A energia solar igual a 100% chega ao limite superior da atmosfera.

A radiação ultravioleta, que compõe 3% de 100% da luz solar recebida, é principalmente absorvida pela camada de ozônio na atmosfera superior.

Cerca de 40% dos 97% restantes interagem com as nuvens - dos quais 24% são refletidos de volta ao espaço, 2% são absorvidos pelas nuvens e 14% são espalhados, atingindo a superfície terrestre como radiação espalhada.

32% da radiação incidente interage com vapor de água, poeira e neblina na atmosfera - 13% disso é absorvido, 7% é refletido de volta ao espaço e 12% atinge a superfície da Terra como luz solar dispersa (Fig. 6)

Arroz. 6. Balanço de radiação da Terra

Portanto, dos 100% iniciais de radiação solar da superfície da Terra, chegam 2% da luz solar direta e 26% da luz difusa.

Deste total, 4% são refletidos da superfície da Terra de volta ao espaço, e a reflexão total no espaço é 35% da luz solar incidente.

Dos 65% da luz absorvida pela Terra, 3% vem da alta atmosfera, 15% da baixa atmosfera e 47% da superfície da Terra - o oceano e a terra.

Para que a Terra mantenha o equilíbrio térmico, 47% de toda a energia solar que passa pela atmosfera e é absorvida por terra e mar deve ser liberada por terra e mar de volta à atmosfera.

A parte visível do espectro de radiação que entra na superfície do oceano e cria a iluminação consiste em raios solares que passaram pela atmosfera (radiação direta) e alguns dos raios espalhados pela atmosfera em todas as direções, inclusive para a superfície do oceano. oceano (radiação difusa).

A proporção da energia desses dois fluxos de luz caindo em uma plataforma horizontal depende da altura do Sol - quanto mais alto estiver acima do horizonte, maior a proporção de radiação direta

A iluminação da superfície do mar em condições naturais também depende da nebulosidade. Nuvens altas e finas lançam muita luz espalhada, devido à qual a iluminação da superfície do mar em alturas médias do Sol pode ser ainda maior do que com um céu sem nuvens. Nuvens de chuva densas reduzem drasticamente a iluminação.

Os raios de luz que iluminam a superfície do mar sofrem reflexão e refração na fronteira água-ar (Fig. 7) de acordo com a conhecida lei física de Snell.

Arroz. 7. Reflexão e refração de um feixe de luz na superfície do oceano

Assim, todos os raios de luz que caem na superfície do mar são parcialmente refletidos, refratados e entram no mar.

A razão entre os fluxos de luz refratada e refletida depende da altura do Sol. A uma altura do Sol 0 0, todo o fluxo de luz é refletido na superfície do mar. Com o aumento da altura do Sol, a proporção do fluxo de luz que penetra na água aumenta e, a uma altura do Sol de 90 0, 98% do fluxo total incidente na superfície penetra na água.

A razão entre o fluxo de luz refletido da superfície do mar e a luz incidente é chamada de albedo da superfície do mar . Então o albedo da superfície do mar a uma altura do Sol de 90 0 será de 2%, e para 0 0 - 100%. O albedo da superfície do mar é diferente para fluxos de luz diretos e difusos. O albedo da radiação direta depende essencialmente da altura do Sol, o albedo da radiação espalhada praticamente não depende da altura do Sol.

A energia radiante do Sol é praticamente a única fonte de calor para a superfície da Terra e sua atmosfera. A radiação proveniente das estrelas e da Lua é 30-106 vezes menor que a radiação solar. O fluxo de calor das profundezas da Terra para a superfície é 5000 vezes menor que o calor recebido do Sol.

Parte da radiação solar é luz visível. Assim, o Sol é uma fonte não apenas de calor para a Terra, mas também de luz, o que é importante para a vida em nosso planeta.

A energia radiante do Sol se transforma em calor em parte na própria atmosfera, mas principalmente na superfície da Terra, onde é usada para aquecer as camadas superiores do solo e da água e, a partir delas, o ar. A superfície da Terra aquecida e a atmosfera aquecida, por sua vez, emitem radiação infravermelha invisível. Dando radiação ao espaço do mundo, a superfície e a atmosfera da Terra são resfriadas.

A experiência mostra que as temperaturas médias anuais da superfície e da atmosfera da Terra em qualquer ponto da Terra variam pouco de ano para ano. Se considerarmos as condições de temperatura na Terra por longos períodos de tempo de vários anos, podemos aceitar a hipótese de que a Terra está em equilíbrio térmico: o influxo de calor do Sol é equilibrado por sua perda no espaço sideral. Mas como a Terra (com a atmosfera) recebe calor absorvendo a radiação solar e perde calor por sua própria radiação, a hipótese de equilíbrio térmico significa ao mesmo tempo que a Terra está em equilíbrio radiativo: o influxo de radiação de ondas curtas para é equilibrado pelo retorno da radiação de ondas longas ao espaço mundial.

radiação solar direta

A radiação que chega à superfície da Terra diretamente do disco do Sol é chamada de radiação solar direta. A radiação solar se propaga do Sol em todas as direções. Mas a distância da Terra ao Sol é tão grande que a radiação direta incide sobre qualquer superfície da Terra na forma de um feixe de raios paralelos que emanam, por assim dizer, do infinito. Mesmo o globo inteiro como um todo é tão pequeno em comparação com a distância ao Sol que toda a radiação solar que incide sobre ele pode ser considerada um feixe de raios paralelos sem erro perceptível.

É fácil entender que a quantidade máxima possível de radiação em determinadas condições é recebida por uma unidade de área localizada perpendicularmente aos raios do sol. Haverá menos energia radiante por unidade de área horizontal. A equação básica para o cálculo da radiação solar direta é produzida pelo ângulo de incidência dos raios solares, mais precisamente, pela altura do sol ( h): S" = S pecado h; Onde S"- radiação solar que chega a uma superfície horizontal, S- radiação solar direta com raios paralelos.

O fluxo de radiação solar direta sobre uma superfície horizontal é chamado de insolação.

Mudanças na radiação solar na atmosfera e na superfície da Terra

Cerca de 30% da radiação solar direta incidente na Terra é refletida de volta para o espaço sideral. Os 70% restantes entram na atmosfera. Ao passar pela atmosfera, a radiação solar é parcialmente espalhada pelos gases atmosféricos e aerossóis e passa para uma forma especial de radiação difusa. A radiação solar parcialmente direta é absorvida pelos gases atmosféricos e impurezas e passa para o calor, ou seja, vai aquecer o ambiente.

A radiação solar direta que não é espalhada e absorvida na atmosfera atinge a superfície terrestre. Uma pequena fração dela é refletida e a maior parte da radiação é absorvida pela superfície da Terra, como resultado do aquecimento da superfície da Terra. Parte da radiação espalhada também atinge a superfície da Terra, parcialmente refletida e parcialmente absorvida por ela. Outra parte da radiação espalhada sobe para o espaço interplanetário.

Como resultado da absorção e dispersão da radiação na atmosfera, a radiação direta que atingiu a superfície da Terra difere daquela que chegou aos limites da atmosfera. O fluxo de radiação solar diminui e sua composição espectral muda, pois raios de diferentes comprimentos de onda são absorvidos e espalhados na atmosfera de diferentes maneiras.

Na melhor das hipóteses, ou seja, na posição mais alta do Sol e com suficiente pureza do ar, pode-se observar um fluxo de radiação direta de cerca de 1,05 kW/m 2 na superfície da Terra. Nas montanhas em altitudes de 4 a 5 km, foram observados fluxos de radiação de até 1,2 kW/m 2 ou mais. À medida que o sol se aproxima do horizonte e a espessura do ar atravessado pelos raios solares aumenta, o fluxo de radiação direta diminui cada vez mais.

Cerca de 23% da radiação solar direta é absorvida na atmosfera. Além disso, essa absorção é seletiva: diferentes gases absorvem radiação em diferentes partes do espectro e em diferentes graus.

O nitrogênio absorve radiação apenas em comprimentos de onda muito curtos na parte ultravioleta do espectro. A energia da radiação solar nesta parte do espectro é completamente desprezível, de modo que a absorção pelo nitrogênio praticamente não tem efeito sobre o fluxo de radiação solar. Em uma extensão um pouco maior, mas ainda muito pequena, o oxigênio absorve a radiação solar - em duas seções estreitas da parte visível do espectro e na parte ultravioleta.

O ozônio é um absorvedor mais forte da radiação solar. Absorve a radiação solar ultravioleta e visível. Apesar de seu conteúdo no ar ser muito pequeno, ele absorve a radiação ultravioleta na atmosfera superior com tanta força que ondas menores que 0,29 mícron não são observadas no espectro solar próximo à superfície da Terra. A absorção total da radiação solar pelo ozônio chega a 3% da radiação solar direta.

O dióxido de carbono (dióxido de carbono) absorve fortemente a radiação na região infravermelha do espectro, mas seu conteúdo na atmosfera ainda é pequeno, então sua absorção de radiação solar direta é geralmente pequena. Dos gases, o principal absorvedor de radiação na atmosfera é o vapor d'água, concentrado na troposfera e principalmente em sua parte inferior. A partir do fluxo total de radiação solar, o vapor de água absorve radiação nos intervalos de comprimento de onda nas regiões do visível e do infravermelho próximo do espectro. Nuvens e impurezas atmosféricas também absorvem a radiação solar, ou seja, partículas de aerossol suspensas na atmosfera. Em geral, a absorção por vapor de água e absorção de aerossol é de cerca de 15% e 5% é absorvida pelas nuvens.

Em cada lugar individual, a absorção muda ao longo do tempo, dependendo tanto do conteúdo variável de substâncias absorventes no ar, principalmente vapor de água, nuvens e poeira, quanto da altura do Sol acima do horizonte, ou seja, na espessura da camada de ar passada pelos raios em seu caminho para a Terra.

