termasyhur yang cerah membakar kita dengan sinar panas dan membuat kita berpikir tentang pentingnya radiasi dalam hidup kita, manfaat dan bahayanya. Apa itu radiasi matahari? Pelajaran fisika sekolah mengundang kita untuk memulai dengan konsep radiasi elektromagnetik umumnya. Istilah ini mengacu pada bentuk lain dari materi - berbeda dari materi. Ini juga termasuk cahaya tampak, dan spektrum yang tidak terlihat oleh mata. Yaitu sinar-x, sinar gamma, ultraviolet dan inframerah.

Gelombang elektromagnetik

Di hadapan sumber-emitor radiasi, gelombang elektromagnetiknya merambat ke segala arah dengan kecepatan cahaya. Gelombang ini, seperti yang lainnya, memiliki karakteristik tertentu. Ini termasuk frekuensi osilasi dan panjang gelombang. Sifat memancarkan radiasi dimiliki oleh setiap benda yang suhunya berbeda dari nol mutlak.

Matahari adalah sumber radiasi utama dan paling kuat di dekat planet kita. Pada gilirannya, Bumi (atmosfer dan permukaannya) sendiri memancarkan radiasi, tetapi dalam jangkauan yang berbeda. Pengamatan kondisi suhu di planet dalam jangka waktu yang lama memunculkan hipotesis tentang keseimbangan jumlah panas yang diterima dari Matahari dan dilepaskan ke luar angkasa.

Radiasi matahari: komposisi spektral

Mayoritas mutlak (sekitar 99%) energi matahari dalam spektrum terletak pada rentang panjang gelombang dari 0,1 sampai 4 m. Sisanya 1% adalah sinar yang lebih panjang dan lebih pendek, termasuk gelombang radio dan sinar-x. Sekitar setengah dari energi radiasi matahari jatuh pada spektrum yang kita lihat dengan mata kita, sekitar 44% - on radiasi infra merah, 9% - untuk ultraviolet. Bagaimana kita tahu bagaimana radiasi matahari dibagi? Perhitungan distribusinya dimungkinkan berkat penelitian dari satelit luar angkasa.

Ada zat yang bisa kondisi khusus dan memancarkan radiasi tambahan dari rentang gelombang yang berbeda. Misalnya, ada cahaya di suhu rendah ah, bukan karakteristik untuk emisi cahaya oleh zat ini. Tipe ini radiasi, yang disebut luminescent, tidak sesuai dengan prinsip radiasi termal yang biasa.

Fenomena pendaran terjadi setelah penyerapan sejumlah energi oleh zat dan transisi ke keadaan lain (disebut keadaan tereksitasi), yang energinya lebih tinggi daripada pada suhu zat itu sendiri. Pendaran muncul selama transisi terbalik - dari keadaan tereksitasi ke keadaan akrab. Di alam, kita bisa mengamatinya dalam bentuk cahaya langit malam dan aurora.

termasyhur kami

Energi sinar matahari- hampir satu-satunya sumber panas bagi planet kita. Radiasinya sendiri, yang datang dari kedalamannya ke permukaan, memiliki intensitas sekitar 5 ribu kali lebih kecil. Pada saat yang sama, cahaya tampak adalah salah satu faktor kritis Kehidupan di planet ini hanya sebagian kecil dari radiasi matahari.

Energi sinar matahari diubah menjadi panas bagian yang lebih kecil- di atmosfer, lebih banyak lagi - di permukaan bumi. Di sana dihabiskan untuk memanaskan air dan tanah (lapisan atas), yang kemudian mengeluarkan panas ke udara. Dipanaskan, atmosfer dan permukaan bumi, pada gilirannya, memancarkan sinar infra merah ke luar angkasa, sambil mendingin.

Radiasi matahari: definisi

Radiasi yang datang ke permukaan planet kita langsung dari piringan matahari biasanya disebut sebagai radiasi matahari langsung. Matahari menyebarkannya ke segala arah. Mengingat jarak yang sangat jauh dari Bumi ke Matahari, radiasi matahari langsung di titik mana pun permukaan bumi dapat direpresentasikan sebagai seberkas sinar paralel, yang sumbernya praktis tak terhingga. Luas yang tegak lurus sinar sinar matahari, dengan demikian menerima jumlah terbesar dari itu.

Densitas fluks radiasi (atau radiasi) adalah ukuran jumlah insiden radiasi pada permukaan tertentu. Ini adalah jumlah energi radiasi yang jatuh per satuan waktu per satuan luas. diukur nilai yang diberikan- penerangan energi - dalam W / m 2. Bumi kita, seperti semua orang tahu, berputar mengelilingi Matahari dalam orbit elips. Matahari berada di salah satu fokus elips ini. Oleh karena itu, setiap tahun waktu tertentu(awal Januari) Bumi menempati posisi paling dekat dengan Matahari dan di posisi lain (awal Juli) - terjauh darinya. Dalam hal ini, besarnya energi iluminasi berubah dalam proporsi terbalik sehubungan dengan kuadrat jarak ke termasyhur.

Kemana perginya radiasi matahari yang sampai ke bumi? Jenisnya ditentukan oleh banyak faktor. Tergantung pada garis lintang geografis, kelembaban, kekeruhan, sebagian dihamburkan di atmosfer, sebagian diserap, tetapi sebagian besar masih mencapai permukaan planet. Dalam hal ini, sejumlah kecil dipantulkan, dan yang utama diserap oleh permukaan bumi, di bawah pengaruh yang dipanaskan. Radiasi matahari yang tersebar juga sebagian jatuh di permukaan bumi, sebagian diserap olehnya dan sebagian dipantulkan. Sisanya masuk ke luar angkasa.

Bagaimana distribusinya?

Apakah radiasi matahari homogen? Jenisnya setelah semua "kerugian" di atmosfer dapat berbeda dengan caranya sendiri. komposisi spektral. Bagaimanapun, sinar dengan panjang yang berbeda tersebar dan diserap secara berbeda. Rata-rata, sekitar 23% dari jumlah awalnya diserap oleh atmosfer. Sekitar 26% dari total fluks diubah menjadi radiasi difus, 2/3 di antaranya kemudian jatuh ke Bumi. Intinya, ini adalah jenis radiasi yang berbeda, berbeda dari aslinya. Radiasi yang tersebar dikirim ke Bumi bukan oleh piringan Matahari, tetapi oleh kubah surga. Ini memiliki komposisi spektral yang berbeda.

Menyerap radiasi terutama ozon - spektrum terlihat, dan sinar ultraviolet. Radiasi inframerah diserap karbon dioksida(karbon dioksida), yang, omong-omong, sangat sedikit di atmosfer.

