32) Terlihat jelas dari gambar bahwa dengan langit tak berawan di Moskow pada tahun Mei, Juni dan Juli radiasi matahari akan menghasilkan lebih dari di khatulistiwa. Demikian pula, pada paruh kedua Mei, pada Juni dan paruh pertama Juli, lebih banyak panas akan dihasilkan di Kutub Utara daripada di khatulistiwa dan di Moskow. Kami ulangi bahwa ini akan menjadi kasus dengan langit tak berawan. Tetapi pada kenyataannya, ini tidak berhasil, karena tutupan awan secara signifikan melemahkan radiasi matahari. Mari kita berikan contoh yang ditunjukkan pada grafik (Gbr. 33). Grafik menunjukkan berapa banyak radiasi matahari yang tidak mencapai permukaan bumi: sebagian besar disimpan oleh atmosfer dan awan.

Namun, harus dikatakan bahwa panas yang diserap awan sebagian untuk menghangatkan atmosfer, dan sebagian lagi secara tidak langsung mencapai permukaan bumi.

Kursus harian dan tahunan intensitas solradiasi malam. Intensitas radiasi matahari langsung di dekat permukaan bumi tergantung pada ketinggian Matahari di atas cakrawala dan pada keadaan atmosfer (pada kandungan debunya). Jika. transparansi atmosfer pada siang hari adalah konstan, maka intensitas maksimum radiasi matahari akan diamati pada siang hari, dan minimum - saat matahari terbit dan terbenam. Dalam hal ini, grafik perjalanan intensitas radiasi matahari harian akan simetris terhadap setengah hari.

Kandungan debu, uap air, dan kotoran lainnya di atmosfer terus berubah. Dalam hal ini, transparansi perubahan udara dan simetri grafik jalannya intensitas radiasi matahari dilanggar. Seringkali, terutama di musim panas, pada tengah hari, ketika permukaan bumi sangat panas, arus udara naik yang kuat terjadi, dan jumlah uap air dan debu di atmosfer meningkat. Hal ini menyebabkan penurunan radiasi matahari yang signifikan pada siang hari; intensitas radiasi maksimum dalam hal ini diamati pada jam-jam sebelum siang atau sore hari. Kursus tahunan intensitas radiasi matahari juga dikaitkan dengan perubahan ketinggian Matahari di atas cakrawala sepanjang tahun dan dengan keadaan transparansi atmosfer di musim yang berbeda. Di negara-negara belahan bumi utara, ketinggian Matahari terbesar di atas cakrawala terjadi pada bulan Juni. Tetapi pada saat yang sama, debu atmosfer terbesar juga diamati. Oleh karena itu, intensitas maksimum biasanya terjadi bukan pada pertengahan musim panas, tetapi pada bulan-bulan musim semi, ketika Matahari terbit cukup tinggi * di atas cakrawala, dan atmosfer setelah musim dingin relatif bersih. Untuk mengilustrasikan perjalanan tahunan intensitas radiasi matahari di belahan bumi utara, kami menyajikan data nilai bulanan rata-rata intensitas radiasi tengah hari di Pavlovsk.

Jumlah panas dari radiasi matahari. Permukaan bumi pada siang hari terus menerus menerima panas dari radiasi matahari langsung dan difus atau hanya dari radiasi difus (pada cuaca mendung). Nilai panas harian ditentukan berdasarkan pengamatan aktinometrik: dengan memperhitungkan jumlah radiasi langsung dan difus yang telah memasuki permukaan bumi. Setelah menentukan jumlah panas untuk setiap hari, jumlah panas yang diterima oleh permukaan bumi per bulan atau per tahun juga dihitung.

Jumlah panas harian yang diterima oleh permukaan bumi dari radiasi matahari tergantung pada intensitas radiasi dan durasi kerjanya di siang hari. Dalam hal ini, masuknya panas minimum terjadi di musim dingin, dan maksimum di musim panas. Dalam distribusi geografis radiasi total di seluruh dunia, peningkatannya diamati dengan penurunan garis lintang daerah tersebut. Posisi ini dikonfirmasi oleh tabel berikut.

Peran radiasi langsung dan difus dalam jumlah tahunan panas yang diterima oleh permukaan bumi pada garis lintang yang berbeda di dunia tidak sama. Di lintang tinggi, radiasi difus mendominasi dalam jumlah panas tahunan. Dengan penurunan garis lintang, nilai dominan beralih ke radiasi matahari langsung. Jadi, misalnya, di Teluk Tikhaya, radiasi matahari yang menyebar memberikan 70% dari jumlah panas tahunan, dan radiasi langsung hanya 30%. Di Tashkent, sebaliknya, radiasi matahari langsung memberikan 70%, menyebar hanya 30%.