A radiação solar direta em seu caminho pela atmosfera é atenuada não apenas por absorção, mas também por espalhamento, e é atenuada de forma mais significativa. O espalhamento é um fenômeno físico fundamental da interação da luz com a matéria. Pode ocorrer em todos os comprimentos de onda do espectro eletromagnético, dependendo da razão entre o tamanho das partículas espalhantes e o comprimento de onda da radiação incidente. energia da onda incidente e a irradia novamente em todas as direções. Assim, uma partícula pode ser considerada como uma fonte pontual de energia espalhada. espalhamento chamada de conversão de parte da radiação solar direta, que antes do espalhamento se propaga na forma de raios paralelos em uma determinada direção, em radiação indo em todas as direções. A dispersão ocorre no ar atmosférico opticamente não homogêneo contendo as menores partículas de impurezas líquidas e sólidas - gotas, cristais, aerossóis menores, ou seja, em um meio onde o índice de refração varia de ponto a ponto. Mas um meio opticamente não homogêneo também é ar puro, livre de impurezas, pois nele, devido ao movimento térmico das moléculas, condensações e rarefação, ocorrem constantemente flutuações de densidade. Encontrando moléculas e impurezas na atmosfera, os raios do sol perdem sua direção retilínea de propagação e dispersão. A radiação se propaga a partir de partículas espalhadas como se elas próprias fossem emissoras.

De acordo com as leis de espalhamento, em particular, de acordo com a lei de Rayleigh, a composição espectral da radiação espalhada difere da composição espectral da linha reta. A lei de Rayleigh afirma que a dispersão dos raios é inversamente proporcional à 4ª potência do comprimento de onda:

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

Onde S? – coef. espalhamento; mé o índice de refração no gás; né o número de moléculas por unidade de volume; ? é o comprimento de onda.

Cerca de 26% da energia do fluxo total de radiação solar é convertida na atmosfera em radiação difusa. Cerca de 2/3 da radiação espalhada chega à superfície da Terra. Mas este já será um tipo especial de radiação, significativamente diferente da radiação direta. Primeiro, a radiação espalhada chega à superfície da Terra não do disco solar, mas de todo o firmamento. Portanto, é necessário medir seu fluxo para uma superfície horizontal. Também é medido em W/m2 (ou kW/m2).

Em segundo lugar, a radiação espalhada difere da radiação direta na composição espectral, uma vez que raios de diferentes comprimentos de onda são espalhados em diferentes graus. No espectro de radiação espalhada, a proporção da energia de diferentes comprimentos de onda em comparação com o espectro de radiação direta é alterada em favor de raios de comprimento de onda mais curtos. Quanto menor o tamanho das partículas de espalhamento, mais fortes os raios de comprimento de onda curto são espalhados em comparação com os de comprimento de onda longo.

Fenômenos de Espalhamento de Radiação

Fenômenos como a cor azul do céu, o crepúsculo e o amanhecer, bem como a visibilidade, estão associados ao espalhamento da radiação. A cor azul do céu é a cor do próprio ar, devido à dispersão dos raios solares nele. O ar é transparente em uma camada fina, assim como a água é transparente em uma camada fina. Mas em uma espessura poderosa da atmosfera, o ar tem uma cor azul, assim como a água já em uma espessura relativamente pequena (vários metros) tem uma cor esverdeada. Então, como a dispersão molecular da luz acontece inversamente? 4, então no espectro de luz espalhada enviada pelo firmamento, o máximo de energia é deslocado para azul. Com a altura, à medida que a densidade do ar diminui, ou seja, o número de partículas espalhadas, a cor do céu fica mais escura e se transforma em azul profundo e na estratosfera - em preto-violeta. Quanto mais impurezas no ar de tamanhos maiores do que as moléculas de ar, maior a proporção de raios de ondas longas no espectro da radiação solar e mais esbranquiçada a cor do céu se torna. Quando o diâmetro das partículas de neblina, nuvens e aerossóis se torna superior a 1-2 mícrons, os raios de todos os comprimentos de onda não são mais espalhados, mas refletidos igualmente difusamente; portanto, objetos distantes em neblina e neblina empoeirada não são mais obscurecidos por um azul, mas por uma cortina branca ou cinza. Portanto, as nuvens nas quais a luz solar (ou seja, branca) incide parecem brancas.

A dispersão da radiação solar na atmosfera é de grande importância prática, pois cria luz difusa durante o dia. Na ausência de uma atmosfera na Terra, seria luz apenas onde a luz solar direta ou a luz solar refletida pela superfície da Terra e objetos sobre ela cairiam. Como resultado da luz difusa, toda a atmosfera durante o dia serve como fonte de iluminação: durante o dia também é luz onde os raios do sol não incidem diretamente, e mesmo quando o sol está escondido pelas nuvens.

Após o pôr do sol à noite, a escuridão não vem imediatamente. O céu, especialmente na parte do horizonte onde o Sol se pôs, permanece brilhante e envia radiação espalhada gradualmente decrescente para a superfície da Terra. Da mesma forma, de manhã, mesmo antes do nascer do sol, o céu brilha principalmente na direção do nascer do sol e envia luz difusa para a terra. Esse fenômeno de escuridão incompleta é chamado de crepúsculo - tarde e manhã. A razão para isso é a iluminação pelo Sol, que está sob o horizonte, das altas camadas da atmosfera e a dispersão da luz solar por elas.

O chamado crepúsculo astronômico continua à noite até que o Sol se ponha 18 graus abaixo do horizonte; a essa altura, está tão escuro que as estrelas mais fracas são visíveis. O crepúsculo astronômico da manhã começa quando o sol tem a mesma posição abaixo do horizonte. A primeira parte do crepúsculo astronômico da noite ou a última parte da manhã, quando o sol está abaixo do horizonte de pelo menos 8 °, é chamada de crepúsculo civil. A duração do crepúsculo astronômico varia com a latitude e a época do ano. Nas latitudes médias é de 1,5 a 2 horas, nos trópicos é menor, no equador um pouco mais de uma hora.

Em altas latitudes no verão, o sol pode não afundar abaixo do horizonte ou afundar muito raso. Se o sol cair abaixo do horizonte por menos de 18 o, então a escuridão completa não ocorre e o crepúsculo da noite se funde com a manhã. Esse fenômeno é chamado de noites brancas.

O crepúsculo é acompanhado por belas, às vezes muito espetaculares, mudanças na cor do firmamento na direção do Sol. Essas mudanças começam antes do pôr do sol e continuam após o nascer do sol. Eles têm um caráter bastante regular e são chamados de amanhecer. As cores características do amanhecer são roxo e amarelo. Mas a intensidade e a variedade de tons de cores do amanhecer variam muito, dependendo do teor de impurezas do aerossol no ar. Os tons das nuvens de iluminação ao entardecer também são variados.

Na parte do céu oposta ao sol, há um anti-amanhecer, também com mudança nos tons de cores, com predominância do roxo e do roxo-violeta. Após o pôr do sol, a sombra da Terra aparece nesta parte do céu: um segmento azul-acinzentado que cresce cada vez mais em altura e para os lados. Os fenômenos do amanhecer são explicados pela dispersão da luz pelas menores partículas dos aerossóis atmosféricos e pela difração da luz pelas partículas maiores.

Objetos distantes são vistos pior do que objetos próximos, e não apenas porque seu tamanho aparente é reduzido. Mesmo objetos muito grandes a uma ou outra distância do observador tornam-se pouco distinguíveis devido à turbidez da atmosfera através da qual são visíveis. Esta turbidez é devido à dispersão da luz na atmosfera. É claro que aumenta com o aumento das impurezas do aerossol no ar.

Para muitos propósitos práticos, é muito importante saber a que distância os contornos dos objetos atrás da cortina de ar deixam de ser distinguidos. A distância na qual os contornos dos objetos deixam de se distinguir na atmosfera é chamada de faixa de visibilidade, ou simplesmente visibilidade. A faixa de visibilidade é mais frequentemente determinada pelo olho em certos objetos pré-selecionados (escuros contra o céu), cuja distância é conhecida. Há também uma série de instrumentos fotométricos para determinar a visibilidade.

Em ar muito limpo, por exemplo, de origem ártica, o alcance de visibilidade pode chegar a centenas de quilômetros, já que a atenuação da luz dos objetos nesse ar ocorre devido ao espalhamento principalmente nas moléculas do ar. Em ar com muito pó ou produtos de condensação, o alcance de visibilidade pode ser reduzido para vários quilômetros ou até metros. Assim, em neblina leve, a faixa de visibilidade é de 500 a 1.000 m, e em neblina pesada ou fortes areais, pode ser reduzida a dezenas ou até vários metros.

Radiação total, radiação solar refletida, radiação absorvida, PAR, albedo da Terra

Toda radiação solar que chega à superfície da Terra - direta e espalhada - é chamada de radiação total. Assim, a radiação total

Q = S* pecado h + D,

Onde S– iluminação de energia por radiação direta,

D– iluminação de energia por radiação espalhada,

h- a altura do sol.

Com um céu sem nuvens, a radiação total tem uma variação diária com um máximo por volta do meio-dia e uma variação anual com um máximo no verão. A nebulosidade parcial que não cobre o disco solar aumenta a radiação total em relação a um céu sem nuvens; a nebulosidade total, pelo contrário, a reduz. Em média, a nebulosidade reduz a radiação total. Portanto, no verão, a chegada da radiação total no período pré-meio-dia é, em média, maior do que no período da tarde. Pela mesma razão, é maior no primeiro semestre do que no segundo.

S.P. Khromov e A. M. Petrosyants dão valores de radiação total ao meio-dia nos meses de verão perto de Moscou com um céu sem nuvens: uma média de 0,78 kW / m 2, com o Sol e nuvens - 0,80, com nuvens contínuas - 0,26 kW / m 2.

Caindo na superfície da Terra, a radiação total é absorvida principalmente na camada fina superior do solo ou em uma camada mais espessa de água e se transforma em calor, sendo parcialmente refletida. A quantidade de reflexão da radiação solar pela superfície da Terra depende da natureza dessa superfície. A razão entre a quantidade de radiação refletida e a quantidade total de radiação incidente em uma determinada superfície é chamada de albedo da superfície. Essa proporção é expressa em porcentagem.

Então, a partir do fluxo total de radiação total ( S pecado h + D) parte dela é refletida na superfície da Terra ( S pecado h + D)E onde MASé o albedo da superfície. O resto da radiação total ( S pecado h + D) (1 – MAS) é absorvido pela superfície da Terra e vai aquecer as camadas superiores do solo e da água. Esta parte é chamada de radiação absorvida.