Hamburan radiasi, melemahkannya, terjadi untuk setiap panjang gelombang spektrum. Dalam prosesnya, partikelnya, jatuh di bawah pengaruh elektromagnetik, mendistribusikan kembali energi gelombang datang ke segala arah. Artinya, partikel berfungsi sebagai sumber energi titik.

Siang hari

Karena hamburan, cahaya yang datang dari matahari berubah warna ketika melewati lapisan atmosfer. Nilai praktis hamburan - dalam penciptaan siang hari. Jika Bumi tidak memiliki atmosfer, penerangan hanya akan ada di tempat-tempat di mana sinar matahari langsung atau yang dipantulkan mengenai permukaan. Artinya, atmosfer merupakan sumber penerangan pada siang hari. Berkat itu, cahayanya terang baik di tempat-tempat yang tidak dapat diakses oleh sinar langsung, dan ketika matahari tersembunyi di balik awan. Hamburan itulah yang memberi warna pada udara - kita melihat langit biru.

Apa lagi yang mempengaruhi radiasi matahari? Faktor kekeruhan juga tidak boleh diabaikan. Bagaimanapun, melemahnya radiasi terjadi dalam dua cara - atmosfer itu sendiri dan uap air, serta berbagai kotoran. Tingkat debu meningkat di musim panas (seperti halnya kandungan uap air di atmosfer).

Radiasi total

Itu berarti total radiasi yang jatuh di permukaan bumi, baik langsung maupun difus. Radiasi matahari total berkurang pada cuaca mendung.

Untuk alasan ini, di musim panas, radiasi total rata-rata lebih tinggi sebelum tengah hari daripada setelahnya. Dan di paruh pertama tahun ini - lebih dari yang kedua.

Apa yang terjadi dengan radiasi total di permukaan bumi? Sampai di sana, sebagian besar diserap oleh lapisan atas tanah atau air dan berubah menjadi panas, sebagian dipantulkan. Tingkat refleksi tergantung pada sifat permukaan bumi. Indikator yang menyatakan persentase memantulkan radiasi matahari hingga jumlah totalnya yang jatuh ke permukaan, disebut albedo permukaan.

Konsep self-radiation dari permukaan bumi dipahami sebagai radiasi gelombang panjang yang dipancarkan oleh vegetasi, lapisan salju, lapisan atas air dan tanah. Keseimbangan radiasi suatu permukaan adalah perbedaan antara jumlah yang diserap dan dipancarkan.

Radiasi Efektif

Terbukti bahwa radiasi lawan hampir selalu lebih kecil daripada radiasi terestrial. Karena itu, permukaan bumi menanggung kehilangan panas. Perbedaan antara radiasi intrinsik permukaan dan radiasi atmosfer disebut radiasi efektif. Ini sebenarnya adalah kehilangan energi bersih dan, sebagai akibatnya, panas di malam hari.

Itu juga ada di siang hari. Tetapi pada siang hari itu sebagian dikompensasi atau bahkan diblokir oleh radiasi yang diserap. Oleh karena itu, permukaan bumi lebih hangat pada siang hari dibandingkan pada malam hari.

Pada distribusi geografis radiasi

Radiasi sinar matahari di bumi sepanjang tahun terdistribusi secara tidak merata. Distribusinya memiliki karakter zonal, dan isoline (titik penghubung nilai yang sama) dari fluks radiasi sama sekali tidak identik dengan lingkaran latitudinal. Perbedaan ini disebabkan oleh perbedaan tingkat kekeruhan dan transparansi atmosfer di daerah yang berbeda bola bumi.

Total radiasi matahari sepanjang tahun memiliki nilai terbesar di sub gurun tropis dengan suasana mendung. Jauh lebih sedikit di daerah hutan di sabuk khatulistiwa. Alasan untuk ini adalah peningkatan kekeruhan. Indikator ini menurun menuju kedua kutub. Tetapi di wilayah kutub meningkat lagi - di belahan bumi utara lebih sedikit, di wilayah Antartika yang bersalju dan sedikit berawan - lebih banyak. Di atas permukaan lautan, rata-rata, radiasi matahari lebih sedikit daripada di atas benua.

Hampir di mana-mana di Bumi, permukaan memiliki keseimbangan radiasi positif, yaitu, pada saat yang sama, masuknya radiasi lebih besar daripada radiasi efektif. Pengecualian adalah wilayah Antartika dan Greenland dengan dataran tinggi esnya.

Apakah kita sedang menghadapi pemanasan global?

Namun hal di atas tidak berarti pemanasan tahunan permukaan bumi. Kelebihan radiasi yang diserap dikompensasi oleh kebocoran panas dari permukaan ke atmosfer, yang terjadi ketika fase air berubah (penguapan, kondensasi dalam bentuk awan).

Dengan demikian, tidak ada kesetimbangan radiasi seperti itu di permukaan bumi. Tapi ada tempat kesetimbangan termal- aliran masuk dan kehilangan panas seimbang dengan cara yang berbeda, termasuk radiasi.

Distribusi saldo kartu

Di garis lintang yang sama di dunia, keseimbangan radiasi lebih besar di permukaan laut daripada di darat. Hal ini dapat dijelaskan oleh fakta bahwa lapisan yang menyerap radiasi di lautan memiliki ketebalan yang besar, sementara pada saat yang sama, radiasi efektif di sana lebih sedikit karena dinginnya permukaan laut dibandingkan dengan daratan.

Fluktuasi signifikan dalam amplitudo distribusinya diamati di gurun. Keseimbangan lebih rendah di sana karena radiasi efektif yang tinggi di udara kering dan tutupan awan yang rendah. PADA derajat yang lebih rendah itu diturunkan di daerah iklim monsun. Di musim panas, kekeruhan di sana meningkat, dan radiasi matahari yang diserap lebih sedikit daripada di daerah lain dengan garis lintang yang sama.

Tentu saja, faktor utama, di mana radiasi matahari tahunan rata-rata bergantung, adalah garis lintang area tertentu. Rekam "bagian" dari ultraviolet pergi ke negara-negara yang terletak di dekat khatulistiwa. Ini adalah Afrika Timur Laut, pantai timur, Jazirah Arab, Australia utara dan barat, bagian dari kepulauan Indonesia, sisi barat pesisir Amerika Selatan.

Di Eropa, Turki, selatan Spanyol, Sisilia, Sardinia, pulau-pulau Yunani, pantai Prancis ( bagian selatan), serta bagian dari wilayah Italia, Siprus, dan Kreta.

Bagaimana dengan kita?