Reflektivitas Bumi. Albedo. Seperti yang telah disebutkan, permukaan bumi hanya menyerap sebagian energi matahari yang datang kepadanya dalam bentuk radiasi langsung dan difus. Bagian lain dipantulkan ke atmosfer. Rasio jumlah radiasi matahari yang dipantulkan oleh permukaan tertentu dengan jumlah fluks energi radiasi yang datang pada permukaan ini disebut albedo. Albedo dinyatakan sebagai persentase dan mencirikan reflektifitas area permukaan tertentu.

Albedo tergantung pada sifat permukaan (sifat tanah, keberadaan salju, vegetasi, air, dll.) dan pada sudut datang sinar matahari di permukaan bumi. Jadi, misalnya, jika sinar jatuh di permukaan bumi dengan sudut 45 °, maka:

Dari contoh di atas, terlihat bahwa reflektifitas berbagai benda tidak sama. Itu paling dekat salju dan paling tidak dekat air. Namun, contoh yang kami ambil hanya mengacu pada kasus-kasus di mana ketinggian Matahari di atas cakrawala adalah 45°. Ketika sudut ini berkurang, reflektifitas meningkat. Jadi, misalnya, pada ketinggian Matahari pada 90 °, air hanya memantulkan 2%, pada 50 ° - 4%, pada 20 ° -12%, pada 5 ° - 35-70% (tergantung pada keadaan matahari). permukaan air).

Rata-rata, dengan langit tak berawan, permukaan bumi memantulkan 8% radiasi matahari. Selain itu, 9% mencerminkan atmosfer. Dengan demikian, bola dunia secara keseluruhan, dengan langit tak berawan, memantulkan 17% energi pancaran Matahari yang jatuh di atasnya. Jika langit tertutup awan, maka 78% radiasi dipantulkan dari mereka. Jika kita mengambil kondisi alam, berdasarkan rasio antara langit yang tidak berawan dan langit yang tertutup awan, yang diamati dalam kenyataan, maka reflektifitas Bumi secara keseluruhan adalah 43%.

Radiasi terestrial dan atmosfer. Bumi, yang menerima energi matahari, memanas dan dengan sendirinya menjadi sumber radiasi panas ke ruang dunia. Namun, sinar yang dipancarkan oleh permukaan bumi berbeda tajam dengan sinar matahari. Bumi hanya memancarkan gelombang panjang (λ 8-14 ) sinar inframerah (termal) yang tidak terlihat. Energi yang dipancarkan oleh permukaan bumi disebut radiasi bumi. Radiasi bumi terjadi dan. siang dan malam. Intensitas radiasi semakin besar, semakin tinggi suhu tubuh yang memancar. Radiasi terestrial ditentukan dalam satuan yang sama dengan radiasi matahari, yaitu dalam kalori dari 1 cm 2 permukaan dalam 1 menit. Pengamatan telah menunjukkan bahwa besarnya radiasi terestrial kecil. Biasanya mencapai 15-18 perseratus kalori. Tapi, bertindak terus menerus, itu bisa memberikan efek termal yang signifikan.

Radiasi terestrial terkuat diperoleh dengan langit tak berawan dan transparansi atmosfer yang baik. Kekeruhan (terutama awan rendah) secara signifikan mengurangi radiasi terestrial dan seringkali membuatnya menjadi nol. Di sini kita dapat mengatakan bahwa atmosfer, bersama dengan awan, adalah "selimut" yang baik yang melindungi Bumi dari pendinginan yang berlebihan. Bagian atmosfer, seperti area permukaan bumi, memancarkan energi sesuai dengan suhunya. Energi ini disebut radiasi atmosfer. Intensitas radiasi atmosfer tergantung pada suhu bagian atmosfer yang memancar, serta pada jumlah uap air dan karbon dioksida yang terkandung di udara. Radiasi atmosfer termasuk dalam kelompok radiasi gelombang panjang. Itu menyebar di atmosfer ke segala arah; sebagian mencapai permukaan bumi dan diserap olehnya, sebagian lagi masuk ke ruang antarplanet.

HAI pemasukan dan pengeluaran energi matahari di bumi. Permukaan bumi, di satu sisi, menerima energi matahari dalam bentuk radiasi langsung dan menyebar, dan di sisi lain, kehilangan sebagian energi ini dalam bentuk radiasi terestrial. Sebagai hasil dari kedatangan dan konsumsi energi matahari, diperoleh beberapa hasil. Dalam beberapa kasus, hasil ini bisa positif, dalam kasus lain negatif. Mari kita beri contoh keduanya.

8 Januari Hari tidak berawan. untuk 1 cm 2 permukaan bumi yang diterima per hari 20 kotoran radiasi matahari langsung dan 12 kotoran radiasi tersebar; secara total, sehingga menerima 32 kal. Selama waktu yang sama, karena radiasi 1 cm? permukaan bumi hilang 202 kal. Alhasil, dalam bahasa akuntansi, terjadi kerugian sebesar 170 . kotoran(saldo negatif).