O albedo da superfície do solo varia de 10 a 30%; em chernozem úmido, diminui para 5%, e em areia leve e seca pode subir para 40%. À medida que a umidade do solo aumenta, o albedo diminui. O albedo da cobertura vegetal - florestas, prados, campos - é de 10 a 25%. O albedo da superfície da neve recém-caída é de 80 a 90%, enquanto o da neve de longa data é de cerca de 50% ou menos. O albedo de uma superfície de água lisa para radiação direta varia de alguns por cento (se o Sol estiver alto) a 70% (se baixo); também depende da excitação. Para radiação espalhada, o albedo das superfícies da água é de 5 a 10%. Em média, o albedo da superfície do Oceano Mundial é de 5 a 20%. O albedo da superfície superior das nuvens varia de alguns por cento a 70-80%, dependendo do tipo e espessura da cobertura de nuvens, em média 50-60% (S.P. Khromov, M.A. Petrosyants, 2004).

Os números acima referem-se à reflexão da radiação solar, não só visível, mas também em todo o seu espectro. Os meios fotométricos medem o albedo apenas para a radiação visível, que, é claro, pode diferir um pouco do albedo para todo o fluxo de radiação.

A parte predominante da radiação refletida pela superfície da Terra e a superfície superior das nuvens vai além da atmosfera para o espaço mundial. Uma parte (cerca de um terço) da radiação espalhada também vai para o espaço do mundo.

A razão entre a radiação solar refletida e espalhada que deixa o espaço e a quantidade total de radiação solar que entra na atmosfera é chamada de albedo planetário da Terra, ou simplesmente albedo da Terra.

Em geral, o albedo planetário da Terra é estimado em 31%. A parte principal do albedo planetário da Terra é a reflexão da radiação solar pelas nuvens.

Parte da radiação direta e refletida está envolvida no processo de fotossíntese das plantas, por isso é chamada de radiação fotossinteticamente ativa (DISTANTE). DISTANTE - a parte da radiação de ondas curtas (de 380 a 710 nm), que é a mais ativa em relação à fotossíntese e ao processo de produção das plantas, é representada tanto pela radiação direta quanto pela difusa.

As plantas são capazes de consumir radiação solar direta e refletida de objetos celestes e terrestres na faixa de comprimento de onda de 380 a 710 nm. O fluxo de radiação fotossinteticamente ativa é aproximadamente metade do fluxo solar, ou seja, metade da radiação total, e praticamente independentemente das condições meteorológicas e localização. Embora, se para as condições da Europa o valor de 0,5 é típico, então para as condições de Israel é um pouco mais alto (cerca de 0,52). No entanto, não se pode dizer que as plantas utilizam o PAR da mesma forma ao longo de suas vidas e em condições diferentes. A eficiência de uso do PAR é diferente, portanto, foram propostos os indicadores "coeficiente de uso do PAR", que reflete a eficiência do uso do PAR e a "Eficiência das fitocenoses". A eficiência das fitocenoses caracteriza a atividade fotossintética da cobertura vegetal. Este parâmetro encontrou a aplicação mais ampla entre os silvicultores para avaliar as fitocenoses florestais.

Ressalta-se que as próprias plantas são capazes de formar PAR na cobertura vegetal. Isto é conseguido devido à localização das folhas em direção aos raios solares, a rotação das folhas, a distribuição de folhas de diferentes tamanhos e ângulos em diferentes níveis de fitocenoses, ou seja, através da chamada arquitetura do dossel. Na cobertura vegetal, os raios do sol são repetidamente refratados, refletidos da superfície da folha, formando assim seu próprio regime interno de radiação.

A radiação espalhada dentro da cobertura vegetal tem o mesmo valor fotossintético que a radiação direta e difusa que entra na superfície da cobertura vegetal.

Radiação da superfície terrestre

As camadas superiores de solo e água, cobertura de neve e vegetação emitem radiação de ondas longas; esta radiação terrestre é mais comumente referida como a radiação intrínseca da superfície da Terra.

A auto-radiação pode ser calculada conhecendo a temperatura absoluta da superfície da Terra. De acordo com a lei de Stefan-Boltzmann, levando em conta que a Terra não é um corpo completamente negro e, portanto, introduzindo o coeficiente? (geralmente igual a 0,95), radiação do solo E determinado pela fórmula

E s = ?? T 4 ,

Onde? é a constante de Stefan-Boltzmann, T temperatura, K.

A 288K, E s \u003d 3,73 10 2 W / m 2. Um retorno tão grande da radiação da superfície terrestre levaria ao seu rápido resfriamento, se isso não fosse impedido pelo processo inverso - a absorção da radiação solar e atmosférica pela superfície terrestre. As temperaturas absolutas da superfície da Terra estão entre 190 e 350 K. Nessas temperaturas, a radiação emitida praticamente tem comprimentos de onda na faixa de 4–120 µm, e sua energia máxima é de 10–15 µm. Portanto, toda essa radiação é infravermelha, não percebida pelo olho.

Contra-radiação ou contra-radiação

A atmosfera se aquece, absorvendo tanto a radiação solar (embora em uma fração relativamente pequena, cerca de 15% de sua quantidade total que chega à Terra), quanto a própria radiação da superfície terrestre. Além disso, recebe calor da superfície terrestre por condução, bem como por condensação do vapor de água evaporado da superfície terrestre. A atmosfera aquecida irradia por si mesma. Assim como a superfície da Terra, ela emite radiação infravermelha invisível na mesma faixa de comprimento de onda.

A maior parte (70%) da radiação atmosférica chega à superfície da Terra, o restante vai para o espaço mundial. A radiação atmosférica que atinge a superfície da Terra é chamada de contra-radiação. E a, uma vez que se dirige à própria radiação da superfície terrestre. A superfície da Terra absorve a radiação contrária quase inteiramente (em 95-99%). Assim, a contra-radiação é uma importante fonte de calor para a superfície terrestre, além da radiação solar absorvida. A contra-radiação aumenta com o aumento da nebulosidade, uma vez que as próprias nuvens irradiam fortemente.

A principal substância na atmosfera que absorve a radiação terrestre e a envia de volta é o vapor de água. Absorve radiação infravermelha em uma grande região do espectro - de 4,5 a 80 mícrons, com exceção do intervalo entre 8,5 e 12 mícrons.

O monóxido de carbono (dióxido de carbono) absorve fortemente a radiação infravermelha, mas apenas em uma região estreita do espectro; ozônio é mais fraco e também em uma região estreita do espectro. É verdade que a absorção por dióxido de carbono e ozônio incide sobre ondas cuja energia no espectro da radiação terrestre está próxima do máximo (7–15 μm).

A contra-radiação é sempre um pouco menor que a terrestre. Portanto, a superfície da Terra perde calor devido à diferença positiva entre a sua própria e a contra-radiação. A diferença entre a auto-radiação da superfície da Terra e a contra-radiação da atmosfera é chamada de radiação efetiva. E e:

E e = E s- E uma.

A radiação efetiva é a perda líquida de energia radiante e, portanto, de calor, da superfície da Terra à noite. A auto-radiação pode ser determinada de acordo com a lei de Stefan-Boltzmann, conhecendo a temperatura da superfície da Terra, e a contra-radiação pode ser calculada usando a fórmula acima.

A radiação efetiva em noites claras é de cerca de 0,07–0,10 kW/m 2 em estações de baixa altitude em latitudes temperadas e até 0,14 kW/m 2 em estações de alta altitude (onde a radiação contrária é menor). Com o aumento da nebulosidade, que aumenta a contra-radiância, a radiação efetiva diminui. Em tempo nublado é muito menor do que em tempo claro; consequentemente, o resfriamento noturno da superfície da Terra também é menor.

A radiação efetiva, é claro, também existe durante o dia. Mas durante o dia é bloqueado ou parcialmente compensado pela radiação solar absorvida. Portanto, a superfície da Terra é mais quente durante o dia do que à noite, mas a radiação efetiva durante o dia é maior.

Em média, a superfície da Terra em latitudes médias perde por meio de radiação efetiva cerca de metade da quantidade de calor que recebe da radiação absorvida.

Ao absorver a radiação terrestre e enviar contra-radiação à superfície da Terra, a atmosfera reduz o resfriamento desta última à noite. Durante o dia, pouco faz para evitar o aquecimento da superfície da Terra pela radiação solar. Essa influência da atmosfera no regime térmico da superfície terrestre é chamada de efeito estufa, ou efeito estufa, devido à analogia externa com a ação dos vidros de efeito estufa.

Balanço de radiação da superfície da Terra

A diferença entre a radiação absorvida e a radiação efetiva é chamada de balanço de radiação da superfície da Terra:

NO=(S pecado h + D)(1 – MAS) – E e.

À noite, quando não há radiação total, o balanço negativo de radiação é igual à radiação efetiva.

O balanço de radiação muda de valores negativos noturnos para valores positivos diurnos após o nascer do sol a uma altura de 10 a 15°. De valores positivos a negativos, passa antes do pôr do sol na mesma altura acima do horizonte. Na presença de cobertura de neve, o balanço de radiação torna-se positivo apenas em uma altitude solar de cerca de 20-25 o, pois com um grande albedo de neve, sua absorção de radiação total é pequena. Durante o dia, o balanço de radiação aumenta com o aumento da altitude solar e diminui com a sua diminuição.

Os valores médios do balanço de radiação ao meio-dia em Moscou no verão com céu claro, citados por S.P. Khromov e M.A. Petrosyants (2004) são cerca de 0,51 kW/m 2 , no inverno apenas 0,03 kW/m 2 , sob condições de nebulosidade média no verão cerca de 0,3 kW/m 2 , e no inverno são próximas de zero.

O sol irradia uma enorme quantidade de energia - aproximadamente 1,1x1020 kWh por segundo. Um quilowatt-hora é a quantidade de energia necessária para fazer funcionar uma lâmpada incandescente de 100 watts por 10 horas. As camadas externas da atmosfera da Terra interceptam aproximadamente um milionésimo da energia emitida pelo Sol, ou aproximadamente 1.500 quadrilhões (1,5 x 1.018) kWh anualmente. No entanto, devido à reflexão, espalhamento e absorção por gases atmosféricos e aerossóis, apenas 47% de toda a energia, ou aproximadamente 700 quatrilhões (7 x 1017) kWh, atinge a superfície da Terra.