Radiasi total matahari di Rusia didistribusikan, pada pandangan pertama, secara tak terduga. Di wilayah negara kita, anehnya, bukan resor Laut Hitam yang memegang telapak tangan. Dosis terbesar radiasi sinar matahari terletak di wilayah yang berbatasan dengan Tiongkok, dan Severnaya Zemlya. Secara umum, radiasi matahari di Rusia tidak terlalu intens, yang sepenuhnya dijelaskan oleh utara kami lokasi geografis. Jumlah minimal sinar matahari mendapat wilayah barat laut- St. Petersburg, bersama dengan daerah sekitarnya.

Radiasi matahari di Rusia lebih rendah daripada Ukraina. Di sana, radiasi ultraviolet paling banyak pergi ke Krimea dan wilayah di luar Danube, di tempat kedua adalah Carpathians dengan wilayah selatan Ukraina.

Total (termasuk langsung dan tersebar) radiasi matahari yang jatuh pada permukaan horizontal dinyatakan dalam bulan dalam tabel yang dirancang khusus untuk wilayah yang berbeda dan diukur dalam MJ / m 2. Misalnya, radiasi matahari di Moskow memiliki indikator dari 31-58 bulan-bulan musim dingin hingga 568-615 di musim panas.

Tentang insolasi matahari

Insolasi, atau jumlah radiasi berguna yang jatuh pada permukaan yang diterangi matahari, sangat bervariasi titik geografis. Insolasi tahunan dihitung untuk satu meter persegi dalam megawatt. Misalnya, di Moskow nilai ini adalah 1,01, di Arkhangelsk - 0,85, di Astrakhan - 1,38 MW.

Saat menentukannya, perlu mempertimbangkan faktor-faktor seperti waktu dalam setahun (di musim dingin, iluminasi dan garis bujur hari lebih rendah), sifat medan (pegunungan dapat menghalangi matahari), karakteristik daerah tersebut. cuaca- kabut, sering hujan dan mendung. Bidang penerima cahaya dapat diorientasikan secara vertikal, horizontal atau miring. Jumlah insolasi, serta distribusi radiasi matahari di Rusia, adalah data yang dikelompokkan dalam tabel berdasarkan kota dan wilayah, yang menunjukkan garis lintang geografis.

Total radiasi- adalah jumlah radiasi langsung (pada permukaan horizontal) dan hamburan:

Komposisi radiasi total, yaitu rasio antara radiasi langsung dan difus, bervariasi tergantung pada ketinggian matahari, transparansi atmosfer, dan kekeruhan.

1. Sebelum matahari terbit, radiasi total terdiri seluruhnya, dan pada ketinggian rendah matahari, sebagian besar terdiri dari radiasi yang tersebar.

2. Semakin transparan atmosfer, semakin kecil proporsi radiasi yang tersebar secara total.

3. Bergantung pada bentuk, tinggi dan jumlah awan, proporsi radiasi hamburan meningkat dalam derajat yang bervariasi. Ketika matahari ditutupi oleh awan tebal, radiasi total hanya terdiri dari radiasi yang tersebar. Dengan awan seperti itu radiasi tersebar hanya sebagian dari penurunan garis lurus, sehingga peningkatan jumlah dan kepadatan awan, rata-rata, disertai dengan penurunan radiasi total. Tetapi dengan tutupan awan yang kecil atau tipis, ketika matahari benar-benar terbuka atau tidak sepenuhnya tertutup oleh awan, radiasi total akibat peningkatan radiasi hamburan mungkin menjadi lebih besar daripada di langit yang cerah,

Pemantulan radiasi matahari dari permukaan bumi

Radiasi total yang datang ke permukaan apa pun sebagian diserap olehnya dan sebagian dipantulkan. Perbandingan antara jumlah radiasi matahari yang dipantulkan oleh suatu permukaan terhadap total radiasi yang masuk disebut daya pemantulan atau albedo: A=R K /Q

dimana Rk - fluks radiasi yang dipantulkan. Albedo biasanya dinyatakan sebagai pecahan unit atau persentase.

Albedo permukaan bumi tergantung pada sifat dan kondisinya: warna, kelembaban, kekasaran, keberadaan dan sifat tutupan vegetasi. Tanah yang gelap dan kasar memantulkan lebih sedikit daripada tanah yang terang dan halus. Tanah basah mencerminkan kurang dari tanah kering karena mereka lebih gelap. Akibatnya, dengan peningkatan kelembaban tanah, bagian dari radiasi total yang diserap olehnya meningkat. Ini memiliki pengaruh yang besar, misalnya, pada rezim termal dari lahan irigasi.

Salju yang baru turun adalah yang paling reflektif. Dalam beberapa kasus, albedo salju mencapai 87,%, dan di Kutub Utara dan Antartika, bahkan 98%. Salju yang padat, meleleh, dan lebih tercemar mencerminkan jauh lebih sedikit. Albedo tanah yang berbeda dan tutupan vegetasi berbeda relatif sedikit.

Albedo permukaan alami agak berubah pada siang hari, dengan albedo tertinggi diamati pada pagi dan sore hari, sedangkan albedo sedikit menurun pada siang hari. Hal ini dijelaskan oleh ketergantungan komposisi spektral dari radiasi total pada ketinggian matahari dan reflektifitas yang tidak sama dari permukaan yang sama untuk panjang yang berbeda ombak. Pada ketinggian matahari yang rendah, fraksi radiasi yang tersebar dalam komposisi radiasi total meningkat, dan yang terakhir dipantulkan dari permukaan kasar lebih kuat daripada permukaan lurus.

Albedo permukaan air rata-rata lebih kecil dari albedo permukaan tanah. Ini dijelaskan oleh fakta bahwa sinar matahari menembus jauh lebih dalam ke lapisan atas air yang transparan bagi mereka daripada ke dalam tanah. Dalam air mereka tersebar dan diserap. Dalam hal ini, albedo air dipengaruhi oleh tingkat kekeruhannya: untuk air yang tercemar dan keruh, albedo secara nyata meningkat dibandingkan dengan air bersih. Reflektifitas awan sangat tinggi: rata-rata, albedonya sekitar 80 %.

Mengetahui albedo permukaan dan radiasi total, adalah mungkin untuk menentukan jumlah radiasi gelombang pendek yang diserap oleh permukaan tertentu. Nilai 1-A adalah koefisien penyerapan radiasi gelombang pendek oleh permukaan tertentu. Ini menunjukkan bagian mana dari total radiasi yang datang ke permukaan tertentu yang diserap olehnya.

Pengukuran albedo area yang luas permukaan bumi dan awan dilakukan dengan satelit buatan Bumi. Informasi tentang albedo awan memungkinkan untuk memperkirakan luas vertikalnya, dan pengetahuan tentang albedo laut memungkinkan untuk menghitung ketinggian gelombang.

zonaldistribusi radiasi matahari di dekat permukaan bumi.