6 Juli Langit hampir tidak berawan. 630 diterima dari radiasi matahari langsung kal, dari radiasi hamburan 46 kal. Secara total, oleh karena itu, permukaan bumi menerima 1 cm 2 676 kal. 173 hilang oleh radiasi terestrial kal. Dalam laba neraca pada 503 kotoran(keseimbangan positif).

Dari contoh di atas, antara lain, cukup jelas mengapa di daerah beriklim sedang dingin di musim dingin dan hangat di musim panas.

Pemanfaatan radiasi matahari untuk keperluan teknis dan domestik. Radiasi matahari adalah sumber energi alami yang tidak ada habisnya. Besarnya energi matahari di Bumi dapat dinilai dengan contoh berikut: jika, misalnya, kita menggunakan panas radiasi matahari, yang jatuh hanya pada 1/10 luas USSR, maka kita bisa mendapatkan energi yang sama untuk pekerjaan 30 ribu Dneproges.

Orang-orang telah lama berusaha menggunakan energi bebas radiasi matahari untuk kebutuhan mereka. Sampai saat ini, banyak instalasi surya yang berbeda telah dibuat yang beroperasi pada penggunaan radiasi matahari dan banyak digunakan dalam industri dan untuk memenuhi kebutuhan rumah tangga penduduk. Di wilayah selatan Uni Soviet, pemanas air tenaga surya, ketel, pabrik desalinasi air asin, pengering surya (untuk mengeringkan buah), dapur, pemandian, rumah kaca, dan peralatan untuk keperluan medis beroperasi berdasarkan penggunaan radiasi matahari secara luas di industri dan utilitas publik. Radiasi matahari banyak digunakan di resor untuk perawatan dan promosi kesehatan masyarakat.

- Sumber-

Polvinkin, A.A. Dasar-dasar geografi umum / A.A. Polovinkin.- M.: Rumah Penerbitan Pendidikan dan Pedagogis Negara Kementerian Pendidikan RSFSR, 1958.- 482 hal.

Tampilan Postingan: 312

KULIAH 2.

RADIASI SINAR MATAHARI.

Rencana:

1. Nilai radiasi matahari bagi kehidupan di Bumi.

2. Jenis radiasi matahari.

3. Komposisi spektrum radiasi matahari.

4. Penyerapan dan dispersi radiasi.

5.PAR (radiasi aktif fotosintesis).

6. Keseimbangan radiasi.

1. Sumber energi utama di bumi bagi semua makhluk hidup (tumbuhan, hewan dan manusia) adalah energi matahari.

Matahari adalah bola gas dengan radius 695300 km. Jari-jari Matahari 109 kali lebih besar dari jari-jari Bumi (khatulistiwa 6378,2 km, kutub 6356,8 km). Matahari terutama terdiri dari hidrogen (64%) dan helium (32%). Sisanya hanya 4% dari massanya.

Energi matahari merupakan syarat utama bagi keberadaan biosfer dan salah satu faktor pembentuk iklim utama. Karena energi Matahari, massa udara di atmosfer terus bergerak, yang memastikan kekonstanan komposisi gas atmosfer. Di bawah aksi radiasi matahari, sejumlah besar air menguap dari permukaan reservoir, tanah, tanaman. Uap air yang dibawa oleh angin dari samudera dan lautan ke benua merupakan sumber utama presipitasi untuk daratan.

Energi matahari merupakan kondisi yang sangat diperlukan bagi keberadaan tanaman hijau, yang mengubah energi matahari menjadi zat organik berenergi tinggi selama fotosintesis.

Pertumbuhan dan perkembangan tumbuhan merupakan proses asimilasi dan pengolahan energi matahari, oleh karena itu, produksi pertanian hanya dimungkinkan jika energi matahari mencapai permukaan bumi. Ilmuwan Rusia menulis: “Beri juru masak terbaik sebanyak mungkin udara segar, sinar matahari, seluruh sungai air bersih yang Anda suka, minta dia untuk menyiapkan gula, pati, lemak, dan biji-bijian dari semua ini, dan dia akan berpikir bahwa Anda sedang tertawa. padanya. Tetapi apa yang tampaknya benar-benar fantastis bagi seseorang dilakukan tanpa hambatan di daun hijau tanaman di bawah pengaruh energi Matahari. Diperkirakan bahwa 1 sq. satu meter daun per jam menghasilkan satu gram gula. Karena kenyataan bahwa Bumi dikelilingi oleh lapisan atmosfer yang terus menerus, sinar matahari, sebelum mencapai permukaan bumi, melewati seluruh ketebalan atmosfer, yang sebagian memantulkannya, sebagian menyebar, mis. dan kualitas sinar matahari yang masuk ke permukaan bumi. Organisme hidup sensitif terhadap perubahan intensitas pencahayaan yang diciptakan oleh radiasi matahari. Karena respons yang berbeda terhadap intensitas cahaya, semua bentuk vegetasi dibagi menjadi yang menyukai cahaya dan tahan naungan. Penerangan yang tidak memadai pada tanaman menyebabkan, misalnya, diferensiasi yang lemah dari jaringan jerami tanaman biji-bijian. Akibatnya, kekuatan dan elastisitas jaringan menurun, yang sering kali menyebabkan tanaman rebah. Pada tanaman jagung yang menebal, karena rendahnya penerangan oleh radiasi matahari, pembentukan tongkol pada tanaman melemah.