A radiação solar na atmosfera terrestre é dividida na chamada radiação direta e espalhada por partículas de ar, poeira, água, etc. contidas na atmosfera. Sua soma forma a radiação solar total. A quantidade de energia caindo por unidade de área por unidade de tempo depende de vários fatores:

• latitude
• clima local estação do ano
• o ângulo de inclinação da superfície em relação ao sol.

Horário e localização geográfica

A quantidade de energia solar que cai na superfície da Terra muda devido ao movimento do Sol. Essas mudanças dependem da hora do dia e da estação. Normalmente, mais radiação solar atinge a Terra ao meio-dia do que no início da manhã ou no final da noite. Ao meio-dia, o Sol está bem acima do horizonte, e o comprimento do caminho dos raios do Sol através da atmosfera da Terra é reduzido. Consequentemente, menos radiação solar é espalhada e absorvida, o que significa que mais atinge a superfície.

A quantidade de energia solar que atinge a superfície da Terra difere do valor médio anual: no inverno - menos de 0,8 kWh/m2 por dia no Norte da Europa e mais de 4 kWh/m2 por dia no verão nesta mesma região. A diferença diminui à medida que você se aproxima do equador.

A quantidade de energia solar também depende da localização geográfica do local: quanto mais próximo do equador, maior é. Por exemplo, a radiação solar total média anual incidente em uma superfície horizontal é: na Europa Central, Ásia Central e Canadá - aproximadamente 1000 kWh/m2; no Mediterrâneo - aproximadamente 1700 kWh / m2; na maioria das regiões desérticas da África, Oriente Médio e Austrália, aproximadamente 2200 kWh/m2.

Assim, a quantidade de radiação solar varia significativamente em função da época do ano e da localização geográfica (ver tabela). Este fator deve ser levado em consideração ao usar a energia solar.

	Sul da Europa	A Europa Central	Norte da Europa	região do Caribe
Janeiro	2,6	1,7	0,8	5,1
Fevereiro	3,9	3,2	1,5	5,6
Marchar	4,6	3,6	2,6	6,0
abril	5,9	4,7	3,4	6,2
Maio	6,3	5,3	4,2	6,1
Junho	6,9	5,9	5,0	5,9
Julho	7,5	6,0	4,4	6,0
Agosto	6,6	5,3	4,0	6,1
Setembro	5,5	4,4	3,3	5,7
Outubro	4,5	3,3	2,1	5,3
novembro	3,0	2,1	1,2	5,1
dezembro	2,7	1,7	0,8	4,8
ANO	5,0	3,9	2,8	5,7

A influência das nuvens na energia solar

A quantidade de radiação solar que atinge a superfície da Terra depende de vários fenômenos atmosféricos e da posição do Sol durante o dia e ao longo do ano. As nuvens são o principal fenômeno atmosférico que determina a quantidade de radiação solar que atinge a superfície da Terra. Em qualquer ponto da Terra, a radiação solar que atinge a superfície da Terra diminui com o aumento da nebulosidade. Consequentemente, os países com clima predominantemente nublado recebem menos radiação solar do que os desertos, onde o clima é principalmente sem nuvens.

A formação de nuvens é influenciada pela presença de feições locais como montanhas, mares e oceanos, além de grandes lagos. Portanto, a quantidade de radiação solar recebida nessas áreas e nas regiões adjacentes a elas pode diferir. Por exemplo, as montanhas podem receber menos radiação solar do que os contrafortes e planícies adjacentes. Os ventos que sopram em direção às montanhas fazem com que parte do ar suba e, resfriando a umidade do ar, formam nuvens. A quantidade de radiação solar em áreas costeiras também pode diferir daquelas registradas em áreas localizadas no interior.

A quantidade de energia solar recebida durante o dia depende em grande parte dos fenômenos atmosféricos locais. Ao meio-dia com céu claro, a energia solar total

a radiação que incide sobre uma superfície horizontal pode atingir (por exemplo, na Europa Central) um valor de 1000 W/m2 (em condições meteorológicas muito favoráveis ​​este valor pode ser superior), enquanto em tempo muito nublado é inferior a 100 W/m2 mesmo em meio-dia.

Efeitos da poluição atmosférica na energia solar

Fenômenos antropogênicos e naturais também podem limitar a quantidade de radiação solar que atinge a superfície da Terra. O smog urbano, a fumaça de incêndios florestais e as cinzas vulcânicas transportadas pelo ar reduzem o uso de energia solar, aumentando a dispersão e absorção da radiação solar. Ou seja, esses fatores têm maior influência na radiação solar direta do que na total. Com grave poluição do ar, por exemplo, com smog, a radiação direta é reduzida em 40% e o total - apenas 15-25%. Uma forte erupção vulcânica pode reduzir, e em uma grande área da superfície da Terra, a radiação solar direta em 20% e total - em 10% por um período de 6 meses a 2 anos. Com a diminuição da quantidade de cinzas vulcânicas na atmosfera, o efeito enfraquece, mas o processo de recuperação completa pode levar vários anos.

O potencial da energia solar

O sol nos fornece 10.000 vezes mais energia livre do que é realmente usado em todo o mundo. Só o mercado comercial global compra e vende pouco menos de 85 trilhões (8,5 x 1013) kWh de energia por ano. Como é impossível acompanhar todo o processo, não é possível dizer com certeza quanta energia não comercial as pessoas consomem (por exemplo, quanta madeira e fertilizantes são coletados e queimados, quanta água é usada para produzir energia). Alguns especialistas estimam que essa energia não comercial representa um quinto de toda a energia utilizada. Mas mesmo que isso seja verdade, então a energia total consumida pela humanidade durante o ano é apenas aproximadamente um sete milésimos da energia solar que atinge a superfície da Terra no mesmo período.

Em países desenvolvidos, como os EUA, o consumo de energia é de aproximadamente 25 trilhões (2,5 x 1013) kWh por ano, o que corresponde a mais de 260 kWh por pessoa por dia. Esse valor equivale a usar mais de cem lâmpadas incandescentes de 100W diariamente durante um dia inteiro. O cidadão americano médio consome 33 vezes mais energia que um indiano, 13 vezes mais que um chinês, duas vezes e meia mais que um japonês e duas vezes mais que um sueco.

A quantidade de energia solar que chega à superfície da Terra é muitas vezes maior do que seu consumo, mesmo em países como os Estados Unidos, onde o consumo de energia é enorme. Se apenas 1% do território do país fosse usado para instalar equipamentos solares (painéis fotovoltaicos ou sistemas solares de água quente) operando com uma eficiência de 10%, os EUA estariam totalmente abastecidos de energia. O mesmo pode ser dito sobre todos os outros países desenvolvidos. No entanto, em certo sentido, isso é irrealista - em primeiro lugar, devido ao alto custo dos sistemas fotovoltaicos e, em segundo lugar, é impossível cobrir áreas tão grandes com equipamentos solares sem prejudicar o ecossistema. Mas o princípio em si está correto.

É possível cobrir a mesma área dispersando as instalações nos telhados dos edifícios, nas casas, ao longo das estradas, em terrenos pré-determinados, etc. Além disso, em muitos países já mais de 1% da terra é destinada à extração, conversão, produção e transporte de energia. E, como a maior parte dessa energia não é renovável na escala da existência humana, esse tipo de produção de energia é muito mais prejudicial ao meio ambiente do que os sistemas solares.

Fontes de calor. A energia térmica desempenha um papel decisivo na vida da atmosfera. A principal fonte dessa energia é o Sol. Quanto à radiação térmica da Lua, planetas e estrelas, é tão insignificante para a Terra que na prática não pode ser levada em consideração. Muito mais energia térmica é fornecida pelo calor interno da Terra. De acordo com os cálculos dos geofísicos, um influxo constante de calor das entranhas da Terra aumenta a temperatura da superfície da Terra em 0,1. Mas esse influxo de calor ainda é tão pequeno que também não há necessidade de levá-lo em consideração. Assim, apenas o Sol pode ser considerado a única fonte de energia térmica na superfície da Terra.

Radiação solar. O sol, que tem uma temperatura da fotosfera (superfície radiante) de cerca de 6000°, irradia energia para o espaço em todas as direções. Parte dessa energia na forma de um enorme feixe de raios solares paralelos atinge a Terra. A energia solar que atinge a superfície da Terra na forma de raios diretos do sol é chamada de radiação solar direta. Mas nem toda radiação solar direcionada à Terra atinge a superfície terrestre, pois os raios do sol, passando por uma poderosa camada da atmosfera, são parcialmente absorvidos por ela, parcialmente espalhados por moléculas e partículas suspensas de ar, parte dela é refletida por nuvens. A parte da energia solar que é dissipada na atmosfera é chamada de radiação espalhada. A radiação solar espalhada se propaga na atmosfera e atinge a superfície da Terra. Percebemos esse tipo de radiação como a luz do dia uniforme, quando o Sol está completamente coberto por nuvens ou simplesmente desapareceu abaixo do horizonte.

A radiação solar direta e difusa, que atinge a superfície da Terra, não é completamente absorvida por ela. Parte da radiação solar é refletida da superfície da Terra de volta para a atmosfera e está lá na forma de um fluxo de raios, o chamado radiação solar refletida.

A composição da radiação solar é muito complexa, o que está associado a uma temperatura muito alta da superfície radiante do Sol. Convencionalmente, de acordo com o comprimento de onda, o espectro da radiação solar é dividido em três partes: ultravioleta (η<0,4<μ видимую глазом (η de 0,4μ a 0,76μ) e infravermelho (η>0,76μ). Além da temperatura da fotosfera solar, a composição da radiação solar próxima à superfície da Terra também é afetada pela absorção e dispersão de parte dos raios solares ao passarem pelo envelope aéreo da Terra. A este respeito, a composição da radiação solar no limite superior da atmosfera e perto da superfície da Terra será diferente. Com base em cálculos teóricos e observações, estabeleceu-se que no limite da atmosfera, a radiação ultravioleta representa 5%, os raios visíveis - 52% e os infravermelhos - 43%. Na superfície da Terra (a uma altura do Sol de 40 °), os raios ultravioletas representam apenas 1%, os visíveis - 40% e os infravermelhos - 59%.

Intensidade da radiação solar. Sob a intensidade da radiação solar direta entenda a quantidade de calor em calorias recebidas em 1 minuto. da energia radiante do Sol pela superfície em 1 cm2, colocado perpendicularmente ao sol.