Radiasi matahari mencapai permukaan bumi dilemahkan oleh penyerapan atmosfer dan hamburan. Selain itu, selalu ada awan di atmosfer, dan radiasi matahari langsung sering tidak mencapai permukaan bumi, diserap, dihamburkan, dan dipantulkan kembali oleh awan. Kekeruhan dapat mengurangi masuknya radiasi langsung dalam rentang yang luas. Misalnya, di zona gurun, hanya 20% radiasi matahari langsung yang hilang karena adanya awan. Namun dalam iklim muson, hilangnya radiasi langsung karena kekeruhan adalah 75%. Di St. Petersburg, bahkan pada rata-rata tahunan, awan tidak membiarkan 65% radiasi langsung mencapai permukaan bumi.

Distribusi radiasi matahari langsung di atas bola dunia memakai alam yang kompleks, karena tingkat transparansi atmosfer dan kekeruhan sangat bervariasi tergantung pada situasi geografis. Masuknya radiasi langsung terbesar di musim panas bukanlah di garis lintang kutub, seperti pada batas atmosfer, tetapi pada garis lintang 30-40 °. Di lintang kutub, redaman radiasi terlalu besar karena rendahnya ketinggian matahari. Di musim semi dan musim gugur, radiasi langsung maksimum tidak di ekuator, seperti pada batas atmosfer, tetapi pada 10-20 ° di musim semi dan 20-30 ° di musim gugur: khatulistiwa terlalu berawan. Hanya di musim dingin belahan bumi ini zona khatulistiwa menerima radiasi di permukaan bumi, serta di batas atas atmosfer, lebih dari semua zona lainnya.

Nilai radiasi hamburan umumnya lebih kecil dari radiasi langsung, tetapi urutan besarnya sama. Di garis lintang tropis dan menengah, jumlah radiasi yang tersebar adalah dari setengah hingga dua pertiga dari radiasi langsung; di bawah garis lintang 50-60 ° itu sudah dekat dengan garis lurus, dan di lintang tinggi(60-90 °) radiasi difus lebih besar dari radiasi langsung selama hampir sepanjang tahun. Di musim panas, masuknya radiasi yang tersebar di lintang tinggi lebih besar daripada di zona lain. belahan bumi utara.

Distribusi geografis dari radiasi total

Mari kita perhatikan distribusi kuantitas tahunan dan bulanan (jumlah) dari total radiasi di seluruh dunia. Kami melihat bahwa itu tidak cukup zonal: isoline radiasi pada peta tidak bertepatan dengan lingkaran latitudinal. Penyimpangan ini dijelaskan oleh fakta bahwa distribusi radiasi di seluruh dunia dipengaruhi oleh transparansi atmosfer dan kekeruhan. Jumlah tahunan radiasi total di garis lintang tropis dan subtropis lebih dari 140 kkal/cm2. Mereka sangat besar di gurun subtropis berawan rendah, dan di Afrika Utara mencapai 200-220 kkal/cm2. Tapi di atas khatulistiwa kawasan hutan dengan tingkat kekeruhan yang besar (di atas lembah Amazon dan Kongo, di seluruh Indonesia), mereka berkurang menjadi 100-120 kkal/cm2. Untuk garis lintang yang lebih tinggi dari kedua belahan bumi, jumlah tahunan radiasi total menurun, mencapai 60-80 kkal/cm2 pada garis lintang 60°. Tetapi kemudian mereka tumbuh lagi - sedikit di belahan bumi utara, tetapi sangat signifikan di atas Antartika yang berawan dan bersalju, di mana di kedalaman daratan mereka mencapai 120-130 kkal / cm2, yaitu, nilai yang mendekati tropis dan melebihi khatulistiwa. Di atas lautan, jumlah radiasi lebih rendah daripada di darat.

Desember jumlah terbesar radiasi, hingga 20-22 kkal/cm2 dan bahkan lebih tinggi, di gurun di belahan bumi selatan. Tapi di daerah berawan di dekat ekuator, mereka berkurang menjadi 8-12 kkal/cm2. Di belahan bumi utara musim dingin, radiasi menurun dengan cepat ke utara; utara paralel ke-50 kurang dari 2 kkal/cm2 dan agak utara lingkaran kutub sama dengan nol. Di belahan bumi selatan musim panas, itu berkurang ke selatan hingga 10 kkal/cm2 dan lebih rendah pada garis lintang 50-60 °. Tapi kemudian tumbuh - hingga 20 kkal/cm2 di lepas pantai Antartika dan lebih dari 30 kkal/cm2 di dalam Antartika, di mana ia lebih tinggi daripada di musim panas di daerah tropis.

Pada bulan Juni jumlah tertinggi radiasi, lebih dari 22 kkal / cm2, di timur laut Afrika, Arab, dataran tinggi Iran. Hingga 20 kkal/cm2 ke atas, mereka adalah Asia Tengah; apalagi, hingga 14 kkal/cm2, di bagian tropis benua di belahan bumi selatan. Di daerah khatulistiwa berawan, mereka, seperti pada bulan Desember, berkurang menjadi 8-12 kkal/cm2. Di belahan bumi utara musim panas, jumlah radiasi menurun perlahan dari subtropis ke utara, dan utara 50 ° LU. SH. meningkat, mencapai 20 kkal/cm2 dan lebih di cekungan Arktik. Di belahan bumi selatan musim dingin, mereka menurun dengan cepat ke selatan, ke nol di luar Lingkaran Antartika.
(http://gisssu.narod.ru/world/wcl_txt.ht

Bumi menerima dari Matahari 1,36 * 10v24 kal panas per tahun. Dibandingkan dengan jumlah energi ini, jumlah energi radiasi yang tersisa yang mencapai permukaan bumi dapat diabaikan. Jadi, energi radiasi bintang-bintang adalah seperseratus juta energi matahari, radiasi kosmik- dua per miliar, kehangatan internal Bumi di permukaannya sama dengan seperlima ribu panas matahari.
Radiasi Matahari - radiasi sinar matahari- merupakan sumber energi utama untuk hampir semua proses yang terjadi di atmosfer, hidrosfer, dan di lapisan atas litosfer.
Satuan besaran intensitas radiasi matahari adalah jumlah kalori kalor yang diserap oleh 1 cm2 permukaan yang benar-benar hitam yang tegak lurus dengan arah datangnya sinar matahari dalam 1 menit (cal/cm2*min).