Radiasi matahari mempengaruhi komposisi kimia produk pertanian. Misalnya, kandungan gula bit dan buah-buahan, kandungan protein dalam biji-bijian gandum secara langsung tergantung pada jumlah hari yang cerah. Jumlah minyak dalam biji bunga matahari, rami juga meningkat dengan meningkatnya kedatangan radiasi matahari.

Penerangan bagian udara tanaman secara signifikan mempengaruhi penyerapan nutrisi oleh akar. Di bawah pencahayaan rendah, transfer asimilat ke akar melambat, dan sebagai akibatnya, proses biosintetik yang terjadi pada sel tumbuhan terhambat.

Penerangan juga mempengaruhi munculnya, penyebaran dan perkembangan penyakit tanaman. Masa infeksi terdiri dari dua fase, berbeda satu sama lain dalam menanggapi faktor cahaya. Yang pertama - perkecambahan spora yang sebenarnya dan penetrasi prinsip infeksi ke dalam jaringan kultur yang terkena - dalam banyak kasus tidak tergantung pada keberadaan dan intensitas cahaya. Yang kedua - setelah perkecambahan spora - paling aktif dalam kondisi cahaya tinggi.

Efek positif cahaya juga mempengaruhi laju perkembangan patogen pada tanaman inang. Ini terutama terlihat pada jamur karat. Semakin banyak cahaya, semakin pendek masa inkubasi untuk karat garis gandum, karat kuning jelai, rami dan karat kacang, dll. Dan ini meningkatkan jumlah generasi jamur dan meningkatkan intensitas infeksi. Kesuburan meningkat pada patogen ini di bawah kondisi cahaya yang intens.

Beberapa penyakit berkembang paling aktif dalam cahaya rendah, yang menyebabkan melemahnya tanaman dan penurunan ketahanannya terhadap penyakit (agen penyebab berbagai jenis busuk, terutama tanaman sayuran).

Durasi pencahayaan dan tanaman. Irama radiasi matahari (pergantian bagian terang dan gelap hari) adalah faktor lingkungan yang paling stabil dan berulang dari tahun ke tahun. Sebagai hasil dari penelitian bertahun-tahun, ahli fisiologi telah menetapkan ketergantungan transisi tanaman ke perkembangan generatif pada rasio tertentu dari panjang siang dan malam. Dalam hal ini, kultur menurut reaksi fotoperiodik dapat diklasifikasikan ke dalam kelompok: hari yang singkat yang perkembangannya tertunda pada panjang hari lebih dari 10 jam. Hari yang pendek mendorong pembentukan bunga, sedangkan hari yang panjang mencegahnya. Tanaman tersebut termasuk kedelai, beras, millet, sorgum, jagung, dll;

hari yang panjang sampai jam 12-13, membutuhkan penerangan jangka panjang untuk perkembangannya. Perkembangannya semakin cepat ketika panjang hari sekitar 20 jam.Tanaman ini termasuk gandum hitam, gandum, gandum, rami, kacang polong, bayam, semanggi, dll .;

netral sehubungan dengan panjang hari, yang perkembangannya tidak tergantung pada panjang hari, misalnya, tomat, soba, kacang polong, rhubarb.

Telah ditetapkan bahwa dominasi komposisi spektral tertentu dalam fluks radiasi diperlukan untuk awal pembungaan tanaman. Tumbuhan hari pendek berkembang lebih cepat ketika radiasi maksimum jatuh pada sinar biru-ungu, dan tumbuhan hari panjang - pada sinar merah. Durasi bagian terang hari (panjang astronomi hari) tergantung pada waktu tahun dan garis lintang geografis. Di garis khatulistiwa, durasi hari sepanjang tahun adalah 12 jam ± 30 menit. Ketika bergerak dari ekuator ke kutub setelah vernal equinox (21,03), panjang hari bertambah ke utara dan berkurang ke selatan. Setelah ekuinoks musim gugur (23.09) distribusi panjang hari terbalik. Di Belahan Bumi Utara, 22 Juni adalah hari terpanjang, durasinya 24 jam di utara Lingkaran Arktik. Hari terpendek di Belahan Bumi Utara adalah 22 Desember, dan di luar Lingkaran Arktik pada bulan-bulan musim dingin, Matahari tidak naik di atas cakrawala sama sekali. Di garis lintang tengah, misalnya, di Moskow, panjang hari sepanjang tahun bervariasi dari 7 hingga 17,5 jam.