Para medir a intensidade da radiação solar direta, são utilizados instrumentos especiais - actinômetros e pireliômetros; a quantidade de radiação espalhada é determinada por um piranômetro. O registro automático da duração da ação da radiação solar é realizado por actinógrafos e heliógrafos. A intensidade espectral da radiação solar é determinada por um espectrobológrafo.

Na fronteira da atmosfera, onde são excluídos os efeitos de absorção e dispersão do envelope de ar da Terra, a intensidade da radiação solar direta é de aproximadamente 2 fezes por 1 cm2 superfícies em 1 min. Esse valor é chamado constante solar. A intensidade da radiação solar em 2 fezes por 1 cm2 em 1 min. dá uma quantidade tão grande de calor durante o ano que seria suficiente para derreter uma camada de gelo 35 m grossa, se tal camada cobrisse toda a superfície da Terra.

Numerosas medições da intensidade da radiação solar dão motivos para acreditar que a quantidade de energia solar que chega ao limite superior da atmosfera da Terra experimenta flutuações na quantidade de vários por cento. As oscilações são periódicas e não periódicas, aparentemente associadas aos processos que ocorrem no próprio Sol.

Além disso, alguma mudança na intensidade da radiação solar ocorre durante o ano devido ao fato de que a Terra em sua rotação anual não se move em círculo, mas em uma elipse, em um dos focos do qual é o Sol. Nesse sentido, a distância da Terra ao Sol muda e, consequentemente, há uma flutuação na intensidade da radiação solar. A maior intensidade é observada por volta de 3 de janeiro, quando a Terra está mais próxima do Sol, e a menor por volta de 5 de julho, quando a Terra está em sua distância máxima do Sol.

Por esta razão, a flutuação na intensidade da radiação solar é muito pequena e só pode ser de interesse teórico. (A quantidade de energia na distância máxima está relacionada à quantidade de energia na distância mínima, como 100:107, ou seja, a diferença é completamente insignificante.)

Condições para irradiação da superfície do globo. Já a forma esférica da Terra por si só leva ao fato de que a energia radiante do Sol é distribuída de forma muito desigual na superfície da Terra. Assim, nos dias dos equinócios de primavera e outono (21 de março e 23 de setembro), somente no equador ao meio-dia, o ângulo de incidência dos raios será de 90° (Fig. 30), e à medida que se aproxima dos pólos, diminuirá de 90 a 0 °. Por isso,

se no equador a quantidade de radiação recebida for tomada como 1, no paralelo 60 será expressa como 0,5 e no pólo será igual a 0.

O globo, além disso, tem um movimento diário e anual, e o eixo da Terra está inclinado em relação ao plano da órbita em 66°.5. Devido a esta inclinação, um ângulo de 23 ° 30 g é formado entre o plano do equador e o plano da órbita. Esta circunstância leva ao fato de que os ângulos de incidência dos raios do sol para as mesmas latitudes variam dentro de 47 ° (23,5 + 23,5) .

Dependendo da época do ano, não só o ângulo de incidência dos raios muda, mas também a duração da iluminação. Se nos países tropicais em todas as épocas do ano a duração do dia e da noite é aproximadamente a mesma, nos países polares, pelo contrário, é muito diferente. Por exemplo, a 70° N. sh. no verão, o Sol não se põe por 65 dias, a 80 ° N. sh.- 134, e no pólo -186. Por causa disso, no Pólo Norte, a radiação no dia do solstício de verão (22 de junho) é 36% maior do que no equador. Quanto ao semestre de verão inteiro, a quantidade total de calor e luz recebida pelo pólo é apenas 17% menor do que no equador. Assim, no verão nos países polares, a duração da iluminação compensa em grande parte a falta de radiação, que é consequência do pequeno ângulo de incidência dos raios. Na metade do inverno do ano, o quadro é completamente diferente: a quantidade de radiação no mesmo Pólo Norte será 0. Como resultado, ao longo do ano, a quantidade média de radiação no pólo é 2,4 menor que no equador . De tudo o que foi dito, segue-se que a quantidade de energia solar que a Terra recebe por radiação é determinada pelo ângulo de incidência dos raios e pela duração da exposição.

Na ausência de uma atmosfera em diferentes latitudes, a superfície da Terra receberia a seguinte quantidade de calor por dia, expressa em calorias por 1 cm2(consulte a tabela na página 92).

A distribuição da radiação sobre a superfície da Terra dada na tabela é comumente chamada de clima solar. Repetimos que temos tal distribuição de radiação apenas no limite superior da atmosfera.

Atenuação da radiação solar na atmosfera. Até agora, falamos sobre as condições de distribuição do calor solar sobre a superfície da Terra, sem levar em conta a atmosfera. Enquanto isso, a atmosfera neste caso é de grande importância. A radiação solar, ao passar pela atmosfera, sofre dispersão e, além disso, absorção. Ambos os processos juntos atenuam a radiação solar em grande medida.

Os raios do sol, passando pela atmosfera, primeiro experimentam a dispersão (difusão). A dispersão é criada pelo fato de que os raios de luz, refratando e refletindo de moléculas de ar e partículas de corpos sólidos e líquidos no ar, desviam do caminho direto para realmente "espalhar".

A dispersão atenua muito a radiação solar. Com o aumento da quantidade de vapor d'água e principalmente partículas de poeira, a dispersão aumenta e a radiação é enfraquecida. Nas grandes cidades e áreas desérticas, onde o teor de poeira do ar é maior, a dispersão enfraquece a força da radiação em 30-45%. Devido à dispersão, obtém-se a luz do dia, que ilumina os objetos, mesmo que os raios do sol não incidam diretamente sobre eles. A dispersão determina a própria cor do céu.

Detenhamo-nos agora na capacidade da atmosfera de absorver a energia radiante do Sol. Os principais gases que compõem a atmosfera absorvem relativamente pouca energia radiante. As impurezas (vapor de água, ozônio, dióxido de carbono e poeira), pelo contrário, se distinguem por uma alta capacidade de absorção.

Na troposfera, a mistura mais significativa é o vapor de água. Eles absorvem especialmente raios infravermelhos fortes (onda longa), ou seja, raios predominantemente térmicos. E quanto mais vapor de água na atmosfera, naturalmente mais e. absorção. A quantidade de vapor de água na atmosfera está sujeita a grandes mudanças. Em condições naturais, varia de 0,01 a 4% (em volume).

O ozônio é muito absorvente. Uma significativa mistura de ozônio, como já mencionado, está nas camadas inferiores da estratosfera (acima da tropopausa). O ozônio absorve os raios ultravioleta (ondas curtas) quase completamente.

O dióxido de carbono também é muito absorvente. Absorve principalmente ondas longas, ou seja, predominantemente raios térmicos.

A poeira no ar também absorve parte da radiação do sol. Aquecendo sob a ação da luz solar, pode aumentar significativamente a temperatura do ar.

Da quantidade total de energia solar que chega à Terra, a atmosfera absorve apenas cerca de 15%.

A atenuação da radiação solar por espalhamento e absorção pela atmosfera é muito diferente para diferentes latitudes da Terra. Essa diferença depende principalmente do ângulo de incidência dos raios. Na posição zenital do Sol, os raios, caindo verticalmente, atravessam a atmosfera no caminho mais curto. À medida que o ângulo de incidência diminui, o caminho dos raios se alonga e a atenuação da radiação solar se torna mais significativa. Este último é visto claramente a partir do desenho (Fig. 31) e da tabela anexa (na tabela, o caminho do raio do sol na posição zenital do Sol é tomado como unidade).

Dependendo do ângulo de incidência dos raios, não apenas o número de raios muda, mas também sua qualidade. Durante o período em que o Sol está em seu zênite (acima), os raios ultravioleta respondem por 4%,

visível - 44% e infravermelho - 52%. Na posição do Sol, não há raios ultravioletas no horizonte, visíveis 28% e infravermelhos 72%.

A complexidade da influência da atmosfera sobre a radiação solar é agravada pelo fato de sua capacidade de transmissão variar muito dependendo da época do ano e das condições climáticas. Assim, se o céu permanecesse sem nuvens o tempo todo, então o curso anual do influxo de radiação solar em diferentes latitudes poderia ser expresso graficamente da seguinte forma (Fig. 32) É claramente visto no desenho que com um céu sem nuvens em Moscou em A radiação solar de maio, junho e julho produziria mais do que no equador. Da mesma forma, na segunda quinzena de maio, em junho e na primeira quinzena de julho, seria gerado mais calor no Pólo Norte do que no equador e em Moscou. Repetimos que este seria o caso de um céu sem nuvens. Mas, na verdade, isso não funciona, porque a cobertura de nuvens enfraquece significativamente a radiação solar. Vamos dar um exemplo mostrado no gráfico (Fig. 33). O gráfico mostra quanta radiação solar não atinge a superfície da Terra: uma parte significativa dela é retida pela atmosfera e pelas nuvens.

No entanto, deve-se dizer que o calor absorvido pelas nuvens vai em parte aquecer a atmosfera e em parte indiretamente atinge a superfície da Terra.

O curso diário e anual da intensidade do solradiação noturna. A intensidade da radiação solar direta perto da superfície da Terra depende da altura do Sol acima do horizonte e do estado da atmosfera (em sua poeira). Se. a transparência da atmosfera durante o dia era constante, então a intensidade máxima da radiação solar seria observada ao meio-dia e a mínima - ao nascer e ao pôr do sol. Nesse caso, o gráfico do curso da intensidade diária da radiação solar seria simétrico em relação a meio dia.

O conteúdo de poeira, vapor de água e outras impurezas na atmosfera está em constante mudança. A este respeito, a transparência do ar muda e a simetria do gráfico do curso da intensidade da radiação solar é violada. Muitas vezes, especialmente no verão, ao meio-dia, quando a superfície da Terra é intensamente aquecida, ocorrem fortes correntes ascendentes de ar, e a quantidade de vapor d'água e poeira na atmosfera aumenta. Isso leva a uma diminuição significativa da radiação solar ao meio-dia; a intensidade máxima de radiação neste caso é observada nas horas pré-meio-dia ou tarde. O curso anual da intensidade da radiação solar também está associado a mudanças na altura do Sol acima do horizonte durante o ano e ao estado de transparência da atmosfera nas diferentes estações do ano. Nos países do hemisfério norte, a maior altura do Sol acima do horizonte ocorre no mês de junho. Mas, ao mesmo tempo, a maior poeira da atmosfera também é observada. Portanto, a intensidade máxima geralmente ocorre não no meio do verão, mas nos meses da primavera, quando o Sol nasce bem alto * acima do horizonte, e a atmosfera após o inverno permanece relativamente limpa. Para ilustrar o curso anual da intensidade da radiação solar no hemisfério norte, apresentamos dados sobre os valores médios mensais da intensidade da radiação do meio-dia em Pavlovsk.