Fluks energi radiasi dari Matahari, mencapai atmosfer bumi, sangat stabil. Intensitasnya disebut konstanta matahari (Io) dan diambil rata-rata 1,88 kkal/cm2 min.
Nilai konstanta matahari berfluktuasi tergantung pada jarak Bumi dari Matahari dan di aktivitas matahari. Fluktuasinya sepanjang tahun adalah 3,4-3,5%.
Jika sinar matahari di mana-mana jatuh secara vertikal di permukaan bumi, maka tanpa atmosfer dan dengan konstanta matahari 1,88 kal / cm2 * mnt, setiap sentimeter perseginya akan menerima 1000 kkal per tahun. Karena kenyataan bahwa Bumi itu bulat, jumlah ini berkurang 4 kali lipat, dan 1 sq. cm menerima rata-rata 250 kkal per tahun.
Jumlah radiasi matahari yang diterima oleh permukaan tergantung pada sudut datang sinar.
Jumlah maksimum radiasi yang diterima oleh permukaan tegak lurus dengan arah sinar matahari, karena dalam hal ini semua energi didistribusikan ke daerah dengan penampang, sama dengan penampang berkas sinar - a. Dengan insiden miring dari berkas sinar yang sama, energi didistribusikan di atas area yang luas(bagian c) dan satu unit permukaan menerima jumlah yang lebih kecil. Semakin kecil sudut datang sinar maka semakin rendah intensitas radiasi matahari.
Ketergantungan intensitas radiasi matahari pada sudut datang sinar dinyatakan dengan rumus:

I1 = I0 * sin,

di mana I0 adalah intensitas radiasi matahari pada insidensi sinar belaka. Di luar atmosfer, konstanta matahari;
I1 - intensitas radiasi matahari ketika sinar matahari jatuh pada sudut h.
I1 adalah sebanyak kurang dari I0, berapa kali bagian a lebih kecil dari bagian b.
Gambar 27 menunjukkan bahwa a / b \u003d sin A.
Sudut datang sinar matahari (ketinggian matahari) sama dengan 90° hanya pada garis lintang 23° 27” LU sampai 23° 27” LS. (yaitu antara daerah tropis). Di lintang lain, selalu kurang dari 90° (Tabel 8). Menurut penurunan sudut datang sinar, intensitas radiasi matahari yang tiba di permukaan pada garis lintang yang berbeda juga harus berkurang. Karena ketinggian Matahari tidak tetap sepanjang tahun dan siang hari, jumlah panas matahari yang diterima oleh permukaan berubah terus menerus.

Jumlah radiasi matahari yang diterima oleh permukaan berhubungan langsung dengan dari lamanya paparan sinar matahari.

PADA zona khatulistiwa di luar atmosfer, jumlah panas matahari sepanjang tahun tidak mengalami fluktuasi besar, sedangkan di lintang tinggi fluktuasi ini sangat besar (lihat Tabel 9). PADA periode musim dingin perbedaan perolehan panas matahari antara lintang tinggi dan rendah sangat signifikan. PADA periode musim panas, dalam kondisi penerangan terus menerus, daerah kutub menerima jumlah maksimum panas matahari per hari di Bumi. Pada hari titik balik matahari musim panas di belahan bumi utara, itu 36% lebih tinggi dari jumlah harian panas di khatulistiwa. Namun karena durasi hari di ekuator bukan 24 jam (seperti saat ini di kutub), melainkan 12 jam, jumlah radiasi matahari per satuan waktu di ekuator tetap yang terbesar. Maksimum musim panas dari jumlah panas matahari harian, yang diamati pada garis lintang sekitar 40-50 °, dikaitkan dengan hari yang relatif panjang (lebih besar daripada saat ini pada garis lintang 10-20 °) pada ketinggian Matahari yang signifikan. Perbedaan jumlah panas yang diterima oleh daerah khatulistiwa dan kutub lebih kecil di musim panas daripada di musim dingin.
Belahan bumi selatan menerima lebih panas dari utara, di musim dingin - sebaliknya (itu mempengaruhi perubahan jarak Bumi dari Matahari). Dan jika permukaan kedua belahan bumi benar-benar homogen, amplitudo fluktuasi suhu tahunan di belahan bumi selatan akan lebih besar daripada di utara.
Radiasi matahari di atmosfer mengalami perubahan kuantitatif dan kualitatif.
Bahkan atmosfer yang ideal, kering dan bersih menyerap dan menyebarkan sinar, mengurangi intensitas radiasi matahari. Efek melemahnya atmosfer nyata, yang mengandung uap air dan kotoran padat, pada radiasi matahari jauh lebih besar daripada yang ideal. Atmosfer (oksigen, ozon, karbon dioksida, debu dan uap air) menyerap terutama sinar ultraviolet dan inframerah. Energi radiasi Matahari yang diserap oleh atmosfer diubah menjadi jenis energi lain: termal, kimia, dll. Secara umum, penyerapan melemahkan radiasi matahari sebesar 17-25%.
Molekul gas atmosfer menyebarkan sinar dengan gelombang yang relatif pendek - ungu, biru. Inilah yang menjelaskan warna biru langit. Kotoran sama-sama menyebarkan sinar dengan gelombang berbagai panjang. Oleh karena itu, dengan kandungan yang signifikan dari mereka, langit memperoleh warna keputihan.
Karena hamburan dan refleksi sinar matahari oleh atmosfer, siang hari diamati pada hari berawan, objek di tempat teduh terlihat, dan fenomena senja terjadi.
Bagaimana jalan yang lebih panjang sinar di atmosfer, semakin besar ketebalannya harus lulus dan semakin signifikan radiasi matahari melemah. Oleh karena itu, dengan ketinggian, pengaruh atmosfer terhadap radiasi berkurang. Panjang lintasan sinar matahari di atmosfer tergantung pada ketinggian Matahari. Jika kita ambil sebagai satuan panjang lintasan sinar matahari di atmosfer pada ketinggian Matahari 90 ° (m), hubungan antara ketinggian Matahari dan panjang lintasan sinar matahari di atmosfer akan seperti yang ditunjukkan pada Tabel. sepuluh.

Redaman total radiasi di atmosfer pada setiap ketinggian Matahari dapat dinyatakan dengan rumus Bouguer: Im= I0*pm, di mana Im adalah intensitas radiasi matahari di dekat permukaan bumi yang berubah di atmosfer; I0 - konstanta matahari; m adalah jalur sinar di atmosfer; pada ketinggian matahari 90 ° itu sama dengan 1 (massa atmosfer), p adalah koefisien transparansi ( bilangan pecahan, menunjukkan berapa fraksi radiasi yang mencapai permukaan pada m=1).
Pada ketinggian Matahari 90°, pada m=1, intensitas radiasi matahari di dekat permukaan bumi I1 adalah p kali lebih kecil dari Io, yaitu I1=Io*p.
Jika ketinggian Matahari kurang dari 90°, maka m selalu lebih besar dari 1. Lintasan sinar matahari dapat terdiri dari beberapa segmen yang masing-masing sama dengan 1. Intensitas radiasi matahari pada batas antara segmen pertama (aa1) dan kedua (a1a2) I1 jelas sama dengan Io *p, intensitas radiasi setelah melewati segmen kedua I2=I1*p=I0 p*p=I0 p2; I3=I0p3 dll.