2. Jenis radiasi matahari.

Radiasi matahari terdiri dari tiga komponen: radiasi matahari langsung, tersebar dan total.

RADIASI SURYA LANGSUNGS- radiasi yang datang dari matahari ke atmosfer kemudian ke permukaan bumi dalam bentuk berkas sinar sejajar. Intensitasnya diukur dalam kalori per cm2 per menit. Itu tergantung pada ketinggian matahari dan keadaan atmosfer (awan, debu, uap air). Jumlah tahunan radiasi matahari langsung pada permukaan horizontal wilayah Wilayah Stavropol adalah 65-76 kkal/cm2/menit. Di permukaan laut, dengan posisi Matahari yang tinggi (musim panas, siang hari) dan transparansi yang baik, radiasi matahari langsung adalah 1,5 kkal / cm2 / menit. Ini adalah bagian panjang gelombang pendek dari spektrum. Ketika aliran radiasi matahari langsung melewati atmosfer, itu melemah karena penyerapan (sekitar 15%) dan hamburan (sekitar 25%) energi oleh gas, aerosol, awan.

Aliran radiasi matahari langsung yang jatuh pada permukaan horizontal disebut insolasi. S= S dosa hoadalah komponen vertikal dari radiasi matahari langsung.

S – jumlah panas yang diterima oleh permukaan tegak lurus terhadap balok ,

ho – tinggi Matahari, yaitu sudut yang dibentuk oleh sinar matahari dengan permukaan mendatar .

Pada batas atmosfer, intensitas radiasi matahari adalahJadi= 1,98 kkal/cm2/menit. - menurut perjanjian internasional tahun 1958. Ini disebut konstanta matahari. Ini akan berada di permukaan jika atmosfer benar-benar transparan.

Beras. 2.1. Lintasan sinar matahari di atmosfer pada ketinggian matahari yang berbeda

RADIASI TERSEBUTD – sebagian radiasi matahari sebagai hasil hamburan oleh atmosfer kembali ke angkasa, tetapi sebagian besar masuk ke bumi dalam bentuk radiasi hamburan. Radiasi hamburan maksimum + 1 kkal/cm2/menit. Tercatat di langit cerah, jika ada awan tinggi di atasnya. Di bawah langit berawan, spektrum radiasi yang tersebar mirip dengan matahari. Ini adalah bagian panjang gelombang pendek dari spektrum. Panjang gelombang 0,17-4 mikron.

RADIASI TOTALQ- terdiri dari radiasi difus dan langsung ke permukaan horizontal. Q= S+ D.

Rasio antara radiasi langsung dan difus dalam komposisi radiasi total tergantung pada ketinggian Matahari, kekeruhan dan polusi atmosfer, dan ketinggian permukaan di atas permukaan laut. Dengan peningkatan ketinggian Matahari, fraksi radiasi yang tersebar di langit yang tidak berawan berkurang. Semakin transparan atmosfer dan semakin tinggi Matahari, semakin kecil proporsi radiasi yang tersebar. Dengan awan padat terus menerus, radiasi total seluruhnya terdiri dari radiasi yang tersebar. Di musim dingin, karena pantulan radiasi dari lapisan salju dan hamburan sekundernya di atmosfer, proporsi radiasi yang tersebar dalam komposisi total meningkat secara nyata.

Cahaya dan panas yang diterima tumbuhan dari matahari merupakan hasil dari aksi radiasi matahari total. Oleh karena itu, data jumlah radiasi yang diterima permukaan per hari, bulan, musim tanam, dan tahun sangat penting untuk pertanian.

radiasi matahari yang dipantulkan. Albedo. Radiasi total yang telah mencapai permukaan bumi, sebagian dipantulkan darinya, menciptakan radiasi matahari yang dipantulkan (RK), diarahkan dari permukaan bumi ke atmosfer. Nilai radiasi pantul sangat tergantung pada sifat dan kondisi permukaan pantul: warna, kekasaran, kelembaban, dll. Reflektifitas permukaan apa pun dapat dicirikan oleh albedonya (Ak), yang dipahami sebagai rasio radiasi matahari yang dipantulkan untuk total. Albedo biasanya dinyatakan sebagai persentase:

Pengamatan menunjukkan bahwa albedo dari berbagai permukaan bervariasi dalam batas yang relatif sempit (10...30%), dengan pengecualian salju dan air.