A quantidade de calor da radiação solar. A superfície da Terra durante o dia recebe continuamente calor da radiação solar direta e difusa ou apenas da radiação difusa (em tempo nublado). O valor diário do calor é determinado com base em observações actinométricas: levando em consideração a quantidade de radiação direta e difusa que penetrou na superfície da Terra. Tendo determinado a quantidade de calor para cada dia, a quantidade de calor recebida pela superfície da Terra por mês ou por ano também é calculada.

A quantidade diária de calor recebida pela superfície terrestre da radiação solar depende da intensidade da radiação e da duração de sua ação durante o dia. Nesse sentido, o influxo mínimo de calor ocorre no inverno e o máximo no verão. Na distribuição geográfica da radiação total sobre o globo, observa-se seu aumento com a diminuição da latitude da área. Esta posição é confirmada pela tabela a seguir.

O papel da radiação direta e difusa na quantidade anual de calor recebida pela superfície da Terra em diferentes latitudes do globo não é o mesmo. Em altas latitudes, a radiação difusa predomina na soma anual de calor. Com a diminuição da latitude, o valor predominante passa para a radiação solar direta. Assim, por exemplo, na Baía de Tikhaya, a radiação solar difusa fornece 70% da quantidade anual de calor e a radiação direta apenas 30%. Em Tashkent, pelo contrário, a radiação solar direta dá 70%, difundida apenas 30%.

Refletividade da Terra. Albedo. Como já mencionado, a superfície da Terra absorve apenas parte da energia solar que chega a ela na forma de radiação direta e difusa. A outra parte é refletida na atmosfera. A razão entre a quantidade de radiação solar refletida por uma determinada superfície e a quantidade de fluxo de energia radiante incidente nessa superfície é chamada de albedo. O albedo é expresso em porcentagem e caracteriza a refletividade de uma determinada área da superfície.

O albedo depende da natureza da superfície (propriedades do solo, presença de neve, vegetação, água, etc.) e do ângulo de incidência dos raios solares na superfície terrestre. Assim, por exemplo, se os raios caem na superfície da Terra em um ângulo de 45 °, então:

A partir dos exemplos acima, pode-se ver que a refletividade de vários objetos não é a mesma. É mais perto da neve e menos perto da água. No entanto, os exemplos que tomamos referem-se apenas aos casos em que a altura do Sol acima do horizonte é de 45°. À medida que esse ângulo diminui, a refletividade aumenta. Assim, por exemplo, a uma altura do Sol a 90 °, a água reflete apenas 2%, a 50 ° - 4%, a 20 ° -12%, a 5 ° - 35-70% (dependendo do estado do superfície da água).

Em média, com um céu sem nuvens, a superfície do globo reflete 8% da radiação solar. Além disso, 9% reflete a atmosfera. Assim, o globo como um todo, com um céu sem nuvens, reflete 17% da energia radiante do Sol que incide sobre ele. Se o céu estiver coberto de nuvens, 78% da radiação será refletida por elas. Se tomarmos as condições naturais, com base na razão entre um céu sem nuvens e um céu coberto de nuvens, o que é observado na realidade, a refletividade da Terra como um todo é de 43%.

Radiação terrestre e atmosférica. A terra, recebendo energia solar, aquece e se torna uma fonte de radiação de calor para o espaço mundial. No entanto, os raios emitidos pela superfície da Terra diferem nitidamente dos raios do sol. A Terra emite apenas raios infravermelhos (térmicos) invisíveis de ondas longas (λ 8-14 μ). A energia emitida pela superfície da Terra é chamada de radiação terrestre. A radiação da Terra ocorre e. dia e noite. A intensidade da radiação é maior, quanto maior a temperatura do corpo radiante. A radiação terrestre é determinada nas mesmas unidades que a radiação solar, ou seja, em calorias a partir de 1 cm2 superfícies em 1 min. As observações mostraram que a magnitude da radiação terrestre é pequena. Normalmente atinge 15-18 centésimos de uma caloria. Mas, agindo continuamente, pode dar um efeito térmico significativo.

A radiação terrestre mais forte é obtida com um céu sem nuvens e boa transparência da atmosfera. A nebulosidade (especialmente nuvens baixas) reduz significativamente a radiação terrestre e muitas vezes a leva a zero. Aqui podemos dizer que a atmosfera, juntamente com as nuvens, é um bom “cobertor” que protege a Terra do resfriamento excessivo. Partes da atmosfera, como áreas da superfície da Terra, irradiam energia de acordo com sua temperatura. Essa energia é chamada radiação atmosférica. A intensidade da radiação atmosférica depende da temperatura da parte radiante da atmosfera, bem como da quantidade de vapor d'água e dióxido de carbono contidos no ar. A radiação atmosférica pertence ao grupo das radiações de ondas longas. Ele se espalha na atmosfera em todas as direções; parte dela atinge a superfície da Terra e é absorvida por ela, a outra parte vai para o espaço interplanetário.

O receitas e despesas de energia solar na Terra. A superfície terrestre, por um lado, recebe energia solar na forma de radiação direta e difusa e, por outro, perde parte dessa energia na forma de radiação terrestre. Como resultado da chegada e consumo de energia solar, algum resultado é obtido. Em alguns casos, esse resultado pode ser positivo, em outros negativo. Vamos dar exemplos de ambos.

8 de janeiro. O dia está sem nuvens. Por 1 cm2 a superfície da terra recebeu por dia 20 fezes radiação solar direta e 12 fezes radiação espalhada; no total, recebeu assim 32 cal. Durante o mesmo tempo, devido à radiação 1 cm? superfície da terra perdida 202 cal. Como resultado, na linguagem da contabilidade, há uma perda de 170 fezes(balanço negativo).

6 de julho O céu está quase sem nuvens. 630 recebidos de radiação solar direta cal, da radiação espalhada 46 cal. No total, portanto, a superfície da Terra recebeu 1 cm2 676 cal. 173 perdidos por radiação terrestre cal. No lucro do balanço em 503 fezes(saldo positivo).

A partir dos exemplos acima, entre outras coisas, fica bem claro por que nas latitudes temperadas é frio no inverno e quente no verão.

O uso da radiação solar para fins técnicos e domésticos. A radiação solar é uma fonte natural inesgotável de energia. A magnitude da energia solar na Terra pode ser julgada pelo seguinte exemplo: se, por exemplo, usarmos o calor da radiação solar, que cai em apenas 1/10 da área da URSS, podemos obter energia igual ao trabalho de 30 mil Dneproges.

As pessoas há muito procuram usar a energia gratuita da radiação solar para suas necessidades. Até o momento, foram criadas diversas instalações solares que operam no aproveitamento da radiação solar e são amplamente utilizadas na indústria e para atender às necessidades domésticas da população. Nas regiões do sul da URSS, aquecedores solares de água, caldeiras, usinas de dessalinização de água salgada, secadores solares (para secar frutas), cozinhas, balneários, estufas e aparelhos para fins médicos operam com base no uso generalizado da radiação solar em indústria e serviços públicos. A radiação solar é amplamente utilizada em resorts para tratamento e promoção da saúde das pessoas.

- Fonte-

Polovinkin, A. A. Fundamentos de geografia geral / A.A. Polovinkin.- M.: Editora Estatal Educacional e Pedagógica do Ministério da Educação da RSFSR, 1958.- 482 p.

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PALESTRA 2.

RADIAÇÃO SOLAR.

Plano:

1. O valor da radiação solar para a vida na Terra.

2. Tipos de radiação solar.

3. Composição espectral da radiação solar.

4. Absorção e dispersão da radiação.

5.PAR (radiação fotossinteticamente ativa).

6. Balanço de radiação.

1. A principal fonte de energia na Terra para todos os seres vivos (plantas, animais e humanos) é a energia do sol.

O sol é uma bola de gás com um raio de 695300 km. O raio do Sol é 109 vezes maior que o raio da Terra (equatorial 6.378,2 km, polar 6.356,8 km). O sol é composto principalmente de hidrogênio (64%) e hélio (32%). O restante representa apenas 4% de sua massa.

A energia solar é a principal condição para a existência da biosfera e um dos principais fatores formadores do clima. Devido à energia do Sol, as massas de ar na atmosfera estão em constante movimento, o que garante a constância da composição gasosa da atmosfera. Sob a ação da radiação solar, uma enorme quantidade de água evapora da superfície dos reservatórios, solo, plantas. O vapor de água transportado pelo vento dos oceanos e mares para os continentes é a principal fonte de precipitação para a terra.

A energia solar é uma condição indispensável para a existência de plantas verdes, que convertem a energia solar em substâncias orgânicas de alta energia durante a fotossíntese.

O crescimento e desenvolvimento das plantas é um processo de assimilação e processamento da energia solar, portanto, a produção agrícola só é possível se a energia solar atingir a superfície da Terra. Um cientista russo escreveu: “Dê ao melhor cozinheiro tanto ar fresco, luz solar, um rio inteiro de água limpa quanto você quiser, peça-lhe para preparar açúcar, amido, gorduras e grãos de tudo isso, e ele pensará que você está rindo. para ele. Mas o que parece absolutamente fantástico para uma pessoa é realizado sem impedimentos nas folhas verdes das plantas sob a influência da energia do Sol. Estima-se que 1 m² um metro de folhas por hora produz um grama de açúcar. Devido ao fato de a Terra estar rodeada por uma camada contínua da atmosfera, os raios do sol, antes de atingirem a superfície da Terra, passam por toda a espessura da atmosfera, que parcialmente os reflete, parcialmente dispersa, ou seja, altera a quantidade e qualidade da luz solar que entra na superfície da Terra. Os organismos vivos são sensíveis a mudanças na intensidade da iluminação criada pela radiação solar. Devido à resposta diferente à intensidade da luz, todas as formas de vegetação são divididas em amantes da luz e tolerantes à sombra. A iluminação insuficiente nas lavouras causa, por exemplo, uma fraca diferenciação dos tecidos de palha das lavouras de grãos. Como resultado, a resistência e a elasticidade dos tecidos diminuem, o que muitas vezes leva ao acamamento das culturas. Nas lavouras de milho espessadas, devido à baixa iluminação pela radiação solar, a formação de espigas nas plantas é enfraquecida.

A radiação solar afeta a composição química dos produtos agrícolas. Por exemplo, o teor de açúcar de beterraba e frutas, o teor de proteína no grão de trigo depende diretamente do número de dias ensolarados. A quantidade de óleo nas sementes de girassol, linho também aumenta com o aumento da chegada da radiação solar.

A iluminação das partes aéreas das plantas afeta significativamente a absorção de nutrientes pelas raízes. Sob baixa iluminação, a transferência de assimilados para as raízes diminui e, como resultado, os processos biossintéticos que ocorrem nas células vegetais são inibidos.

A iluminação também afeta o surgimento, disseminação e desenvolvimento de doenças de plantas. O período de infecção consiste em duas fases, diferindo uma da outra em resposta ao fator luz. O primeiro deles - a germinação real dos esporos e a penetração do princípio infeccioso nos tecidos da cultura afetada - na maioria dos casos não depende da presença e intensidade da luz. O segundo - após a germinação dos esporos - é mais ativo em condições de alta luz.

O efeito positivo da luz também afeta a taxa de desenvolvimento do patógeno na planta hospedeira. Isto é especialmente evidente em fungos de ferrugem. Quanto mais luz, menor o período de incubação da ferrugem da linha do trigo, ferrugem amarela da cevada, ferrugem do linho e do feijão, etc. E isso aumenta o número de gerações do fungo e aumenta a intensidade da infecção. A fertilidade aumenta neste patógeno sob condições de luz intensa.

Algumas doenças desenvolvem-se mais ativamente com pouca luz, o que causa o enfraquecimento das plantas e uma diminuição da sua resistência a doenças (agentes causadores de vários tipos de podridão, especialmente hortaliças).

Duração da iluminação e plantas. O ritmo da radiação solar (a alternância das partes claras e escuras do dia) é o fator ambiental mais estável e recorrente de ano para ano. Como resultado de muitos anos de pesquisa, os fisiologistas estabeleceram a dependência da transição das plantas para o desenvolvimento generativo em uma certa proporção da duração do dia e da noite. A este respeito, as culturas de acordo com a reação fotoperiódica podem ser classificadas em grupos: dia curto cujo desenvolvimento é retardado em uma duração do dia superior a 10 horas. Um dia curto estimula a formação de flores, enquanto um dia longo a previne. Tais culturas incluem soja, arroz, milheto, sorgo, milho, etc.;

dia longo até 12-13 horas, exigindo iluminação de longo prazo para o seu desenvolvimento. Seu desenvolvimento se acelera quando a duração do dia é de cerca de 20 horas.Essas culturas incluem centeio, aveia, trigo, linho, ervilha, espinafre, trevo, etc.;

neutro em relação à duração do dia, cujo desenvolvimento não depende da duração do dia, por exemplo, tomate, trigo sarraceno, legumes, ruibarbo.

Foi estabelecido que a predominância de uma determinada composição espectral no fluxo radiante é necessária para o início da floração das plantas. As plantas de dias curtos se desenvolvem mais rapidamente quando a radiação máxima cai nos raios azul-violeta e as plantas de dias longos - nos vermelhos. A duração da parte clara do dia (duração astronômica do dia) depende da época do ano e da latitude geográfica. No equador, a duração do dia ao longo do ano é de 12 horas ± 30 minutos. Ao passar do equador para os pólos após o equinócio vernal (21.03), a duração do dia aumenta para o norte e diminui para o sul. Após o equinócio de outono (23.09) a distribuição da duração do dia é inversa. No Hemisfério Norte, 22 de junho é o dia mais longo, cuja duração é de 24 horas ao norte do Círculo Ártico. O dia mais curto no Hemisfério Norte é 22 de dezembro, e além do Círculo Ártico nos meses de inverno, o Sol não subir acima do horizonte em tudo. Nas latitudes médias, por exemplo, em Moscou, a duração do dia durante o ano varia de 7 a 17,5 horas.

2. Tipos de radiação solar.

A radiação solar é composta por três componentes: radiação solar direta, espalhada e total.

RADIAÇÃO SOLAR DIRETAS- radiação proveniente do sol para a atmosfera e depois para a superfície da terra na forma de um feixe de raios paralelos. Sua intensidade é medida em calorias por cm2 por minuto. Depende da altura do sol e do estado da atmosfera (nublado, poeira, vapor de água). A quantidade anual de radiação solar direta na superfície horizontal do território do território de Stavropol é de 65-76 kcal/cm2/min. Ao nível do mar, com posição solar elevada (verão, meio-dia) e boa transparência, a radiação solar direta é de 1,5 kcal/cm2/min. Esta é a parte de comprimento de onda curto do espectro. Quando o fluxo de radiação solar direta passa pela atmosfera, enfraquece devido à absorção (cerca de 15%) e dispersão (cerca de 25%) de energia por gases, aerossóis, nuvens.

O fluxo de radiação solar direta que incide sobre uma superfície horizontal é chamado de insolação. S= S pecado hoé a componente vertical da radiação solar direta.

S – quantidade de calor recebida por uma superfície perpendicular ao feixe ,

ho – a altura do Sol, ou seja, o ângulo formado por um raio de sol com uma superfície horizontal .

No limite da atmosfera, a intensidade da radiação solar éentão= 1,98 kcal/cm2/min. - de acordo com o acordo internacional de 1958. É chamada de constante solar. Isso estaria na superfície se a atmosfera fosse absolutamente transparente.

Arroz. 2.1. O caminho do raio do sol na atmosfera em diferentes alturas do Sol

RADIAÇÃO ESPALHADAD – parte da radiação solar resultante do espalhamento pela atmosfera volta para o espaço, mas uma parte significativa dela entra na Terra na forma de radiação espalhada. Radiação espalhada máxima + 1 kcal/cm2/min. É observado em um céu claro, se houver nuvens altas nele. Sob um céu nublado, o espectro de radiação espalhada é semelhante ao do sol. Esta é a parte de comprimento de onda curto do espectro. Comprimento de onda 0,17-4 mícrons.

RADIAÇÃO TOTALQ- consiste em radiação difusa e direta para uma superfície horizontal. Q= S+ D.

A relação entre radiação direta e difusa na composição da radiação total depende da altura do Sol, nebulosidade e poluição da atmosfera e da altura da superfície acima do nível do mar. Com o aumento da altura do Sol, a fração de radiação espalhada em um céu sem nuvens diminui. Quanto mais transparente a atmosfera e quanto mais alto o Sol, menor a proporção de radiação espalhada. Com nuvens densas contínuas, a radiação total consiste inteiramente em radiação espalhada. No inverno, devido à reflexão da radiação da cobertura de neve e seu espalhamento secundário na atmosfera, a proporção de radiação espalhada na composição do total aumenta sensivelmente.

A luz e o calor recebidos pelas plantas do Sol são resultado da ação da radiação solar total. Portanto, os dados sobre as quantidades de radiação recebidas pela superfície por dia, mês, estação de cultivo e ano são de grande importância para a agricultura.

radiação solar refletida. Albedo. A radiação total que atingiu a superfície da Terra, parcialmente refletida por ela, cria a radiação solar refletida (RK), direcionada da superfície da Terra para a atmosfera. O valor da radiação refletida depende em grande parte das propriedades e condições da superfície refletora: cor, rugosidade, umidade, etc. A refletividade de qualquer superfície pode ser caracterizada pelo seu albedo (Ak), que é entendido como a razão da radiação solar refletida para totalizar. Albedo é geralmente expresso como uma porcentagem:

As observações mostram que o albedo de várias superfícies varia dentro de limites relativamente estreitos (10...30%), com exceção da neve e da água.

O albedo depende da umidade do solo, com o aumento da qual diminui, o que é importante no processo de mudança do regime térmico dos campos irrigados. Devido à diminuição do albedo, quando o solo é umedecido, a radiação absorvida aumenta. O albedo de várias superfícies tem uma variação diária e anual bem pronunciada, devido à dependência do albedo da altura do Sol. O menor valor de albedo é observado por volta do meio-dia e durante o ano - no verão.

A própria radiação da Terra e a contra-radiação da atmosfera. Radiação eficiente. A superfície da Terra como um corpo físico com temperatura acima do zero absoluto (-273°C) é uma fonte de radiação, que é chamada de radiação da própria Terra (E3). Ele é direcionado para a atmosfera e é quase completamente absorvido pelo vapor de água, gotículas de água e dióxido de carbono contido no ar. A radiação da Terra depende da temperatura de sua superfície.

A atmosfera, absorvendo uma pequena quantidade de radiação solar e quase toda a energia emitida pela superfície terrestre, aquece e, por sua vez, também irradia energia. Cerca de 30% da radiação atmosférica vai para o espaço sideral, e cerca de 70% vem para a superfície da Terra e é chamada de contra-radiação atmosférica (Ea).

A quantidade de energia emitida pela atmosfera é diretamente proporcional à sua temperatura, teor de dióxido de carbono, ozônio e nebulosidade.

A superfície da Terra absorve essa contra-radiação quase inteiramente (em 90...99%). Assim, é uma importante fonte de calor para a superfície terrestre, além da radiação solar absorvida. Essa influência da atmosfera no regime térmico da Terra é chamada de efeito estufa ou efeito estufa devido à analogia externa com a ação dos vidros em estufas e estufas. O vidro transmite bem os raios do sol, que aquecem o solo e as plantas, mas retarda a radiação térmica do solo e das plantas aquecidos.

A diferença entre a própria radiação da superfície da Terra e a contra-radiação da atmosfera é chamada de radiação efetiva: Eef.

Eef= E3-Ea

Em noites claras e levemente nubladas, a radiação efetiva é muito maior do que em noites nubladas; portanto, o resfriamento noturno da superfície da Terra também é maior. Durante o dia, é coberto pela radiação total absorvida, o que faz com que a temperatura da superfície aumente. Ao mesmo tempo, a radiação efetiva também aumenta. A superfície da Terra em latitudes médias perde 70...140 W/m2 devido à radiação efetiva, que é cerca de metade da quantidade de calor que recebe da absorção da radiação solar.

3. Composição espectral da radiação.

O sol, como fonte de radiação, tem uma variedade de ondas emitidas. Os fluxos de energia radiante ao longo do comprimento de onda são divididos condicionalmente em ondas curtas (X < 4 мкм) и длинноволновую (А. >4 µm) radiação. O espectro da radiação solar no limite da atmosfera terrestre está praticamente entre os comprimentos de onda de 0,17 e 4 mícrons, e a radiação terrestre e atmosférica - de 4 a 120 mícrons. Consequentemente, os fluxos de radiação solar (S, D, RK) referem-se à radiação de ondas curtas, e a radiação da Terra (£3) e da atmosfera (Ea) - à radiação de ondas longas.

O espectro da radiação solar pode ser dividido em três partes qualitativamente diferentes: ultravioleta (Y< 0,40 мкм), ви­димую (0,40 мкм < Y < 0,75 µm) e infravermelho (0,76 µm < S < 4 um). Antes da parte ultravioleta do espectro da radiação solar está a radiação de raios X e, além do infravermelho - a emissão de rádio do Sol. No limite superior da atmosfera, a parte ultravioleta do espectro é responsável por cerca de 7% da energia da radiação solar, 46% para o visível e 47% para o infravermelho.

A radiação emitida pela terra e pela atmosfera é chamada de radiação infravermelha distante.

O efeito biológico de diferentes tipos de radiação nas plantas é diferente. radiação ultravioleta retarda os processos de crescimento, mas acelera a passagem dos estágios de formação dos órgãos reprodutivos nas plantas.

O valor da radiação infravermelha, que é ativamente absorvido pela água nas folhas e caules das plantas, é o seu efeito térmico, que afeta significativamente o crescimento e o desenvolvimento das plantas.

radiação infravermelha distante produz apenas um efeito térmico nas plantas. Sua influência no crescimento e desenvolvimento das plantas é insignificante.

Parte visível do espectro solar, em primeiro lugar, cria iluminação. Em segundo lugar, a chamada radiação fisiológica (A, = 0,35 ... 0,75 μm), que é absorvida pelos pigmentos das folhas, quase coincide com a região da radiação visível (capturando parcialmente a região da radiação ultravioleta). Sua energia tem um importante significado regulatório e energético na vida das plantas. Dentro desta região do espectro, distingue-se uma região de radiação fotossinteticamente ativa.

4. Absorção e dispersão da radiação na atmosfera.

Ao passar pela atmosfera terrestre, a radiação solar é atenuada devido à absorção e dispersão por gases atmosféricos e aerossóis. Ao mesmo tempo, sua composição espectral também muda. Em diferentes alturas do sol e diferentes alturas do ponto de observação acima da superfície da Terra, o comprimento do caminho percorrido pelo raio do sol na atmosfera não é o mesmo. Com a diminuição da altitude, a parte ultravioleta da radiação diminui especialmente fortemente, a parte visível diminui um pouco menos e apenas ligeiramente a parte infravermelha.

O espalhamento de radiação na atmosfera ocorre principalmente como resultado de flutuações contínuas (flutuações) na densidade do ar em todos os pontos da atmosfera, causadas pela formação e destruição de alguns “clusters” (aglomerados) de moléculas de gás atmosférico. As partículas de aerossol também dispersam a radiação solar. A intensidade de espalhamento é caracterizada pelo coeficiente de espalhamento.

K = adicionar fórmula.

A intensidade do espalhamento depende do número de partículas espalhadas por unidade de volume, de seu tamanho e natureza, e também dos comprimentos de onda da própria radiação espalhada.

Os raios se espalham mais forte, quanto menor o comprimento de onda. Por exemplo, os raios violeta se espalham 14 vezes mais que os vermelhos, o que explica a cor azul do céu. Conforme observado acima (ver Seção 2.2), a radiação solar direta que passa pela atmosfera é parcialmente dissipada. Em ar limpo e seco, a intensidade do coeficiente de espalhamento molecular obedece à lei de Rayleigh:

k = s/S4 ,

onde C é um coeficiente que depende do número de moléculas de gás por unidade de volume; X é o comprimento da onda espalhada.

Como os comprimentos de onda distantes da luz vermelha são quase o dobro dos comprimentos de onda da luz violeta, os primeiros são espalhados por moléculas de ar 14 vezes menos que os segundos. Como a energia inicial (antes da dispersão) dos raios violetas é menor que o azul e o azul, a energia máxima na luz espalhada (radiação solar espalhada) é deslocada para os raios azul-azul, que determinam a cor azul do céu. Assim, a radiação difusa é mais rica em raios fotossinteticamente ativos do que a radiação direta.

No ar contendo impurezas (pequenas gotas de água, cristais de gelo, partículas de poeira, etc.), a dispersão é a mesma para todas as áreas de radiação visível. Portanto, o céu adquire uma tonalidade esbranquiçada (aparece neblina). Elementos de nuvens (grandes gotículas e cristais) não espalham os raios do sol, mas os refletem de forma difusa. Como resultado, as nuvens iluminadas pelo Sol são brancas.

5. PAR (radiação fotossinteticamente ativa)

Radiação fotossinteticamente ativa. No processo de fotossíntese, não é utilizado todo o espectro da radiação solar, mas apenas sua

parte na faixa de comprimento de onda de 0,38 ... 0,71 mícrons, - radiação fotossinteticamente ativa (PAR).

Sabe-se que a radiação visível, percebida pelo olho humano como branca, consiste em raios coloridos: vermelho, laranja, amarelo, verde, azul, índigo e violeta.

A assimilação da energia da radiação solar pelas folhas das plantas é seletiva (seletiva). As folhas mais intensas absorvem os raios azul-violeta (X = 0,48 ... 0,40 microns) e laranja-vermelho (X = 0,68 microns), menos amarelo-verde (A. = 0,58 ... 0,50 microns) e vermelho distante (A .\u003e 0,69 mícrons).

Na superfície da Terra, a energia máxima no espectro da radiação solar direta, quando o Sol está alto, incide na região dos raios amarelo-esverdeados (o disco do Sol é amarelo). Quando o Sol está perto do horizonte, os raios vermelhos mais distantes têm a energia máxima (o disco solar é vermelho). Portanto, a energia da luz solar direta é pouco envolvida no processo de fotossíntese.

Sendo o PAR um dos fatores mais importantes na produtividade das plantas agrícolas, as informações sobre a quantidade de PAR que entra, levando em consideração sua distribuição no território e no tempo, são de grande importância prática.

A intensidade do PAR pode ser medida, mas isso requer filtros de luz especiais que transmitem apenas ondas na faixa de 0,38 ... 0,71 mícrons. Existem tais dispositivos, mas eles não são usados ​​na rede de estações actinométricas, mas medem a intensidade do espectro integral da radiação solar. O valor PAR pode ser calculado a partir de dados sobre a chegada de radiação direta, difusa ou total usando os coeficientes propostos por H. G. Tooming e:

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

mapas de distribuição de valores mensais e anuais de Far no território da Rússia foram elaborados.

Para caracterizar o grau de utilização do PAR pelas culturas, utiliza-se a eficiência do PAR:

KPIfar = (somaQ/ faróis/somaQ/ faróis) 100%,

Onde somaQ/ faróis- a quantidade de PAR gasto na fotossíntese durante a estação de crescimento das plantas; somaQ/ faróis- o valor do PAR recebido pelas lavouras neste período;

As culturas de acordo com seus valores médios de CPIF são divididas em grupos (de acordo com): geralmente observados - 0,5 ... 1,5%; bom-1,5...3,0; registro - 3,5...5,0; teoricamente possível - 6,0 ... 8,0%.

6. BALANÇO DE RADIAÇÃO DA SUPERFÍCIE DA TERRA

A diferença entre os fluxos de entrada e saída de energia radiante é chamada de balanço de radiação da superfície da Terra (B).

A parte incidente do balanço de radiação da superfície da Terra durante o dia consiste em radiação solar direta e difusa, bem como radiação atmosférica. A parte da despesa do saldo é a radiação da superfície da terra e a radiação solar refletida:

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

A equação também pode ser escrita de outra forma: B = Q- RK - Ef.

Para o período noturno, a equação do balanço de radiação tem a seguinte forma:

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

Se a entrada de radiação for maior que a saída, o balanço de radiação é positivo e a superfície ativa* aquece. Com saldo negativo, esfria. No verão, o balanço de radiação é positivo durante o dia e negativo à noite. A travessia zero ocorre de manhã aproximadamente 1 hora após o nascer do sol e à noite 1-2 horas antes do pôr do sol.

O balanço anual de radiação em áreas onde se estabelece uma cobertura de neve estável apresenta valores negativos na estação fria e valores positivos na estação quente.

O balanço de radiação da superfície terrestre afeta significativamente a distribuição da temperatura no solo e a camada superficial da atmosfera, bem como os processos de evaporação e derretimento da neve, a formação de neblina e geada, mudanças nas propriedades das massas de ar (sua transformação).

O conhecimento do regime de radiação das terras agrícolas permite calcular a quantidade de radiação absorvida pelas culturas e pelo solo em função da altura do Sol, da estrutura das culturas e da fase de desenvolvimento das plantas. Os dados sobre o regime também são necessários para avaliar vários métodos de regulação da temperatura e umidade do solo, evaporação, dos quais dependem o crescimento e desenvolvimento das plantas, a formação das culturas, sua quantidade e qualidade.

Métodos agronômicos eficazes de influenciar a radiação e, consequentemente, o regime térmico da superfície ativa são cobertura morta (cobrindo o solo com uma fina camada de lascas de turfa, esterco podre, serragem, etc.), cobrindo o solo com filme plástico e irrigação . Tudo isso altera a capacidade reflexiva e absortiva da superfície ativa.

* Superfície ativa - a superfície do solo, água ou vegetação, que absorve diretamente a radiação solar e atmosférica e emite radiação para a atmosfera, regulando assim o regime térmico das camadas adjacentes de ar e as camadas subjacentes de solo, água, vegetação.