Transparansi atmosfer tidak konstan dan tidak sama dalam berbagai kondisi. Rasio transparansi atmosfer nyata dengan transparansi atmosfer ideal - faktor kekeruhan - selalu lebih besar dari satu. Itu tergantung pada kandungan uap air dan debu di udara. Dengan peningkatan garis lintang geografis, faktor kekeruhan berkurang: pada garis lintang dari 0 hingga 20 ° LU. SH. itu sama dengan 4,6 rata-rata, pada garis lintang dari 40 hingga 50 ° LU. SH. - 3,5, pada garis lintang dari 50 hingga 60 ° LU. SH. - 2,8 dan pada garis lintang dari 60 hingga 80 ° LU. SH. - 2.0. Di daerah beriklim sedang, faktor kekeruhan lebih sedikit di musim dingin daripada di musim panas, dan lebih sedikit di pagi hari daripada di sore hari. Ini berkurang dengan ketinggian. Semakin besar faktor kekeruhan, semakin besar redaman radiasi matahari.
Membedakan radiasi matahari langsung, difus, dan total.
Bagian dari radiasi matahari yang menembus atmosfer ke permukaan bumi adalah radiasi langsung. Bagian dari radiasi yang dihamburkan oleh atmosfer diubah menjadi radiasi difus. Semua radiasi matahari yang memasuki permukaan bumi, langsung dan menyebar, disebut radiasi total.
Rasio antara radiasi langsung dan hamburan sangat bervariasi tergantung pada kekeruhan, kandungan debu di atmosfer, dan juga pada ketinggian Matahari. Di langit cerah, fraksi radiasi hamburan tidak melebihi 0,1%; di langit berawan, radiasi hamburan bisa lebih besar daripada radiasi langsung.
Pada ketinggian rendah Matahari, radiasi total hampir seluruhnya terdiri dari radiasi yang tersebar. Pada ketinggian matahari 50 ° dan langit cerah, fraksi radiasi yang tersebar tidak melebihi 10-20%.
Peta nilai rata-rata tahunan dan bulanan dari total radiasi memungkinkan kita untuk memperhatikan pola utama di dalamnya distribusi geografis. Nilai tahunan dari total radiasi didistribusikan terutama secara zonal. Jumlah tahunan terbesar dari total radiasi di Bumi diterima oleh permukaan di gurun pedalaman tropis (Sahara Timur dan bagian tengah Arab). Penurunan radiasi total yang nyata di ekuator disebabkan oleh kelembaban udara yang tinggi dan kekeruhan yang tinggi. Di Kutub Utara, total radiasi adalah 60-70 kkal/cm2 per tahun; di Antartika, karena seringnya hari cerah dan transparansi atmosfer yang lebih besar, itu agak lebih besar.

Pada bulan Juni, belahan bumi utara menerima jumlah radiasi terbesar, dan terutama daerah tropis dan subtropis pedalaman. Jumlah radiasi matahari yang diterima oleh permukaan di daerah beriklim sedang dan garis lintang kutub di belahan bumi utara sedikit berbeda, terutama karena durasi siang hari yang panjang di daerah kutub. Zonasi dalam distribusi radiasi total di atas. benua di belahan bumi utara dan di garis lintang tropis belahan bumi selatan hampir tidak diungkapkan. Ini lebih baik dimanifestasikan di belahan bumi utara di atas Samudra dan diekspresikan dengan jelas dalam garis lintang ekstratropis di belahan bumi selatan. Pada lingkaran kutub selatan, nilai radiasi matahari total mendekati 0.
Pada bulan Desember, jumlah radiasi terbesar memasuki belahan bumi selatan. Permukaan es Antartika yang tinggi, dengan transparansi udara yang tinggi, menerima radiasi total yang jauh lebih banyak daripada permukaan Kutub Utara pada bulan Juni. Ada banyak panas di gurun (Kalahari, Australia Raya), tetapi karena lautan yang lebih besar di belahan bumi selatan (pengaruh kelembaban udara dan kekeruhan yang tinggi), jumlahnya di sini agak lebih sedikit daripada di bulan Juni di garis lintang yang sama. dari belahan bumi utara. Di garis lintang khatulistiwa dan tropis belahan bumi utara, radiasi total bervariasi relatif sedikit, dan zonasi dalam distribusinya dengan jelas dinyatakan hanya di utara tropis utara. Dengan meningkatnya garis lintang, radiasi total berkurang agak cepat; isoline nolnya melewati agak utara Lingkaran Arktik.
Radiasi matahari total, yang jatuh di permukaan bumi, sebagian dipantulkan kembali ke atmosfer. Perbandingan antara jumlah radiasi yang dipantulkan dari suatu permukaan dengan jumlah radiasi yang datang pada permukaan tersebut disebut albedo. Albedo mencirikan reflektifitas permukaan.
Albedo permukaan bumi tergantung pada kondisi dan sifatnya: warna, kelembapan, kekasaran, dll. Salju yang baru turun memiliki reflektifitas tertinggi (85-95%). Tenang permukaan air ketika sinar matahari jatuh di atasnya secara vertikal, itu hanya memantulkan 2-5%, dan ketika matahari rendah, hampir semua sinar jatuh padanya (90%). Albedo chernozem kering - 14%, basah - 8, hutan - 10-20, vegetasi padang rumput - 18-30, permukaan gurun pasir - 29-35, permukaan es laut - 30-40%.
Albedo besar dari permukaan es, terutama ketika tertutup salju segar (hingga 95%), adalah alasan suhu rendah di daerah kutub di musim panas, ketika kedatangan radiasi matahari signifikan di sana.
Radiasi permukaan dan atmosfer bumi. Setiap benda dengan suhu di atas nol mutlak (lebih besar dari minus 273°) memancarkan energi radiasi. Total emisivitas benda hitam sebanding dengan pangkat empatnya suhu mutlak(T):
E \u003d * T4 kkal / cm2 per menit (hukum Stefan-Boltzmann), di mana adalah koefisien konstan.
Semakin tinggi suhu tubuh memancar, semakin pendek panjang gelombang sinar nm yang dipancarkan. Matahari pijar dikirim ke luar angkasa radiasi gelombang pendek. Permukaan bumi, menyerap radiasi matahari gelombang pendek, memanas dan juga menjadi sumber radiasi (radiasi terestrial). Ho, karena suhu permukaan bumi tidak melebihi beberapa puluh derajat, maka radiasi gelombang panjang, tak terlihat.
Radiasi terestrial sebagian besar dipertahankan oleh atmosfer (uap air, karbon dioksida, ozon), tetapi sinar dengan panjang gelombang 9-12 mikron bebas melewati atmosfer, dan oleh karena itu Bumi kehilangan sebagian panasnya.
Atmosfer, yang menyerap sebagian radiasi matahari yang melewatinya dan lebih dari separuh bumi, memancarkan energi dan di ruang dunia, dan ke permukaan bumi. Radiasi atmosfer yang diarahkan ke permukaan bumi menuju permukaan bumi disebut radiasi berlawanan. Radiasi ini, seperti terestrial, gelombang panjang, tak terlihat.
Dua aliran radiasi gelombang panjang bertemu di atmosfer - radiasi permukaan bumi dan radiasi atmosfer. Selisih antara keduanya, yang menentukan hilangnya panas yang sebenarnya oleh permukaan bumi, disebut radiasi yang efisien. Radiasi efektif semakin besar, semakin tinggi suhu permukaan radiasi. Kelembaban udara mengurangi radiasi efektif, awannya sangat menguranginya.
Nilai tertinggi dari jumlah radiasi efektif tahunan diamati di gurun tropis - 80 kkal/cm2 per tahun - karena suhu tinggi permukaan, kekeringan udara dan kejernihan langit. Di ekuator, dengan kelembaban udara yang tinggi, radiasi efektif hanya sekitar 30 kkal/cm2 per tahun, dan nilainya untuk daratan dan lautan sangat sedikit berbeda. Radiasi efektif terendah di daerah kutub. Di lintang sedang, permukaan bumi kehilangan sekitar setengah dari jumlah panas yang diterimanya dari penyerapan radiasi total.
Kemampuan atmosfer untuk memancarkan radiasi gelombang pendek dari Matahari (radiasi langsung dan difus) dan untuk menunda radiasi gelombang panjang dari Bumi disebut efek rumah kaca (greenhouse). Karena efek rumah kaca, suhu rata-rata permukaan bumi adalah +16°, tanpa atmosfer akan menjadi -22° (38° lebih rendah).
Keseimbangan radiasi (radiasi sisa). Permukaan bumi secara bersamaan menerima radiasi dan melepaskannya. Radiasi datang adalah radiasi matahari total dan radiasi kontra atmosfer. Konsumsi - pantulan sinar matahari dari permukaan (albedo) dan radiasi permukaan bumi sendiri. Selisih antara radiasi yang masuk dan yang keluar adalah keseimbangan radiasi, atau radiasi sisa. Nilai keseimbangan radiasi ditentukan oleh persamaan