Albedo tergantung pada kelembaban tanah, dengan peningkatan yang menurun, yang penting dalam proses mengubah rezim termal bidang irigasi. Karena penurunan albedo, ketika tanah dibasahi, radiasi yang diserap meningkat. Albedo dari berbagai permukaan memiliki variasi harian dan tahunan yang jelas, karena ketergantungan albedo pada ketinggian Matahari. Nilai albedo terendah diamati sekitar tengah hari, dan sepanjang tahun - di musim panas.

Radiasi Bumi sendiri dan radiasi lawan dari atmosfer. Radiasi yang efisien. Permukaan bumi sebagai benda fisik dengan suhu di atas nol mutlak (-273°C) merupakan sumber radiasi yang disebut dengan radiasi bumi sendiri (E3). Ini diarahkan ke atmosfer dan hampir sepenuhnya diserap oleh uap air, tetesan air dan karbon dioksida yang terkandung di udara. Radiasi bumi tergantung pada suhu permukaannya.

Atmosfer, menyerap sejumlah kecil radiasi matahari dan hampir semua energi yang dipancarkan oleh permukaan bumi, memanas dan, pada gilirannya, juga memancarkan energi. Sekitar 30% dari radiasi atmosfer masuk ke luar angkasa, dan sekitar 70% datang ke permukaan bumi dan disebut kontra radiasi atmosfer (Ea).

Jumlah energi yang dipancarkan oleh atmosfer berbanding lurus dengan suhu, kandungan karbon dioksida, ozon, dan tutupan awan.

Permukaan bumi menyerap radiasi tandingan ini hampir seluruhnya (sebesar 90...99%). Dengan demikian, ia merupakan sumber panas yang penting bagi permukaan bumi selain radiasi matahari yang diserap. Pengaruh atmosfer pada rezim termal Bumi ini disebut rumah kaca atau efek rumah kaca karena analogi eksternal dengan aksi kacamata di rumah kaca dan rumah kaca. Sumur kaca mentransmisikan sinar matahari, yang memanaskan tanah dan tanaman, tetapi menunda radiasi termal dari tanah dan tanaman yang dipanaskan.

Perbedaan antara radiasi permukaan bumi sendiri dan radiasi lawan di atmosfer disebut radiasi efektif: Eef.

Eef = E3-Ea

Pada malam yang cerah dan sedikit berawan, radiasi efektif jauh lebih besar daripada pada malam berawan, oleh karena itu, pendinginan permukaan bumi pada malam hari juga lebih besar. Pada siang hari, itu diblokir oleh radiasi total yang diserap, akibatnya suhu permukaan naik. Pada saat yang sama, radiasi efektif juga meningkat. Permukaan bumi di garis lintang tengah kehilangan 70...140 W/m2 karena radiasi efektif, yang kira-kira setengah dari jumlah panas yang diterimanya dari penyerapan radiasi matahari.

3. Komposisi spektral radiasi.

Matahari sebagai sumber radiasi memiliki berbagai macam gelombang yang dipancarkan. Fluks energi radiasi sepanjang panjang gelombang secara kondisional dibagi menjadi: gelombang pendek (X < 4 мкм) и длинноволновую (А. >4 m) radiasi. Spektrum radiasi matahari pada batas atmosfer bumi praktis antara panjang gelombang 0,17 dan 4 mikron, dan radiasi terestrial dan atmosfer - dari 4 hingga 120 mikron. Akibatnya, fluks radiasi matahari (S, D, RK) mengacu pada radiasi gelombang pendek, dan radiasi Bumi (£ 3) dan atmosfer (Ea) - untuk radiasi gelombang panjang.

Spektrum radiasi matahari dapat dibagi menjadi tiga bagian yang berbeda secara kualitatif: ultraviolet (Y< 0,40 мкм), ви­димую (0,40 мкм < Y < 0,75 m) dan inframerah (0,76 m < kamu < 4 mikron). Sebelum bagian ultraviolet dari spektrum radiasi matahari terletak radiasi sinar-X, dan di luar inframerah - emisi radio Matahari. Pada batas atas atmosfer, bagian spektrum ultraviolet menyumbang sekitar 7% energi radiasi matahari, 46% energi tampak dan 47% energi inframerah.

Radiasi yang dipancarkan oleh bumi dan atmosfer disebut radiasi infra merah jauh.

Efek biologis dari berbagai jenis radiasi pada tanaman berbeda. radiasi ultraviolet memperlambat proses pertumbuhan, tetapi mempercepat berlalunya tahapan pembentukan organ reproduksi pada tanaman.

Nilai radiasi inframerah, yang secara aktif diserap oleh air di daun dan batang tanaman, adalah efek termalnya, yang secara signifikan mempengaruhi pertumbuhan dan perkembangan tanaman.

radiasi infra merah jauh hanya menghasilkan efek termal pada tanaman. Pengaruhnya terhadap pertumbuhan dan perkembangan tanaman tidak signifikan.

Bagian yang terlihat dari spektrum matahari, pertama, menciptakan iluminasi. Kedua, apa yang disebut radiasi fisiologis (A, = 0,35 ... 0,75 m), yang diserap oleh pigmen daun, hampir bertepatan dengan wilayah radiasi yang terlihat (sebagian menangkap wilayah radiasi ultraviolet). Energinya memiliki peran penting dalam pengaturan dan energi dalam kehidupan tanaman. Dalam bagian spektrum ini, daerah radiasi aktif fotosintesis dibedakan.

4. Penyerapan dan hamburan radiasi di atmosfer.

Melewati atmosfer bumi, radiasi matahari dilemahkan karena penyerapan dan hamburan oleh gas atmosfer dan aerosol. Pada saat yang sama, komposisi spektralnya juga berubah. Pada ketinggian matahari yang berbeda dan ketinggian titik pengamatan yang berbeda di atas permukaan bumi, panjang lintasan yang ditempuh sinar matahari di atmosfer tidak sama. Dengan penurunan ketinggian, bagian ultraviolet dari radiasi berkurang sangat kuat, bagian yang terlihat berkurang sedikit, dan hanya sedikit bagian inframerah.

Hamburan radiasi di atmosfer terjadi terutama sebagai akibat dari fluktuasi terus menerus (fluktuasi) kepadatan udara di setiap titik di atmosfer, yang disebabkan oleh pembentukan dan penghancuran beberapa "cluster" (gumpalan) molekul gas atmosfer. Partikel aerosol juga menyebarkan radiasi matahari. Intensitas hamburan dicirikan oleh koefisien hamburan.

K = tambahkan rumus.

Intensitas hamburan tergantung pada jumlah partikel hamburan per satuan volume, pada ukuran dan sifatnya, dan juga pada panjang gelombang radiasi hamburan itu sendiri.

Sinar menyebar semakin kuat, semakin pendek panjang gelombang. Misalnya, sinar ungu menyebar 14 kali lebih banyak daripada sinar merah, yang menjelaskan warna biru langit. Seperti disebutkan di atas (lihat Bagian 2.2), radiasi matahari langsung yang melewati atmosfer sebagian dihamburkan. Di udara bersih dan kering, intensitas koefisien hamburan molekul mematuhi hukum Rayleigh:

k= s/kamu4 ,

di mana C adalah koefisien yang bergantung pada jumlah molekul gas per satuan volume; X adalah panjang gelombang yang dihamburkan.

Karena panjang gelombang jauh cahaya merah hampir dua kali panjang gelombang cahaya ungu, yang pertama dihamburkan oleh molekul udara 14 kali lebih kecil dari yang terakhir. Karena energi awal (sebelum hamburan) sinar ungu kurang dari biru dan biru, energi maksimum dalam cahaya yang tersebar (radiasi matahari hamburan) bergeser ke sinar biru-biru, yang menentukan warna biru langit. Dengan demikian, radiasi difus lebih kaya akan sinar yang aktif secara fotosintesis daripada radiasi langsung.

Di udara yang mengandung kotoran (tetesan air kecil, kristal es, partikel debu, dll.), hamburan adalah sama untuk semua area radiasi yang terlihat. Oleh karena itu, langit memperoleh warna keputihan (kabut muncul). Elemen awan (tetesan besar dan kristal) tidak menyebarkan sinar matahari sama sekali, tetapi memantulkannya secara menyebar. Akibatnya, awan yang disinari matahari berwarna putih.

5. PAR (radiasi aktif fotosintesis)

Radiasi aktif fotosintesis. Dalam proses fotosintesis, tidak seluruh spektrum radiasi matahari yang digunakan, tetapi hanya

bagian dalam rentang panjang gelombang 0,38 ... 0,71 mikron, - radiasi aktif fotosintesis (PAR).

Diketahui bahwa radiasi tampak, yang dilihat oleh mata manusia sebagai putih, terdiri dari sinar berwarna: merah, oranye, kuning, hijau, biru, nila dan ungu.

Asimilasi energi radiasi matahari oleh daun tanaman bersifat selektif (selektif). Daun yang paling intens menyerap sinar biru-ungu (X = 0,48 ... 0,40 mikron) dan oranye-merah (X = 0,68 mikron), lebih sedikit kuning-hijau (A. = 0,58 ... 0,50 mikron) dan merah jauh (A .\u003e 0,69 mikron) sinar.

Di permukaan bumi, energi maksimum dalam spektrum radiasi matahari langsung, ketika Matahari tinggi, jatuh pada daerah sinar kuning-hijau (piringan Matahari berwarna kuning). Ketika Matahari berada di dekat cakrawala, sinar merah jauh memiliki energi maksimum (cakram matahari berwarna merah). Oleh karena itu, energi sinar matahari langsung sedikit terlibat dalam proses fotosintesis.

Karena PAR adalah salah satu faktor terpenting dalam produktivitas tanaman pertanian, informasi tentang jumlah PAR yang masuk, dengan mempertimbangkan distribusinya di seluruh wilayah dan dalam waktu, sangat penting secara praktis.

Intensitas PAR dapat diukur, tetapi ini memerlukan filter cahaya khusus yang hanya memancarkan gelombang dalam kisaran 0,38 ... 0,71 mikron. Ada perangkat seperti itu, tetapi tidak digunakan pada jaringan stasiun aktinometrik, tetapi mereka mengukur intensitas spektrum integral radiasi matahari. Nilai PAR dapat dihitung dari data kedatangan radiasi langsung, difus atau total menggunakan koefisien yang diusulkan oleh H. G. Tooming dan:

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

peta distribusi jumlah bulanan dan tahunan Far di wilayah Rusia disusun.

Untuk mengkarakterisasi tingkat penggunaan PAR oleh tanaman, efisiensi PAR digunakan:

KPIfar = (jumlahQ/ lampu depan/jumlahQ/ lampu depan) 100%,

di mana jumlahQ/ lampu depan- jumlah PAR yang dihabiskan untuk fotosintesis selama musim tanam tanaman; jumlahQ/ lampu depan- jumlah PAR yang diterima untuk tanaman selama periode ini;

Tanaman menurut nilai rata-rata CPIF dibagi menjadi beberapa kelompok (menurut): biasanya diamati - 0,5 ... 1,5%; baik-1.5...3.0; catatan - 3.5...5.0; secara teoritis mungkin - 6.0 ... 8.0%.

6. NERACA RADIASI PERMUKAAN BUMI

Selisih antara fluks energi radiasi yang masuk dan keluar disebut keseimbangan radiasi permukaan bumi (B).

Bagian masuk dari keseimbangan radiasi permukaan bumi pada siang hari terdiri dari radiasi matahari langsung dan difus, serta radiasi atmosfer. Bagian pengeluaran neraca adalah radiasi permukaan bumi dan radiasi matahari yang dipantulkan:

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

Persamaan juga dapat ditulis dalam bentuk lain: B = Q- RK - Ef.

Untuk waktu malam, persamaan keseimbangan radiasi memiliki bentuk sebagai berikut:

B \u003d Ea - E3, atau B \u003d -Eef.

Jika masukan radiasi lebih besar dari keluaran, maka keseimbangan radiasi positif dan permukaan aktif* memanas. Dengan keseimbangan negatif, itu mendingin. Di musim panas, keseimbangan radiasi positif di siang hari dan negatif di malam hari. Zero crossing terjadi pada pagi hari sekitar 1 jam setelah matahari terbit, dan pada sore hari 1-2 jam sebelum matahari terbenam.

Keseimbangan radiasi tahunan di daerah di mana lapisan salju yang stabil terbentuk memiliki nilai negatif di musim dingin, dan nilai positif di musim panas.

Keseimbangan radiasi permukaan bumi secara signifikan mempengaruhi distribusi suhu di tanah dan lapisan permukaan atmosfer, serta proses penguapan dan pencairan salju, pembentukan kabut dan embun beku, perubahan sifat massa udara (mereka transformasi).

Pengetahuan tentang rezim radiasi lahan pertanian memungkinkan untuk menghitung jumlah radiasi yang diserap oleh tanaman dan tanah tergantung pada ketinggian Matahari, struktur tanaman, dan fase perkembangan tanaman. Data tentang rezim juga diperlukan untuk mengevaluasi berbagai metode pengaturan suhu dan kelembaban tanah, penguapan, di mana pertumbuhan dan perkembangan tanaman, pembentukan tanaman, kuantitas dan kualitasnya bergantung.

Metode agronomi yang efektif untuk mempengaruhi radiasi dan, akibatnya, rezim termal permukaan aktif adalah mulsa (menutup tanah dengan lapisan tipis serpihan gambut, pupuk busuk, serbuk gergaji, dll.), menutupi tanah dengan bungkus plastik, dan irigasi . Semua ini mengubah kapasitas reflektif dan penyerapan permukaan aktif.

* Permukaan aktif - permukaan tanah, air atau vegetasi, yang secara langsung menyerap radiasi matahari dan atmosfer dan memancarkan radiasi ke atmosfer, sehingga mengatur rezim termal lapisan udara yang berdekatan dan lapisan tanah, air, vegetasi yang mendasarinya.