R \u003d Q * (1-α) - Saya,

di mana Q adalah radiasi matahari total per satuan permukaan; - albedo (pecahan); I - radiasi efektif.
Jika input lebih besar dari output, keseimbangan radiasi positif; jika input lebih kecil dari output, keseimbangan negatif. Pada malam hari, di semua lintang, keseimbangan radiasi negatif, siang hari, sampai siang, positif di mana-mana, kecuali lintang tinggi di musim dingin; di sore hari - lagi negatif. Rata-rata per hari, keseimbangan radiasi bisa positif dan negatif (Tabel 11).


Pada peta jumlah tahunan dari keseimbangan radiasi permukaan bumi, orang dapat melihat perubahan mendadak posisi isoline selama transisi mereka dari darat ke laut. Sebagai aturan, keseimbangan radiasi permukaan laut melebihi keseimbangan radiasi daratan (efek albedo dan radiasi efektif). Distribusi keseimbangan radiasi umumnya zonal. Di Samudra di garis lintang tropis, nilai tahunan keseimbangan radiasi mencapai 140 kkal/cm2 (Laut Arab) dan tidak melebihi 30 kkal/cm2 di dekat perbatasan es mengambang. Penyimpangan dari distribusi zona keseimbangan radiasi di Samudera tidak signifikan dan disebabkan oleh distribusi awan.
Di daratan di garis lintang khatulistiwa dan tropis, nilai tahunan keseimbangan radiasi bervariasi dari 60 hingga 90 kkal/cm2, tergantung pada kondisi kelembaban. Jumlah tahunan terbesar dari keseimbangan radiasi dicatat di daerah-daerah di mana albedo dan radiasi efektif relatif kecil (lembab hutan hujan, sabana). Nilai terendahnya adalah di daerah yang sangat lembab (kekeruhan yang besar) dan di daerah yang sangat kering (radiasi efektif yang besar). Di lintang sedang dan tinggi, nilai tahunan keseimbangan radiasi menurun dengan meningkatnya lintang (efek penurunan radiasi total).
Jumlah tahunan dari keseimbangan radiasi di atas wilayah tengah Antartika negatif (beberapa kalori per 1 cm2). Di Kutub Utara, nilai-nilai ini mendekati nol.
Pada bulan Juli, keseimbangan radiasi permukaan bumi di sebagian besar belahan bumi selatan adalah negatif. Garis keseimbangan nol membentang antara 40 dan 50 ° S. SH. Nilai keseimbangan radiasi tertinggi dicapai di permukaan laut di garis lintang tropis belahan bumi utara dan di beberapa permukaan bumi. laut pedalaman, misalnya Hitam (14-16 kkal / cm2 per bulan).
Pada bulan Januari, garis keseimbangan nol terletak antara 40 dan 50 ° LU. SH. (di atas lautan itu naik agak ke utara, di atas benua itu turun ke selatan). Sebagian besar belahan bumi utara memiliki keseimbangan radiasi negatif. Nilai terbesar dari keseimbangan radiasi terbatas pada garis lintang tropis di belahan bumi selatan.
Rata-rata untuk tahun ini, keseimbangan radiasi permukaan bumi adalah positif. Dalam hal ini, suhu permukaan tidak meningkat, tetapi tetap mendekati konstan, yang hanya dapat dijelaskan dengan konsumsi panas berlebih secara terus-menerus.
Keseimbangan radiasi atmosfer terdiri dari radiasi matahari dan terestrial yang diserap olehnya, di satu sisi, dan radiasi atmosfer, di sisi lain. Itu selalu negatif, karena atmosfer hanya menyerap sebagian kecil dari radiasi matahari, dan memancarkan hampir sebanyak permukaan.
Keseimbangan radiasi permukaan dan atmosfer bersama-sama, secara keseluruhan, untuk seluruh Bumi selama satu tahun rata-rata sama dengan nol, tetapi di garis lintang bisa positif dan negatif.
Konsekuensi dari distribusi keseimbangan radiasi seperti itu adalah perpindahan panas ke arah dari ekuator ke kutub.
Keseimbangan termal. Keseimbangan radiasi adalah komponen yang paling penting keseimbangan panas. Persamaan keseimbangan panas permukaan menunjukkan bagaimana energi radiasi matahari yang masuk diubah di permukaan bumi:

di mana R adalah keseimbangan radiasi; LE - konsumsi panas untuk penguapan (L - panas laten penguapan, E - penguapan);
P - pertukaran panas turbulen antara permukaan dan atmosfer;
A - pertukaran panas antara permukaan dan lapisan bawah tanah atau air.
Keseimbangan radiasi suatu permukaan dianggap positif jika radiasi yang diserap oleh permukaan melebihi kehilangan panas, dan negatif jika tidak mengisinya kembali. Semua istilah lain dari neraca panas dianggap positif jika menyebabkan hilangnya panas oleh permukaan (jika sesuai dengan konsumsi panas). Sebagai. semua istilah persamaan dapat berubah, keseimbangan panas terus-menerus terganggu dan dipulihkan lagi.
Persamaan keseimbangan panas permukaan yang dipertimbangkan di atas adalah perkiraan, karena tidak memperhitungkan beberapa sekunder, tetapi dalam kondisi tertentu, memperoleh pentingnya faktor, seperti pelepasan panas selama pembekuan, konsumsinya untuk pencairan, dll.
Neraca panas atmosfer terdiri dari keseimbangan radiasi atmosfer Ra, panas yang datang dari permukaan, Pa, panas yang dilepaskan di atmosfer selama kondensasi, LE, dan perpindahan panas horizontal (adveksi) Aa. Keseimbangan radiasi atmosfer selalu negatif. Masuknya panas sebagai akibat dari kondensasi uap air dan besarnya perpindahan panas turbulen adalah positif. Adveksi panas menyebabkan, rata-rata per tahun, untuk transfernya dari lintang rendah ke lintang tinggi: dengan demikian, ini berarti konsumsi panas di lintang rendah dan tiba di lintang tinggi. Dalam turunan tahun jamak, keseimbangan panas atmosfer dapat dinyatakan dengan persamaan Ra=Pa+LE.
Keseimbangan panas permukaan dan atmosfer secara keseluruhan sama dengan 0 pada rata-rata jangka panjang (Gbr. 35).

Jumlah radiasi matahari yang masuk ke atmosfer per tahun (250 kkal/cm2) diambil sebagai 100%. Radiasi matahari, menembus atmosfer, sebagian dipantulkan dari awan dan kembali ke luar atmosfer - 38%, sebagian diserap oleh atmosfer - 14%, dan sebagian dalam bentuk radiasi matahari langsung mencapai permukaan bumi - 48%. Dari 48% yang mencapai permukaan, 44% diserap olehnya, dan 4% dipantulkan. Jadi, albedo bumi adalah 42% (38+4).
Radiasi yang diserap oleh permukaan bumi dihabiskan sebagai berikut: 20% hilang melalui radiasi efektif, 18% dihabiskan untuk penguapan dari permukaan, 6% dihabiskan untuk memanaskan udara selama perpindahan panas turbulen (total 24%). Hilangnya panas oleh permukaan menyeimbangkan kedatangannya. Panas yang diterima oleh atmosfer (14% langsung dari Matahari, 24% dari permukaan bumi), bersama dengan radiasi efektif Bumi, diarahkan ke ruang dunia. Albedo bumi (42%) dan radiasi (58%) menyeimbangkan masuknya radiasi matahari ke atmosfer.

(Q) adalah kombinasi dari radiasi matahari langsung yang datang langsung dari matahari dan radiasi difus (energi radiasi yang dihamburkan oleh awan dan dirinya sendiri).

Total radiasi di langit tak berawan ( kemungkinan radiasi) tergantung pada garis lintang tempat, ketinggian matahari, sifat permukaan di bawahnya dan transparansi atmosfer, mis. dari kandungan aerosol di dalamnya dan. Peningkatan kandungan aerosol menyebabkan penurunan radiasi langsung dan peningkatan radiasi hamburan. Yang terakhir ini juga terjadi dengan peningkatan albedo dari permukaan di bawahnya. Bagian dari radiasi yang tersebar di total di langit tak berawan adalah 20-25%.

Distribusi jumlah radiasi total bulanan dan tahunan di atas wilayah Rusia di bawah langit tak berawan diberikan dalam tabel dalam bentuk nilai rata-rata garis lintang.

Pada semua musim sepanjang tahun, jumlah radiasi total meningkat dari utara ke selatan sesuai dengan perubahan ketinggian matahari. Pengecualian adalah periode dari Mei hingga Juli, ketika kombinasi hari yang panjang dan ketinggian matahari memberikan nilai radiasi total yang agak tinggi di utara.

Total radiasi di langit tak berawan ditandai dengan adanya nilai yang lebih tinggi di bagian Asia dibandingkan dengan bagian Eropa.

dalam kondisi langit cerah total radiasi memiliki variasi diurnal sederhana dengan maksimum pada siang hari. Dalam kursus tahunan, maksimum dicatat pada bulan Juni - bulan tinggi terbesar matahari.

Kedatangan bulanan dan tahunan total radiasi dalam kondisi aktual hanya sebagian dari kemungkinan, yang merupakan manifestasi dari pengaruh kekeruhan. Penyimpangan terbesar dari pendapatan bulanan riil dari yang mungkin diamati di musim panas di Timur Jauh, di mana, di bawah pengaruh monsun, kekeruhan mengurangi total radiasi sebesar 40–60%. Secara keseluruhan untuk tahun ini bagian terbesar dari kemungkinan total radiasi yang paling banyak wilayah selatan Rusia - hingga 80%.

Dengan adanya awan, radiasi total ditentukan tidak hanya oleh jumlah dan bentuk awan, tetapi juga oleh keadaan piringan matahari. Saat terbuka piringan surya munculnya kekeruhan menyebabkan peningkatan radiasi total karena peningkatan radiasi yang tersebar. Pada beberapa hari, radiasi difus dapat sepadan dengan radiasi langsung. Dalam kasus ini, kedatangan harian dari total radiasi dapat melebihi radiasi di langit tak berawan.

Faktor astronomi adalah faktor penentu dalam perjalanan tahunan radiasi total, namun, karena pengaruh kekeruhan, kedatangan maksimum radiasi tidak dapat diamati pada bulan Juni, seperti yang biasa terjadi pada langit yang tidak berawan, tetapi pada bulan Juli dan bahkan pada bulan Juni. Boleh.

Saya akan berterima kasih jika Anda membagikan artikel ini di jejaring sosial: