Energia solară egală cu 100% ajunge la limita superioară a atmosferei.

Radiația ultravioletă, care reprezintă 3% din 100% din lumina soarelui care intră, este în mare parte absorbită de stratul de ozon din atmosfera superioară.

Aproximativ 40% din restul de 97% interacționează cu norii - dintre care 24% este reflectat înapoi în spațiu, 2% este absorbit de nori și 14% este împrăștiat, ajungând la suprafața pământului sub formă de radiație împrăștiată.

32% din radiațiile primite interacționează cu vaporii de apă, praful și ceața din atmosferă - 13% din aceasta este absorbită, 7% este reflectată înapoi în spațiu și 12% ajunge la suprafața pământului sub formă de lumină solară împrăștiată (Fig. 6)

Orez. 6. Bilanțul de radiații al Pământului

Prin urmare, din radiația solară inițială de 100% de la suprafața Pământului, ajung 2% din lumina directă a soarelui și 26% din lumina difuză.

Din acest total, 4% este reflectat de pe suprafața pământului înapoi în spațiu, iar reflexia totală în spațiu este de 35% din lumina solară incidentă.

Din 65% din lumina absorbită de Pământ, 3% provine din atmosfera superioară, 15% din atmosfera inferioară și 47% din suprafața Pământului - oceanul și pământul.

Pentru ca Pământul să mențină echilibrul termic, 47% din toată energia solară care trece prin atmosferă și este absorbită de uscat și de mare trebuie eliberată de uscat și de mare înapoi în atmosferă.

Partea vizibilă a spectrului de radiații care intră pe suprafața oceanului și creează iluminare este formată din razele solare care au trecut prin atmosferă (radiație directă) și unele dintre razele împrăștiate de atmosferă în toate direcțiile, inclusiv pe suprafața atmosferei. ocean (radiatie difuza).

Raportul dintre energia acestor două fluxuri de lumină care cad pe o platformă orizontală depinde de înălțimea Soarelui - cu cât acesta este mai sus deasupra orizontului, cu atât este mai mare proporția de radiație directă.

Iluminarea suprafeței mării în condiții naturale depinde și de stratul de nori. Norii înalți și subțiri aruncă multă lumină împrăștiată, datorită căreia iluminarea suprafeței mării la înălțimi medii ale Soarelui poate fi chiar mai mare decât în ​​cazul unui cer fără nori. Norii densi, de ploaie reduc dramatic iluminarea.

Razele de lumină care creează iluminarea suprafeței mării suferă reflexie și refracție la limita apă-aer (Fig. 7) conform binecunoscutei legi fizice a lui Snell.

Orez. 7. Reflexia și refracția unui fascicul de lumină pe suprafața oceanului

Astfel, toate razele de lumină care cad pe suprafața mării sunt parțial reflectate, refractate și intră în mare.

Raportul dintre fluxurile de lumină refractată și reflectată depinde de înălțimea Soarelui. La o înălțime a Soarelui 0 0, întregul flux de lumină este reflectat de la suprafața mării. Odată cu creșterea înălțimii Soarelui, proporția fluxului luminos care pătrunde în apă crește, iar la o înălțime a Soarelui de 90 0, 98% din fluxul total incident la suprafață pătrunde în apă.

Se numește raportul dintre fluxul de lumină reflectat de la suprafața mării și cel incident albedo de la suprafața mării . Atunci albedo-ul suprafeței mării la o înălțime a Soarelui de 90 0 va fi de 2%, iar pentru 0 0 - 100%. Albedo-ul suprafeței mării este diferit pentru fluxurile de lumină directe și difuze. Albedo-ul radiației directe depinde în esență de înălțimea Soarelui, albedo-ul radiației împrăștiate practic nu depinde de înălțimea Soarelui.

Energia radiantă a Soarelui este practic singura sursă de căldură pentru suprafața Pământului și atmosfera sa. Radiația venită de la stele și Lună este de 30-106 ori mai mică decât radiația solară. Fluxul de căldură din adâncurile Pământului la suprafață este de 5000 de ori mai mic decât căldura primită de la Soare.

O parte din radiația solară este lumina vizibilă. Astfel, Soarele este o sursă de căldură nu numai pentru Pământ, ci și de lumină, care este importantă pentru viața de pe planeta noastră.

Energia radiantă a Soarelui se transformă în căldură parțial în atmosfera însăși, dar în principal pe suprafața pământului, unde este folosită pentru a încălzi straturile superioare de sol și apă, iar din acestea - aerul. Suprafața pământului încălzită și atmosfera încălzită, la rândul lor, emit radiații infraroșii invizibile. Oferind radiații spațiului lumii, suprafața și atmosfera pământului sunt răcite.

Experiența arată că temperaturile medii anuale ale suprafeței pământului și ale atmosferei în orice punct al pământului variază puțin de la an la an. Dacă luăm în considerare condițiile de temperatură de pe Pământ pentru perioade lungi de timp de mai mulți ani, atunci putem accepta ipoteza că Pământul este în echilibru termic: afluxul de căldură de la Soare este echilibrat de pierderea acestuia în spațiul cosmic. Dar din moment ce Pământul (cu atmosfera) primește căldură prin absorbția radiației solare și pierde căldură prin propria radiație, ipoteza echilibrului termic înseamnă, în același timp, că Pământul se află în echilibru radiativ: influxul de radiații de unde scurte către este echilibrată de întoarcerea radiațiilor cu unde lungi în spațiul mondial.

radiatia solara directa

Radiația care vine la suprafața pământului direct de pe discul Soarelui se numește radiatia solara directa. Radiația solară se propagă de la Soare în toate direcțiile. Dar distanța de la Pământ la Soare este atât de mare încât radiația directă cade pe orice suprafață de pe Pământ sub forma unui fascicul de raze paralele care emană, parcă, din infinit. Chiar și întregul glob este atât de mic în comparație cu distanța până la Soare, încât toată radiația solară care cade pe el poate fi considerată un fascicul de raze paralele fără erori vizibile.

Este ușor de înțeles că cantitatea maximă posibilă de radiație în condiții date este primită de o unitate de suprafață situată perpendicular pe razele solare. Va exista mai puțină energie radiantă pe unitatea de suprafață orizontală. Ecuația de bază pentru calcularea radiației solare directe este produsă de unghiul de incidență al razelor solare, mai precis, de înălțimea soarelui ( h): S" = S păcat h; Unde S"- radiația solară care ajunge pe o suprafață orizontală, S- radiatia solara directa cu raze paralele.

Fluxul radiației solare directe pe o suprafață orizontală se numește insolație.

Modificări ale radiației solare în atmosferă și pe suprafața pământului

Aproximativ 30% din radiația solară directă incidentă pe Pământ este reflectată înapoi în spațiul cosmic. Restul de 70% intră în atmosferă. Trecând prin atmosferă, radiația solară este parțial împrăștiată de gazele și aerosolii atmosferici și trece într-o formă specială de radiație difuză. Radiația solară parțial directă este absorbită de gazele și impuritățile atmosferice și trece în căldură, adică. merge să încălzească atmosfera.

Radiația solară directă care nu este împrăștiată și absorbită în atmosferă ajunge la suprafața pământului. O mică parte din ea este reflectată de ea, iar cea mai mare parte a radiației este absorbită de suprafața pământului, în urma căreia suprafața pământului se încălzește. O parte din radiația împrăștiată ajunge și la suprafața pământului, parțial reflectată de acesta și parțial absorbită de acesta. O altă parte a radiației împrăștiate urcă în spațiul interplanetar.

Ca urmare a absorbției și împrăștierii radiațiilor în atmosferă, radiația directă care a ajuns la suprafața pământului diferă de cea care a ajuns la limita atmosferei. Fluxul radiației solare scade și compoziția sa spectrală se modifică, deoarece razele de diferite lungimi de undă sunt absorbite și împrăștiate în atmosferă în moduri diferite.

În cel mai bun caz, adică la cea mai înaltă poziție a Soarelui și cu o puritate suficientă a aerului, se poate observa un flux de radiație directă de aproximativ 1,05 kW/m 2 pe suprafața Pământului. În munți, la altitudini de 4–5 km, s-au observat fluxuri de radiații de până la 1,2 kW/m 2 sau mai mult. Pe măsură ce soarele se apropie de orizont și grosimea aerului străbătut de razele solare crește, fluxul de radiații directe scade din ce în ce mai mult.

Aproximativ 23% din radiația solară directă este absorbită în atmosferă. În plus, această absorbție este selectivă: diferite gaze absorb radiația în diferite părți ale spectrului și în grade diferite.

Azotul absoarbe radiația doar la lungimi de undă foarte scurte în partea ultravioletă a spectrului. Energia radiației solare în această parte a spectrului este complet neglijabilă, astfel încât absorbția de către azot nu are practic niciun efect asupra fluxului radiației solare. Într-o măsură ceva mai mare, dar încă foarte puțin, oxigenul absoarbe radiația solară - în două secțiuni înguste ale părții vizibile a spectrului și în partea sa ultravioletă.

Ozonul este un absorbant mai puternic al radiației solare. Absoarbe radiațiile solare vizibile și ultraviolete. În ciuda faptului că conținutul său în aer este foarte mic, acesta absoarbe radiațiile ultraviolete din atmosfera superioară atât de puternic încât unde mai scurte de 0,29 microni nu se observă deloc în spectrul solar lângă suprafața pământului. Absorbția totală a radiației solare de către ozon ajunge la 3% din radiația solară directă.

Dioxidul de carbon (dioxidul de carbon) absoarbe puternic radiația în regiunea infraroșu a spectrului, dar conținutul său în atmosferă este încă mic, astfel încât absorbția sa de radiație solară directă este în general mică. Dintre gaze, principalul absorbant al radiațiilor din atmosferă este vaporii de apă, concentrați în troposferă și mai ales în partea inferioară a acesteia. Din fluxul total de radiație solară, vaporii de apă absoarbe radiația în intervalele de lungimi de undă din regiunile vizibil și infraroșu apropiat ale spectrului. Norii și impuritățile atmosferice absorb, de asemenea, radiația solară, adică. particule de aerosoli suspendate în atmosferă. În general, absorbția de vapori de apă și de aerosoli reprezintă aproximativ 15%, iar 5% este absorbită de nori.

În fiecare loc individual, absorbția se modifică în timp, în funcție atât de conținutul variabil de substanțe absorbante din aer, în principal vapori de apă, nori și praf, cât și de înălțimea Soarelui deasupra orizontului, adică. pe grosimea stratului de aer trecut de razele în drumul lor spre Pământ.

Radiația solară directă pe calea sa prin atmosferă este atenuată nu numai prin absorbție, ci și prin împrăștiere și este atenuată mai semnificativ. Imprăștirea este un fenomen fizic fundamental al interacțiunii luminii cu materia. Poate apărea la toate lungimile de undă ale spectrului electromagnetic, în funcție de raportul dintre dimensiunea particulelor care se împrăștie și lungimea de undă a radiației incidente. Când este împrăștiată, o particulă care se află pe calea de propagare a unei unde electromagnetice „extrage” continuu. energie din unda incidentă și o reradiază în toate direcțiile. Astfel, o particulă poate fi considerată o sursă punctuală de energie împrăștiată. împrăștiere numită conversia unei părți din radiația solară directă, care înainte de împrăștiere se propagă sub formă de raze paralele într-o anumită direcție, în radiație care merge în toate direcțiile. Imprăștirea are loc în aerul atmosferic optic neomogen, care conține cele mai mici particule de impurități lichide și solide - picături, cristale, cei mai mici aerosoli, de ex. într-un mediu în care indicele de refracție variază de la un punct la altul. Dar un mediu optic neomogen este și aerul pur, lipsit de impurități, deoarece în el, datorită mișcării termice a moleculelor, condensărilor și rarefării, au loc constant fluctuații de densitate. Întâlnindu-se cu moleculele și impuritățile din atmosferă, razele soarelui își pierd direcția rectilinie de propagare și se împrăștie. Radiația se propagă din particulele care se împrăștie într-un asemenea mod ca și cum ele însele ar fi emițătoare.

Conform legilor împrăștierii, în special, conform legii Rayleigh, compoziția spectrală a radiației împrăștiate diferă de compoziția spectrală a liniei drepte. Legea lui Rayleigh spune că împrăștierea razelor este invers proporțională cu puterea a 4-a a lungimii de undă:

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

Unde S? – coef. împrăștiere; m este indicele de refracție în gaz; n este numărul de molecule pe unitatea de volum; ? este lungimea de undă.

Aproximativ 26% din energia fluxului total de radiație solară este convertită în atmosferă în radiație difuză. Aproximativ 2/3 din radiația împrăștiată ajunge apoi la suprafața pământului. Dar acesta va fi deja un tip special de radiație, semnificativ diferit de radiația directă. În primul rând, radiația împrăștiată vine la suprafața pământului nu de pe discul solar, ci de pe întreg firmamentul. Prin urmare, este necesar să se măsoare debitul său pe o suprafață orizontală. De asemenea, se măsoară în W/m2 (sau kW/m2).

În al doilea rând, radiația împrăștiată diferă de radiația directă în compoziția spectrală, deoarece razele de lungimi de undă diferite sunt împrăștiate în grade diferite. În spectrul radiațiilor împrăștiate, raportul dintre energia diferitelor lungimi de undă în comparație cu spectrul radiației directe este modificat în favoarea razelor cu lungime de undă mai scurtă. Cu cât particulele care se împrăștie sunt mai mici, cu atât razele cu lungime de undă scurtă sunt mai puternice în comparație cu cele cu lungime de undă lungă.

Fenomene de împrăștiere a radiațiilor

Fenomene precum culoarea albastră a cerului, amurgul și zorii, precum și vizibilitatea sunt asociate cu împrăștierea radiațiilor. Culoarea albastră a cerului este culoarea aerului însuși, datorită împrăștierii razelor solare în el. Aerul este transparent într-un strat subțire, așa cum apa este transparentă într-un strat subțire. Dar într-o grosime puternică a atmosferei, aerul are o culoare albastră, la fel cum apa deja într-o grosime relativ mică (câțiva metri) are o culoare verzuie. Deci, cum are loc împrăștierea moleculară a luminii invers? 4, apoi în spectrul de lumină împrăștiată trimisă de firmament, energia maximă este mutată în albastru. Odată cu înălțimea, pe măsură ce densitatea aerului scade, i.e. numărul de particule care se împrăștie, culoarea cerului devine mai închisă și se transformă în albastru profund, iar în stratosferă - în negru-violet. Cu cât sunt mai multe impurități în aerul de dimensiuni mai mari decât moleculele de aer, cu atât este mai mare proporția razelor cu undă lungă în spectrul radiației solare și cu atât culoarea cerului devine mai albicioasă. Când diametrul particulelor de ceață, nori și aerosoli devine mai mare de 1-2 microni, atunci razele de toate lungimile de undă nu mai sunt împrăștiate, ci reflectate în mod egal difuz; prin urmare, obiectele îndepărtate în ceață și ceață prăfuită nu mai sunt acoperite de un albastru, ci de o perdea albă sau gri. Prin urmare, norii pe care cade lumina solară (adică albă) par albi.

Răspândirea radiației solare în atmosferă este de mare importanță practică, deoarece creează lumină împrăștiată în timpul zilei. În absența unei atmosfere pe Pământ, ar fi lumină doar acolo unde lumina directă a soarelui sau lumina solară reflectată de suprafața pământului și obiectele de pe acesta ar cădea. Ca urmare a luminii împrăștiate, întreaga atmosferă în timpul zilei servește ca sursă de iluminare: în timpul zilei este și lumină acolo unde razele soarelui nu cad direct și chiar și atunci când soarele este ascuns de nori.

După apusul soarelui seara, întunericul nu vine imediat. Cerul, mai ales în acea parte a orizontului în care Soarele a apus, rămâne strălucitor și trimite pe suprafața pământului radiații împrăștiate, în scădere treptat. În mod similar, dimineața, chiar înainte de răsăritul soarelui, cerul se luminează cel mai mult în direcția răsăritului și trimite lumină difuză către pământ. Acest fenomen de întuneric incomplet se numește amurg - seara și dimineața. Motivul este iluminarea de către Soare, care se află sub orizont, a straturilor înalte ale atmosferei și împrăștierea luminii solare de către acestea.

Așa-numitul amurg astronomic continuă seara până când Soarele apune la 18 grade sub orizont; în acest punct este atât de întuneric încât cele mai slabe stele sunt vizibile. Amurgul astronomic al dimineții începe când soarele are aceeași poziție sub orizont. Prima parte a amurgului astronomic de seară sau ultima parte a dimineții, când soarele se află sub orizontul de cel puțin 8 °, se numește amurg civil. Durata crepusculului astronomic variază în funcție de latitudine și perioada anului. La latitudini medii este de la 1,5 la 2 ore, la tropice este mai puțin, la ecuator puțin mai mult de o oră.

La latitudini mari vara, soarele poate să nu se scufunde deloc sub orizont sau să se scufunde foarte puțin adânc. Dacă soarele cade sub orizont cu mai puțin de 18 o, atunci întuneric complet nu apare deloc și amurgul serii se contopește cu dimineața. Acest fenomen se numește nopți albe.

Amurgul este însoțit de schimbări frumoase, uneori foarte spectaculoase, ale culorii firmamentului în direcția Soarelui. Aceste schimbări încep înainte de apus și continuă după răsărit. Au un caracter destul de regulat și se numesc zori. Culorile caracteristice ale zorilor sunt violet și galben. Dar intensitatea și varietatea nuanțelor de culoare ale zorilor variază foarte mult în funcție de conținutul de impurități de aerosoli din aer. Tonurile norilor aprinși la amurg sunt, de asemenea, variate.

În porțiunea de cer opusă soarelui, există un anti-zori, tot cu modificarea tonurilor de culoare, cu predominanța violetului și violet-violet. După apus, în această parte a cerului apare umbra Pământului: un segment cenușiu-albastru care crește din ce în ce mai mult în înălțime și în lateral. Fenomenele zorilor se explică prin împrăștierea luminii de către cele mai mici particule de aerosoli atmosferici și prin difracția luminii de către particulele mai mari.

Obiectele îndepărtate sunt văzute mai rău decât cele apropiate, și nu numai pentru că dimensiunea lor aparentă este redusă. Chiar și obiectele foarte mari aflate la una sau alta distanță de observator devin slab distinse din cauza turbidității atmosferei prin care sunt vizibile. Această turbiditate se datorează împrăștierii luminii în atmosferă. Este clar că crește odată cu creșterea impurităților aerosolilor din aer.

Pentru multe scopuri practice, este foarte important să știm la ce distanță contururile obiectelor din spatele perdelei de aer încetează să se distingă. Distanța la care contururile obiectelor încetează să se distingă în atmosferă se numește interval de vizibilitate, sau pur și simplu vizibilitate. Intervalul de vizibilitate este cel mai adesea determinat de ochi pe anumite obiecte preselectate (întunecat pe cer), distanța până la care este cunoscută. Există, de asemenea, o serie de instrumente fotometrice pentru determinarea vizibilității.

În aerul foarte curat, de exemplu, de origine arctică, intervalul de vizibilitate poate ajunge la sute de kilometri, deoarece atenuarea luminii de la obiectele din astfel de aer se produce datorită împrăștierii în principal pe moleculele de aer. În aerul care conține mult praf sau produse de condens, raza de vizibilitate poate fi redusă la câțiva kilometri sau chiar metri. Astfel, în ceață ușoară, intervalul de vizibilitate este de 500–1000 m, iar în ceață densă sau în nisip puternic, poate scădea la zeci sau chiar câțiva metri.

Radiația totală, radiația solară reflectată, radiația absorbită, PAR, albedoul Pământului

Toată radiația solară care vine la suprafața pământului - directă și împrăștiată - se numește radiație totală. Astfel, radiația totală

Q = S* păcat h + D,

Unde S– iluminare energetică prin radiație directă,

D– iluminare energetică prin radiație împrăștiată,

h- înălțimea soarelui.

Cu un cer fără nori, radiația totală are o variație zilnică cu un maxim în jurul prânzului și o variație anuală cu un maxim vara. Înnorarea parțială care nu acoperă discul solar crește radiația totală în comparație cu un cer fără nori; tulburarea totală, dimpotrivă, o reduce. În medie, tulbureala reduce radiația totală. Prin urmare, vara, sosirea radiațiilor totale în orele preamiezi este în medie mai mare decât după-amiaza. Din același motiv, este mai mare în prima jumătate a anului decât în ​​a doua.

S.P. Hromov și A.M. Petrosyants dau valori la amiază ale radiației totale în lunile de vară lângă Moscova, cu un cer fără nori: o medie de 0,78 kW / m 2, cu Soare și nori - 0,80, cu nori continui - 0,26 kW / m 2.

Căzând pe suprafața pământului, radiația totală este absorbită în mare parte în stratul subțire superior al solului sau într-un strat mai gros de apă și se transformă în căldură și este parțial reflectată. Cantitatea de reflectare a radiației solare de către suprafața pământului depinde de natura acestei suprafețe. Raportul dintre cantitatea de radiație reflectată și cantitatea totală de radiație incidentă pe o anumită suprafață se numește albedo de suprafață. Acest raport este exprimat ca procent.

Deci, din fluxul total de radiație totală ( S păcat h + D) o parte din ea este reflectată de suprafața pământului ( S păcat h + D)Si unde DAR este albedo de suprafață. Restul radiației totale ( S păcat h + D) (1 – DAR) este absorbit de suprafața pământului și merge să încălzească straturile superioare de sol și apă. Această parte se numește radiație absorbită.

Albedo-ul suprafeței solului variază între 10–30%; în cernoziom umed scade până la 5%, iar în nisip ușor uscat poate crește până la 40%. Pe măsură ce umiditatea solului crește, albedo scade. Albedoul acoperirii cu vegetație - păduri, pajiști, câmpuri - este de 10–25%. Albedo-ul suprafeței zăpezii proaspăt căzute este de 80–90%, în timp ce cel al zăpezii de lungă durată este de aproximativ 50% și mai mic. Albedo-ul unei suprafețe netede de apă pentru radiații directe variază de la câteva procente (dacă Soarele este înalt) la 70% (dacă este scăzut); depinde si de entuziasm. Pentru radiațiile împrăștiate, albedo-ul suprafețelor apei este de 5-10%. În medie, albedo-ul suprafeței Oceanului Mondial este de 5–20%. Albedo-ul suprafeței superioare a norilor variază de la câteva procente la 70–80%, în funcție de tipul și grosimea acoperirii norilor, în medie 50–60% (S.P. Khromov, M.A. Petrosyants, 2004).

Cifrele de mai sus se referă la reflexia radiației solare, nu numai vizibilă, ci și în întregul său spectru. Mijloacele fotometrice măsoară albedo numai pentru radiația vizibilă, care, desigur, poate diferi oarecum de albedo pentru întregul flux de radiație.

Partea predominantă a radiației reflectate de suprafața pământului și de suprafața superioară a norilor trece dincolo de atmosferă în spațiul mondial. O parte (aproximativ o treime) din radiația împrăștiată ajunge și în spațiul mondial.

Raportul dintre radiația solară reflectată și împrăștiată care părăsește spațiul și cantitatea totală de radiație solară care intră în atmosferă se numește albedo planetar al Pământului, sau pur și simplu albedo-ul Pământului.

În general, albedo-ul planetar al Pământului este estimat la 31%. Partea principală a albedo-ului planetar al Pământului este reflectarea radiației solare de către nori.

O parte din radiația directă și reflectată este implicată în procesul de fotosinteză a plantelor, așa se numește radiații active fotosintetic (DEPARTE). DEPARTE - partea de radiație cu undă scurtă (de la 380 la 710 nm), care este cea mai activă în raport cu fotosinteza și procesul de producție al plantelor, este reprezentată atât de radiația directă, cât și de cea difuză.

Plantele sunt capabile să consume radiația solară directă și reflectată de obiectele cerești și terestre în intervalul de lungimi de undă de la 380 la 710 nm. Fluxul de radiație fotosintetic activă este aproximativ jumătate din fluxul solar, adică. jumătate din radiația totală și practic indiferent de condițiile meteorologice și de locație. Deși, dacă pentru condițiile Europei valoarea de 0,5 este tipică, atunci pentru condițiile din Israel este ceva mai mare (aproximativ 0,52). Cu toate acestea, nu se poate spune că plantele folosesc PAR în același mod pe tot parcursul vieții și în condiții diferite. Eficiența utilizării PAR este diferită, prin urmare, au fost propuși indicatorii „Factor de utilizare PAR”, care reflectă eficiența utilizării PAR și „Eficiența fitocenozelor”. Eficiența fitocenozelor caracterizează activitatea fotosintetică a învelișului de vegetație. Acest parametru a găsit cea mai largă aplicație în rândul pădurarilor pentru evaluarea fitocenozelor forestiere.

Trebuie subliniat faptul că plantele însele sunt capabile să formeze PAR în stratul de vegetație. Acest lucru se realizează datorită poziționării frunzelor către razele soarelui, rotației frunzelor, distribuției frunzelor de diferite dimensiuni și unghiuri la diferite niveluri de fitocenoze, adică. prin așa-numita arhitectură a baldachinului. În învelișul de vegetație, razele soarelui sunt refractate în mod repetat, reflectate de suprafața frunzelor, formând astfel propriul regim intern de radiație.

Radiația împrăștiată în învelișul de vegetație are aceeași valoare fotosintetică ca și radiația directă și difuză care intră pe suprafața învelișului de vegetație.

Radiația suprafeței pământului

Straturile superioare de sol și apă, stratul de zăpadă și vegetația în sine emit radiații cu unde lungi; această radiație terestră este denumită mai frecvent radiația intrinsecă a suprafeței pământului.

Autoradiația poate fi calculată prin cunoașterea temperaturii absolute a suprafeței pământului. Conform legii Stefan-Boltzmann, ținând cont de faptul că Pământul nu este un corp complet negru și deci introducând coeficientul? (de obicei egală cu 0,95), radiație la sol E determinat de formula

E s = ?? T 4 ,

Unde? este constanta Stefan-Boltzmann, T temperatura, K.

La 288 K, E s \u003d 3,73 10 2 W / m 2. O revenire atât de mare a radiațiilor de la suprafața pământului ar duce la răcirea sa rapidă, dacă aceasta nu ar fi împiedicată prin procesul invers - absorbția radiațiilor solare și atmosferice de către suprafața pământului. Temperaturile absolute ale suprafeței terestre sunt cuprinse între 190 și 350 K. La astfel de temperaturi, radiația emisă are practic lungimi de undă în intervalul 4–120 µm, iar energia sa maximă este de 10–15 µm. Prin urmare, toată această radiație este infraroșie, nu este percepută de ochi.

Contra-radiația sau contra-radiația

Atmosfera se încălzește, absorbind atât radiația solară (deși într-o fracțiune relativ mică, aproximativ 15% din cantitatea sa totală venind pe Pământ), cât și radiația proprie a suprafeței terestre. În plus, primește căldură de la suprafața pământului prin conducție, precum și prin condensarea vaporilor de apă evaporați de pe suprafața pământului. Atmosfera încălzită radiază de la sine. La fel ca suprafața pământului, emite radiații infraroșii invizibile în aproximativ aceeași gamă de lungimi de undă.

Cea mai mare parte (70%) a radiațiilor atmosferice vine la suprafața pământului, restul merge în spațiul mondial. Radiația atmosferică care ajunge la suprafața pământului se numește contraradiație. E a, deoarece este îndreptată spre radiația proprie a suprafeței pământului. Suprafața Pământului absoarbe contraradiația aproape în întregime (cu 95–99%). Astfel, contraradiația este o sursă importantă de căldură pentru suprafața pământului pe lângă radiația solară absorbită. Contraradiația crește odată cu creșterea înnorazării, deoarece norii înșiși radiază puternic.

Principala substanță din atmosferă care absoarbe radiația terestră și trimite radiația înapoi este vaporii de apă. Absoarbe radiația infraroșie într-o regiune mare a spectrului - de la 4,5 la 80 de microni, cu excepția intervalului cuprins între 8,5 și 12 microni.

Monoxidul de carbon (dioxidul de carbon) absoarbe puternic radiația infraroșie, dar numai într-o regiune îngustă a spectrului; ozonul este mai slab și, de asemenea, într-o regiune îngustă a spectrului. Adevărat, absorbția de către dioxid de carbon și ozon cade pe undele a căror energie în spectrul radiațiilor terestre este aproape de maxim (7–15 μm).

Contraradiația este întotdeauna ceva mai mică decât cea terestră. Prin urmare, suprafața pământului pierde căldură din cauza diferenței pozitive dintre radiația proprie și cea inversă. Diferența dintre autoradiația suprafeței pământului și contraradiația atmosferei se numește radiație efectivă E e:

E e = E s- E A.

Radiația eficientă este pierderea netă de energie radiantă și, prin urmare, de căldură de la suprafața pământului pe timp de noapte. Autoradiația poate fi determinată conform legii Stefan-Boltzmann, cunoscând temperatura suprafeței pământului, iar contraradiația poate fi calculată folosind formula de mai sus.

Radiația efectivă în nopțile senine este de aproximativ 0,07–0,10 kW/m 2 la stațiile de câmpie din latitudini temperate și de până la 0,14 kW/m 2 la stațiile de mare altitudine (unde contraradiația este mai mică). Odată cu o creștere a neclarității, care crește contraradianța, radiația efectivă scade. Pe vreme înnorată este mult mai puțin decât pe vreme senină; în consecință, răcirea pe timp de noapte a suprafeței pământului este de asemenea mai mică.

Radiația eficientă, desigur, există și în timpul zilei. Dar în timpul zilei este blocat sau parțial compensat de radiația solară absorbită. Prin urmare, suprafața pământului este mai caldă ziua decât noaptea, dar radiația efectivă în timpul zilei este mai mare.

În medie, suprafața pământului la latitudini medii pierde prin radiația efectivă aproximativ jumătate din cantitatea de căldură pe care o primește din radiația absorbită.

Absorbind radiația terestră și trimițând contra radiații la suprafața pământului, atmosfera reduce astfel răcirea acesteia din urmă pe timp de noapte. În timpul zilei, împiedică încălzirea suprafeței pământului de către radiația solară. Aceasta influenta a atmosferei asupra regimului termic al suprafetei terestre se numeste efect de sera, sau efect de sera, datorita analogiei externe cu actiunea sticlelor de sera.

Bilanțul de radiații al suprafeței pământului

Diferența dintre radiația absorbită și radiația efectivă se numește bilanțul radiațiilor de pe suprafața pământului:

LA=(S păcat h + D)(1 – DAR) – E e.

Noaptea, când nu există radiație totală, balanța negativă a radiațiilor este egală cu radiația efectivă.

Bilanțul radiațiilor se modifică de la valori negative nocturne la valori pozitive pe timp de zi după răsăritul soarelui la o înălțime de 10-15°. De la valori pozitive la negative, trece înainte de apusul soarelui la aceeași înălțime deasupra orizontului. În prezența stratului de zăpadă, balanța radiațiilor devine pozitivă numai la o altitudine solară de aproximativ 20–25 o, deoarece cu un albedo mare de zăpadă, absorbția sa de radiație totală este mică. În timpul zilei, balanța radiațiilor crește odată cu creșterea altitudinii solare și scade odată cu scăderea acesteia.

Valorile medii la amiază ale balanței radiațiilor la Moscova vara cu cer senin, citate de S.P. Hromov și M.A. Petrosyants (2004) sunt de aproximativ 0,51 kW/m 2 , iarna doar 0,03 kW/m 2 , sub înnorința medie vara aproximativ 0,3 kW/m 2 , iar iarna sunt aproape de zero.

Soarele radiază o cantitate imensă de energie - aproximativ 1,1x1020 kWh pe secundă. Un kilowatt-oră este cantitatea de energie necesară pentru a funcționa un bec cu incandescență de 100 de wați timp de 10 ore. Atmosfera exterioară a Pământului interceptează aproximativ o milioneme din energia emisă de Soare, sau aproximativ 1500 de cvadrilioane (1,5 x 1018) kWh anual. Cu toate acestea, datorită reflectării, împrăștierii și absorbției de către gazele și aerosolii atmosferici, doar 47% din toată energia, sau aproximativ 700 de cvadrilioane (7 x 1017) kWh, ajunge la suprafața Pământului.

Radiația solară din atmosfera Pământului este împărțită în așa-numitele radiații directe și împrăștiată de particulele de aer, praf, apă etc. conținute în atmosferă. Suma lor formează radiația solară totală. Cantitatea de energie care scade pe unitatea de suprafață pe unitatea de timp depinde de o serie de factori:

• latitudine
• sezonul climatic local al anului
• unghiul de înclinare al suprafeței față de soare.

Ora și locația geografică

Cantitatea de energie solară care cade pe suprafața Pământului se modifică din cauza mișcării Soarelui. Aceste modificări depind de ora din zi și de anotimp. De obicei, mai multă radiație solară lovește Pământul la prânz decât dimineața devreme sau seara târziu. La amiază, Soarele este sus deasupra orizontului, iar lungimea traseului razelor Soarelui prin atmosfera Pământului este redusă. În consecință, mai puțină radiație solară este împrăștiată și absorbită, ceea ce înseamnă că ajunge mai mult la suprafață.

Cantitatea de energie solară care ajunge la suprafața Pământului diferă de valoarea medie anuală: iarna - mai puțin de 0,8 kWh/m2 pe zi în nordul Europei și peste 4 kWh/m2 pe zi vara în aceeași regiune. Diferența scade pe măsură ce te apropii de ecuator.

Cantitatea de energie solară depinde și de locația geografică a amplasamentului: cu cât este mai aproape de ecuator, cu atât este mai mare. De exemplu, radiația solară totală medie anuală incidentă pe o suprafață orizontală este: în Europa Centrală, Asia Centrală și Canada - aproximativ 1000 kWh/m2; în Marea Mediterană - aproximativ 1700 kWh/m2; în majoritatea regiunilor deșertice din Africa, Orientul Mijlociu și Australia, aproximativ 2200 kWh/m2.

Astfel, cantitatea de radiație solară variază semnificativ în funcție de perioada anului și de locația geografică (vezi tabel). Acest factor trebuie luat în considerare la utilizarea energiei solare.

	Europa de Sud	Europa Centrală	Europa de Nord	Regiunea Caraibe
ianuarie	2,6	1,7	0,8	5,1
februarie	3,9	3,2	1,5	5,6
Martie	4,6	3,6	2,6	6,0
Aprilie	5,9	4,7	3,4	6,2
Mai	6,3	5,3	4,2	6,1
iunie	6,9	5,9	5,0	5,9
iulie	7,5	6,0	4,4	6,0
August	6,6	5,3	4,0	6,1
Septembrie	5,5	4,4	3,3	5,7
octombrie	4,5	3,3	2,1	5,3
noiembrie	3,0	2,1	1,2	5,1
decembrie	2,7	1,7	0,8	4,8
AN	5,0	3,9	2,8	5,7

Influența norilor asupra energiei solare

Cantitatea de radiație solară care ajunge la suprafața Pământului depinde de diferite fenomene atmosferice și de poziția Soarelui atât în ​​timpul zilei, cât și pe tot parcursul anului. Norii sunt principalul fenomen atmosferic care determină cantitatea de radiație solară care ajunge la suprafața Pământului. În orice punct al Pământului, radiația solară care ajunge la suprafața Pământului scade odată cu creșterea acoperirii norilor. În consecință, țările cu vreme predominant înnorată primesc mai puțină radiație solară decât deșerturile, unde vremea este în cea mai mare parte senină.

Formarea norilor este influențată de prezența unor caracteristici locale precum munții, mările și oceanele, precum și lacurile mari. Prin urmare, cantitatea de radiație solară primită în aceste zone și regiunile adiacente acestora poate diferi. De exemplu, munții pot primi mai puțină radiație solară decât poalele și câmpiile adiacente. Vânturile care bat spre munți fac ca o parte din aer să se ridice și, răcind umiditatea din aer, formează nori. Cantitatea de radiație solară în zonele de coastă poate diferi și de cele înregistrate în zonele situate în interior.

Cantitatea de energie solară primită în timpul zilei depinde în mare măsură de fenomenele atmosferice locale. La amiază cu cer senin, solar total

radiatia care cade pe o suprafata orizontala poate atinge (de exemplu, in Europa Centrala) o valoare de 1000 W/m2 (in conditii meteorologice foarte favorabile aceasta cifra poate fi mai mare), in timp ce pe vreme foarte innorata este sub 100 W/m2 chiar si la amiază.

Efectele poluării atmosferice asupra energiei solare

Fenomenele antropice și naturale pot limita, de asemenea, cantitatea de radiație solară care ajunge la suprafața Pământului. Smogul urban, fumul de la incendii și cenușa vulcanică transportată în aer reduc utilizarea energiei solare prin creșterea dispersiei și absorbției radiației solare. Adică acești factori au o influență mai mare asupra radiației solare directe decât asupra totală. Cu poluarea severă a aerului, de exemplu, cu smog, radiația directă este redusă cu 40%, iar totalul - doar cu 15-25%. O erupție vulcanică puternică poate reduce, și pe o suprafață mare a suprafeței Pământului, radiația solară directă cu 20% și total - cu 10% pentru o perioadă de la 6 luni la 2 ani. Odată cu scăderea cantității de cenușă vulcanică din atmosferă, efectul slăbește, dar procesul de recuperare completă poate dura câțiva ani.

Potențialul energiei solare

Soarele ne oferă de 10.000 de ori mai multă energie gratuită decât este folosită de fapt în întreaga lume. Numai piața comercială globală cumpără și vinde puțin sub 85 de trilioane (8,5 x 1013) kWh de energie pe an. Deoarece este imposibil de urmărit întregul proces, nu este posibil să spunem cu certitudine câtă energie necomercială consumă oamenii (de exemplu, cât lemn și îngrășământ sunt colectate și arse, câtă apă este folosită pentru a produce produse mecanice sau electrice). energie). Unii experți estimează că o astfel de energie necomercială reprezintă o cincime din toată energia utilizată. Dar chiar dacă acest lucru este adevărat, atunci energia totală consumată de omenire în timpul anului este doar aproximativ o șapte miimi din energia solară care lovește suprafața Pământului în aceeași perioadă.

În țările dezvoltate, cum ar fi SUA, consumul de energie este de aproximativ 25 trilioane (2,5 x 1013) kWh pe an, ceea ce corespunde la mai mult de 260 kWh de persoană pe zi. Acesta este echivalentul a folosi zilnic peste 100 de becuri cu incandescență de 100 W pentru o zi întreagă. Un cetățean american consumă de 33 de ori mai multă energie decât un indian, de 13 ori mai mult decât un chinez, de două ori și jumătate mai mult decât un japonez și de două ori mai mult decât un suedez.

Cantitatea de energie solară care ajunge la suprafața Pământului este de multe ori mai mare decât consumul acesteia, chiar și în țări precum Statele Unite, unde consumul de energie este uriaș. Dacă doar 1% din teritoriul țării ar fi folosit pentru instalarea de echipamente solare (panouri fotovoltaice sau sisteme solare de apă caldă) care funcționează cu o eficiență de 10%, atunci SUA ar fi alimentate integral cu energie. Același lucru se poate spune despre toate celelalte țări dezvoltate. Cu toate acestea, într-un anumit sens, acest lucru este nerealist - în primul rând, din cauza costului ridicat al sistemelor fotovoltaice și, în al doilea rând, este imposibil să acoperiți suprafețe atât de mari cu echipamente solare fără a afecta ecosistemul. Dar principiul în sine este corect.

Este posibilă acoperirea aceleiași suprafețe prin dispersarea instalațiilor pe acoperișurile clădirilor, pe case, de-a lungul drumurilor, pe suprafețe prestabilite de teren etc. În plus, în multe țări deja mai mult de 1% din teren este alocat pentru extracția, conversia, producerea și transportul energiei. Și, deoarece cea mai mare parte a acestei energii este neregenerabilă la scara existenței umane, acest tip de producție de energie este mult mai dăunătoare mediului decât sistemele solare.

Surse de căldură. Energia termică joacă un rol decisiv în viața atmosferei. Sursa principală a acestei energii este Soarele. În ceea ce privește radiația termică a Lunii, planetelor și stelelor, aceasta este atât de neglijabilă pentru Pământ, încât în ​​practică nu poate fi luată în considerare. Mult mai multă energie termică este furnizată de căldura internă a Pământului. Conform calculelor geofizicienilor, un aflux constant de căldură din intestinele Pământului crește temperatura suprafeței pământului cu 0,1. Dar un astfel de aflux de căldură este încă atât de mic încât nu este nevoie să ținem cont nici de el. Astfel, doar Soarele poate fi considerat singura sursă de energie termică de pe suprafața Pământului.

Radiatie solara. Soarele, care are o temperatură a fotosferei (suprafața radiantă) de aproximativ 6000°, radiază energie în spațiu în toate direcțiile. O parte din această energie, sub forma unui fascicul imens de raze solare paralele, lovește Pământul. Se numește energia solară care ajunge la suprafața pământului sub formă de raze directe de la soare radiatia solara directa. Dar nu toată radiația solară direcționată către Pământ ajunge la suprafața pământului, deoarece razele soarelui, care trec printr-un strat puternic al atmosferei, sunt parțial absorbite de acesta, parțial împrăștiate de molecule și particule de aer în suspensie, o parte din ele sunt reflectate de nori. Porțiunea de energie solară care este disipată în atmosferă se numește radiații împrăștiate. Radiația solară împrăștiată se propagă în atmosferă și ajunge la suprafața Pământului. Percepem acest tip de radiație ca lumină uniformă a zilei, când Soarele este complet acoperit de nori sau tocmai a dispărut sub orizont.

Radiația solară directă și difuză, care ajunge la suprafața Pământului, nu este complet absorbită de aceasta. O parte din radiația solară este reflectată de la suprafața pământului înapoi în atmosferă și este acolo sub forma unui flux de raze, așa-numita radiatia solara reflectata.

Compoziția radiației solare este foarte complexă, ceea ce este asociat cu o temperatură foarte ridicată a suprafeței radiante a Soarelui. În mod convențional, în funcție de lungimea de undă, spectrul radiației solare este împărțit în trei părți: ultraviolete (η<0,4<μ видимую глазом (η de la 0,4μ la 0,76μ) și infraroșu (η >0,76μ). Pe lângă temperatura fotosferei solare, compoziția radiației solare de lângă suprafața pământului este, de asemenea, afectată de absorbția și împrăștierea unei părți din razele solare pe măsură ce acestea trec prin învelișul de aer al Pământului. În acest sens, compoziția radiației solare la limita superioară a atmosferei și în apropierea suprafeței Pământului va fi diferită. Pe baza calculelor și observațiilor teoretice, s-a stabilit că la limita atmosferei, radiațiile ultraviolete reprezintă 5%, razele vizibile - 52% și infraroșii - 43%. La suprafața pământului (la o înălțime a Soarelui de 40 °), razele ultraviolete reprezintă doar 1%, vizibile - 40% și infraroșii - 59%.

Intensitatea radiației solare. Sub intensitatea radiației solare directe înțelegeți cantitatea de căldură în calorii primite în 1 minut. din energia radiantă a Soarelui de către suprafață în 1 cm 2, plasat perpendicular pe soare.

Pentru măsurarea intensității radiației solare directe se folosesc instrumente speciale - actinometre și pirhelimetre; cantitatea de radiație împrăștiată este determinată de un piranometru. Înregistrarea automată a duratei acțiunii radiației solare se realizează prin actinografie și heliografie. Intensitatea spectrală a radiației solare este determinată de un spectrobolograf.

La limita atmosferei, unde efectele de absorbție și împrăștiere ale anvelopei de aer a Pământului sunt excluse, intensitatea radiației solare directe este de aproximativ 2. fecale pentru 1 cm 2 suprafețe în 1 min. Această valoare este numită constantă solară. Intensitatea radiației solare în 2 fecale pentru 1 cm 2 in 1 min. dă o cantitate atât de mare de căldură în timpul anului încât ar fi suficient să topești un strat de gheață 35 m gros, dacă un astfel de strat acoperea întreaga suprafață a pământului.

Numeroase măsurători ale intensității radiației solare dau motive de a crede că cantitatea de energie solară care ajunge la limita superioară a atmosferei Pământului suferă fluctuații în cantitate de câteva procente. Oscilațiile sunt periodice și neperiodice, aparent asociate cu procesele care au loc pe Soare însuși.

În plus, o oarecare modificare a intensității radiației solare are loc în timpul anului datorită faptului că Pământul în rotația sa anuală nu se mișcă în cerc, ci într-o elipsă, într-unul dintre focarele căruia este Soarele. În acest sens, distanța de la Pământ la Soare se modifică și, în consecință, are loc o fluctuație a intensității radiației solare. Cea mai mare intensitate se observă în jurul datei de 3 ianuarie, când Pământul este cel mai aproape de Soare, iar cea mai mică în jurul datei de 5 iulie, când Pământul se află la distanța maximă de Soare.

Din acest motiv, fluctuația intensității radiației solare este foarte mică și nu poate prezenta decât interes teoretic. (Cantitatea de energie la distanța maximă este legată de cantitatea de energie la distanța minimă, ca 100:107, adică diferența este complet neglijabilă.)

Condiții de iradiere a suprafeței globului. Deja forma sferică a Pământului duce la faptul că energia radiantă a Soarelui este distribuită foarte neuniform pe suprafața pământului. Deci, în zilele echinocțiului de primăvară și toamnă (21 martie și 23 septembrie), numai la ecuator la amiază, unghiul de incidență al razelor va fi de 90 ° (Fig. 30), iar pe măsură ce se apropie de poli, va scădea de la 90 la 0 °. Prin urmare,

dacă la ecuator cantitatea de radiație primită este luată ca 1, atunci la paralela a 60-a va fi exprimată ca 0,5, iar la pol va fi egală cu 0.

Globul, în plus, are o mișcare zilnică și anuală, iar axa pământului este înclinată față de planul orbitei cu 66 °.5. Datorită acestei înclinații, între planul ecuatorului și planul orbitei se formează un unghi de 23° 30 g. Această împrejurare duce la faptul că unghiurile de incidență ale razelor solare pentru aceleași latitudini vor varia în intervalul 47 ° (23,5 + 23,5) .

În funcție de perioada anului, se modifică nu numai unghiul de incidență al razelor, ci și durata iluminării. Dacă în țările tropicale în orice moment al anului, durata zilei și a nopții este aproximativ aceeași, atunci în țările polare, dimpotrivă, este foarte diferită. De exemplu, la 70° N. SH. vara, Soarele nu apune timp de 65 de zile, la 80 ° N. sh.- 134, iar la stâlp -186. Din această cauză, la Polul Nord, radiația în ziua solstițiului de vară (22 iunie) este cu 36% mai mare decât la ecuator. În ceea ce privește întregul semestru de vară, cantitatea totală de căldură și lumină primită de pol este cu doar 17% mai mică decât la ecuator. Astfel, în timpul verii în țările polare, durata iluminării compensează în mare măsură lipsa radiației, care este o consecință a unghiului mic de incidență al razelor. În jumătatea de iarnă a anului, imaginea este complet diferită: cantitatea de radiație la același Pol Nord va fi 0. Ca urmare, pe parcursul anului, cantitatea medie de radiație la pol este cu 2,4 mai mică decât la ecuator . Din tot ce s-a spus, rezultă că cantitatea de energie solară pe care o primește Pământul prin radiație este determinată de unghiul de incidență al razelor și de durata expunerii.

În absența unei atmosfere la diferite latitudini, suprafața pământului ar primi următoarea cantitate de căldură pe zi, exprimată în calorii la 1 cm 2(vezi tabelul de la pagina 92).

Distribuția radiațiilor pe suprafața pământului dată în tabel este numită în mod obișnuit climat solar. Repetăm ​​că avem o astfel de distribuție a radiațiilor doar la limita superioară a atmosferei.

Atenuarea radiației solare în atmosferă. Până acum am vorbit despre condițiile de distribuție a căldurii solare pe suprafața pământului, fără a ține cont de atmosferă. Între timp, atmosfera în acest caz este de mare importanță. Radiația solară, care trece prin atmosferă, experimentează dispersie și, în plus, absorbție. Ambele procese împreună atenuează radiația solară în mare măsură.

Razele soarelui, care trec prin atmosferă, experimentează în primul rând împrăștierea (difuzia). Imprăștirea este creată de faptul că razele de lumină, refracte și reflectate din moleculele de aer și particulele de corpuri solide și lichide din aer, deviază de la calea directă. la cu adevărat „răspândit”.

Imprăștirea atenuează foarte mult radiația solară. Odată cu creșterea cantității de vapori de apă și în special a particulelor de praf, dispersia crește și radiația este slăbită. În orașele mari și zonele deșertice, unde conținutul de praf din aer este cel mai mare, dispersia slăbește puterea radiației cu 30-45%. Datorită împrăștierii, se obține lumina zilei, care luminează obiectele, chiar dacă razele soarelui nu cad direct asupra lor. Imprăștirea determină însăși culoarea cerului.

Să ne oprim acum asupra capacității atmosferei de a absorbi energia radiantă a Soarelui. Principalele gaze care alcătuiesc atmosfera absorb energie radiantă relativ foarte puțin. Impuritățile (vapori de apă, ozon, dioxid de carbon și praf), dimpotrivă, se disting printr-o capacitate mare de absorbție.

În troposferă, cel mai semnificativ amestec este vaporii de apă. Ele absorb mai ales puternic infraroșu (undă lungă), adică predominant razele termice. Și cu cât sunt mai mulți vapori de apă în atmosferă, cu atât în ​​mod natural mai mulți și. absorbţie. Cantitatea de vapori de apă din atmosferă este supusă unor schimbări mari. În condiții naturale, variază de la 0,01 la 4% (în volum).

Ozonul este foarte absorbant. Un amestec semnificativ de ozon, așa cum sa menționat deja, se află în straturile inferioare ale stratosferei (deasupra tropopauzei). Ozonul absoarbe aproape complet razele ultraviolete (unde scurte).

Dioxidul de carbon este, de asemenea, foarte absorbant. Absoarbe în principal razele cu unde lungi, adică predominant razele termice.

Praful din aer absoarbe, de asemenea, o parte din radiația solară. Încălzind sub acțiunea razelor solare, poate crește semnificativ temperatura aerului.

Din cantitatea totală de energie solară care vine pe Pământ, atmosfera absoarbe doar aproximativ 15%.

Atenuarea radiației solare prin împrăștiere și absorbție de către atmosferă este foarte diferită pentru diferite latitudini ale Pământului. Această diferență depinde în primul rând de unghiul de incidență al razelor. În poziția zenitală a Soarelui, razele, căzând vertical, traversează atmosfera în cel mai scurt drum. Pe măsură ce unghiul de incidență scade, calea razelor se prelungește și atenuarea radiației solare devine mai semnificativă. Acesta din urmă se vede clar din desen (Fig. 31) și din tabelul atașat (în tabel, traseul razei solare în poziția zenitală a Soarelui este luat ca unitate).

În funcție de unghiul de incidență al razelor, se modifică nu numai numărul de raze, ci și calitatea acestora. În perioada în care Soarele este la zenit (asupra capului), razele ultraviolete reprezintă 4%,

vizibil - 44% și infraroșu - 52%. La poziția Soarelui, nu există deloc raze ultraviolete la orizont, vizibile 28% și infraroșu 72%.

Complexitatea influenței atmosferei asupra radiației solare este agravată de faptul că capacitatea sa de transmisie variază foarte mult în funcție de perioada anului și de condițiile meteorologice. Deci, dacă cerul a rămas fără nori tot timpul, atunci cursul anual al influxului de radiație solară la diferite latitudini ar putea fi exprimat grafic după cum urmează (Fig. 32) Se vede clar din desen că, cu un cer fără nori la Moscova, în Radiația solară din mai, iunie și iulie ar produce mai mult decât la ecuator. În mod similar, în a doua jumătate a lunii mai, în iunie și în prima jumătate a lunii iulie, la Polul Nord ar fi generată mai multă căldură decât la ecuator și la Moscova. Repetăm ​​că acesta ar fi cazul cu un cer fără nori. Dar, de fapt, acest lucru nu funcționează, deoarece acoperirea norilor slăbește semnificativ radiația solară. Să dăm un exemplu prezentat în grafic (Fig. 33). Graficul arată cât de multă radiație solară nu ajunge la suprafața Pământului: o parte semnificativă a acesteia este reținută de atmosferă și nori.

Cu toate acestea, trebuie spus că căldura absorbită de nori merge parțial pentru a încălzi atmosfera, iar parțial indirect ajunge la suprafața pământului.

Cursul zilnic și anual al intensității soluluiradiatii nocturne. Intensitatea radiației solare directe în apropierea suprafeței Pământului depinde de înălțimea Soarelui deasupra orizontului și de starea atmosferei (de conținutul de praf). Dacă. transparența atmosferei în timpul zilei a fost constantă, apoi intensitatea maximă a radiației solare s-ar observa la prânz, iar cea minimă - la răsărit și apus. În acest caz, graficul cursului intensității zilnice a radiației solare ar fi simetric față de o jumătate de zi.

Conținutul de praf, vapori de apă și alte impurități din atmosferă este în continuă schimbare. În acest sens, se încalcă transparența aerului și se încalcă simetria graficului cursului intensității radiației solare. Adesea, mai ales vara, la amiază, când suprafața pământului este încălzită intens, apar curenți de aer ascendenți puternici, iar cantitatea de vapori de apă și praf din atmosferă crește. Aceasta duce la o scădere semnificativă a radiației solare la amiază; intensitatea maximă a radiațiilor în acest caz se observă în orele preamiezi sau după-amiezi. Cursul anual al intensității radiației solare este asociat și cu modificările înălțimii Soarelui deasupra orizontului în cursul anului și cu starea de transparență a atmosferei în diferite anotimpuri. În țările din emisfera nordică, cea mai mare înălțime a Soarelui deasupra orizontului are loc în luna iunie. Dar, în același timp, se observă și cea mai mare pulbere a atmosferei. Prin urmare, intensitatea maximă apare de obicei nu în mijlocul verii, ci în lunile de primăvară, când Soarele răsare destul de sus * deasupra orizontului, iar atmosfera după iarnă rămâne relativ curată. Pentru a ilustra cursul anual al intensității radiației solare în emisfera nordică, prezentăm date privind valorile medii lunare ale intensității radiației la amiază în Pavlovsk.

Cantitatea de căldură din radiația solară. Suprafața Pământului în timpul zilei primește în mod continuu căldură din radiația solară directă și difuză sau numai din radiația difuză (pe vreme înnorată). Valoarea zilnică a căldurii se determină pe baza observațiilor actinometrice: luând în considerare cantitatea de radiații directe și difuze care a pătruns pe suprafața pământului. După ce s-a determinat cantitatea de căldură pentru fiecare zi, se calculează și cantitatea de căldură primită de suprafața pământului pe lună sau pe an.

Cantitatea zilnică de căldură primită de suprafața pământului din radiația solară depinde de intensitatea radiației și de durata acțiunii acesteia în timpul zilei. În acest sens, afluxul minim de căldură are loc iarna, iar maximul vara. În distribuția geografică a radiației totale pe glob, creșterea acesteia se observă cu scăderea latitudinii zonei. Această poziție este confirmată de următorul tabel.

Rolul radiațiilor directe și difuze în cantitatea anuală de căldură primită de suprafața pământului la diferite latitudini ale globului nu este același. La latitudini mari, radiația difuză predomină în suma anuală de căldură. Odată cu scăderea latitudinii, valoarea predominantă trece la radiația solară directă. Deci, de exemplu, în Golful Tikhaya, radiația solară difuză furnizează 70% din cantitatea anuală de căldură, iar radiația directă doar 30%. În Tașkent, dimpotrivă, radiația solară directă dă 70%, difuzată doar 30%.

Reflectivitatea Pământului. Albedo. După cum sa menționat deja, suprafața Pământului absoarbe doar o parte din energia solară care vine la ea sub formă de radiație directă și difuză. Cealaltă parte se reflectă în atmosferă. Raportul dintre cantitatea de radiație solară reflectată de o suprafață dată și cantitatea de flux de energie radiantă incidentă pe această suprafață se numește albedo. Albedo este exprimat ca procent și caracterizează reflectivitatea unei anumite zone a suprafeței.

Albedo depinde de natura suprafeței (proprietățile solului, prezența zăpezii, vegetației, apei etc.) și de unghiul de incidență al razelor Soarelui pe suprafața Pământului. Deci, de exemplu, dacă razele cad pe suprafața pământului la un unghi de 45 °, atunci:

Din exemplele de mai sus, se poate observa că reflectivitatea diferitelor obiecte nu este aceeași. Este cel mai aproape de zăpadă și cel mai puțin de apă. Cu toate acestea, exemplele pe care le-am luat se referă doar la acele cazuri în care înălțimea Soarelui deasupra orizontului este de 45°. Pe măsură ce acest unghi scade, reflectivitatea crește. Deci, de exemplu, la o înălțime a Soarelui de 90 °, apa reflectă doar 2%, la 50 ° - 4%, la 20 ° -12%, la 5 ° - 35-70% (în funcție de starea suprafeței apei ).

În medie, cu un cer fără nori, suprafața globului reflectă 8% din radiația solară. În plus, 9% reflectă atmosfera. Astfel, globul în ansamblu, cu un cer fără nori, reflectă 17% din energia radiantă a Soarelui căzând pe el. Dacă cerul este acoperit cu nori, atunci 78% din radiație este reflectată de ei. Dacă luăm condiții naturale, pe baza raportului dintre un cer fără nori și un cer acoperit cu nori, care se observă în realitate, atunci reflectivitatea Pământului în ansamblu este de 43%.

Radiația terestră și atmosferică. Pământul, primind energie solară, se încălzește și el însuși devine o sursă de radiație de căldură în spațiul mondial. Cu toate acestea, razele emise de suprafața pământului diferă puternic de razele soarelui. Pământul emite doar raze infraroșii (termice) invizibile cu unde lungi (λ 8-14 μ). Energia emisă de suprafața pământului se numește radiația pământului. Radiația Pământului are loc și. zi și noapte. Intensitatea radiației este mai mare, cu atât temperatura corpului radiant este mai mare. Radiația terestră este determinată în aceleași unități ca și radiația solară, adică în calorii de la 1 cm 2 suprafețe în 1 min. Observațiile au arătat că magnitudinea radiației terestre este mică. De obicei ajunge la 15-18 sutimi dintr-o calorie. Dar, acționând continuu, poate da un efect termic semnificativ.

Cea mai puternică radiație terestră se obține cu un cer fără nori și o bună transparență a atmosferei. Înnorarea (în special norii de jos) reduce semnificativ radiația terestră și o aduce adesea la zero. Aici putem spune că atmosfera, împreună cu norii, este o bună „pătură” care protejează Pământul de răcirea excesivă. Părți ale atmosferei, precum zonele suprafeței pământului, radiază energie în funcție de temperatura lor. Această energie se numește radiatii atmosferice. Intensitatea radiației atmosferice depinde de temperatura părții radiante a atmosferei, precum și de cantitatea de vapori de apă și dioxid de carbon conținute în aer. Radiația atmosferică aparține grupului de radiații cu undă lungă. Se răspândește în atmosferă în toate direcțiile; o parte ajunge la suprafața pământului și este absorbită de acesta, cealaltă parte merge în spațiul interplanetar.

O veniturile și cheltuielile cu energia solară pe Pământ. Suprafața pământului, pe de o parte, primește energie solară sub formă de radiație directă și difuză, iar pe de altă parte, pierde o parte din această energie sub formă de radiație terestră. Ca urmare a sosirii și consumului de energie solară, se obține un anumit rezultat. În unele cazuri, acest rezultat poate fi pozitiv, în altele negativ. Să dăm exemple din ambele.

8 ianuarie. Ziua este senină. Pentru 1 cm 2 suprafața pământului primit pe zi 20 fecale radiația solară directă și 12 fecale radiații împrăștiate; în total, a primit astfel 32 cal.În același timp, din cauza radiațiilor 1 cm? suprafața pământului pierdută 202 cal. Ca urmare, în limbajul contabilității, există o pierdere de 170 fecale(sold negativ).

6 iulie Cerul este aproape fără nori. 630 primite din radiația solară directă cal, din radiația împrăștiată 46 cal.În total, așadar, suprafața pământului a primit 1 cm 2 676 cal. 173 pierdute de radiațiile terestre cal.În bilanțul profit pe 503 fecale(sold pozitiv).

Din exemplele de mai sus, printre altele, este destul de clar de ce în latitudinile temperate este frig iarna și cald vara.

Utilizarea radiației solare în scopuri tehnice și casnice. Radiația solară este o sursă naturală inepuizabilă de energie. Mărimea energiei solare pe Pământ poate fi judecată după următorul exemplu: dacă, de exemplu, folosim căldura radiației solare, care cade pe doar 1/10 din suprafața URSS, atunci putem obține energie egală. la munca a 30 de mii de niprogi.

Oamenii au căutat de mult să folosească energia liberă a radiațiilor solare pentru nevoile lor. Până în prezent, au fost create multe instalații solare diferite care funcționează cu utilizarea radiației solare și sunt utilizate pe scară largă în industrie și pentru a satisface nevoile casnice ale populației. În regiunile de sud ale URSS, încălzitoarele solare de apă, cazanele, instalațiile de desalinizare a apei sărate, uscătoarele solare (pentru uscarea fructelor), bucătăriile, băile, sere și aparatele pentru scopuri medicale funcționează pe baza utilizării pe scară largă a radiației solare în industrie și utilități publice. Radiația solară este utilizată pe scară largă în stațiuni pentru tratarea și promovarea sănătății oamenilor.

- Sursă-

Polovinkin, A.A. Fundamente ale geografiei generale / A.A. Polovinkin.- M.: Editura Educațională și Pedagogică de Stat a Ministerului Educației din RSFSR, 1958.- 482 p.

Vizualizări post: 312

PRELEZA 2.

RADIATIE SOLARA.

Plan:

1. Valoarea radiației solare pentru viața de pe Pământ.

2. Tipuri de radiații solare.

3. Compoziția spectrală a radiației solare.

4. Absorbția și dispersia radiațiilor.

5.PAR (radiația activă fotosintetic).

6. Bilanțul radiațiilor.

1. Principala sursă de energie de pe Pământ pentru toate lucrurile vii (plante, animale și oameni) este energia soarelui.

Soarele este o minge de gaz cu o rază de 695300 km. Raza Soarelui este de 109 ori mai mare decât raza Pământului (ecuatorial 6378,2 km, polar 6356,8 km). Soarele este compus în principal din hidrogen (64%) și heliu (32%). Restul reprezintă doar 4% din masa sa.

Energia solară este condiția principală pentru existența biosferei și unul dintre principalii factori de formare a climei. Datorită energiei Soarelui, masele de aer din atmosferă sunt în continuă mișcare, ceea ce asigură constanța compoziției gazoase a atmosferei. Sub acțiunea radiației solare, o cantitate imensă de apă se evaporă de pe suprafața rezervoarelor, a solului, a plantelor. Vaporii de apă transportați de vânt dinspre oceane și mări către continente reprezintă principala sursă de precipitații pentru uscat.

Energia solară este o condiție indispensabilă pentru existența plantelor verzi, care transformă energia solară în substanțe organice de mare energie în timpul fotosintezei.

Creșterea și dezvoltarea plantelor este un proces de asimilare și prelucrare a energiei solare, prin urmare, producția agricolă este posibilă numai dacă energia solară ajunge la suprafața Pământului. Un om de știință rus a scris: „Dă-i celui mai bun bucătar cât de mult aer proaspăt, lumină solară, un râu întreg de apă curată, roagă-l să pregătească zahăr, amidon, grăsimi și cereale din toate acestea și el va crede că râzi. la el. Dar ceea ce pare absolut fantastic unei persoane se realizează fără piedici în frunzele verzi ale plantelor sub influența energiei Soarelui. Se estimează că 1 mp. un metru de frunze pe oră produce un gram de zahăr. Datorită faptului că Pământul este înconjurat de o înveliș continuă a atmosferei, razele soarelui, înainte de a ajunge la suprafața pământului, trec prin toată grosimea atmosferei, care le reflectă parțial, se împrăștie parțial, adică modifică cantitatea. și calitatea luminii solare care intră pe suprafața pământului. Organismele vii sunt sensibile la modificările intensității luminii create de radiația solară. Datorită răspunsului diferit la intensitatea luminii, toate formele de vegetație sunt împărțite în iubitoare de lumină și tolerante la umbră. Iluminarea insuficientă a culturilor determină, de exemplu, o diferențiere slabă a țesuturilor de paie ale culturilor de cereale. Ca urmare, rezistența și elasticitatea țesuturilor scad, ceea ce duce adesea la depunerea culturilor. În culturile de porumb îngroșate, din cauza iluminării scăzute de către radiația solară, formarea de știuleți pe plante este slăbită.

Radiația solară afectează compoziția chimică a produselor agricole. De exemplu, conținutul de zahăr al sfeclei și fructelor, conținutul de proteine ​​din boabele de grâu depind direct de numărul de zile însorite. Cantitatea de ulei din semințele de floarea soarelui, de in crește, de asemenea, odată cu creșterea apariției radiației solare.

Iluminarea părților aeriene ale plantelor afectează în mod semnificativ absorbția nutrienților de către rădăcini. În condiții de iluminare scăzută, transferul asimilaților către rădăcini încetinește și, ca urmare, procesele de biosinteză care apar în celulele plantelor sunt inhibate.

Iluminarea afectează, de asemenea, apariția, răspândirea și dezvoltarea bolilor plantelor. Perioada de infectare constă din două faze, care diferă una de cealaltă ca răspuns la factorul de lumină. Prima dintre ele - germinarea efectivă a sporilor și pătrunderea principiului infecțios în țesuturile culturii afectate - în majoritatea cazurilor nu depinde de prezența și intensitatea luminii. Al doilea - după germinarea sporilor - este cel mai activ în condiții de lumină ridicată.

Efectul pozitiv al luminii afectează și rata de dezvoltare a agentului patogen în planta gazdă. Acest lucru este evident mai ales în ciupercile ruginii. Cu cât este mai lumină, cu atât perioada de incubație este mai scurtă pentru rugina liniei de grâu, rugina galbenă a orzului, rugina inului și fasolei etc. Și acest lucru crește numărul de generații de ciupercă și crește intensitatea infecției. Fertilitatea crește în acest agent patogen în condiții de lumină intensă.

Unele boli se dezvoltă cel mai activ în lumină slabă, ceea ce determină slăbirea plantelor și scăderea rezistenței acestora la boli (agenți cauzatori ai diferitelor tipuri de putregai, în special culturile de legume).

Durata de iluminare și plante. Ritmul radiației solare (alternanța părților luminoase și întunecate ale zilei) este cel mai stabil și mai recurent factor de mediu de la an la an. Ca urmare a multor ani de cercetare, fiziologii au stabilit dependența tranziției plantelor la dezvoltarea generativă de un anumit raport dintre durata zilei și a nopții. În acest sens, culturile în funcție de reacția fotoperiodică pot fi clasificate în grupuri: zi scurta a cărui dezvoltare este întârziată la o durată a zilei mai mare de 10 ore. O zi scurtă încurajează formarea florilor, în timp ce o zi lungă o împiedică. Astfel de culturi includ soia, orezul, meiul, sorgul, porumbul etc.;

zi lungă până la orele 12-13, necesitând iluminare pe termen lung pentru dezvoltarea lor. Dezvoltarea lor se accelerează când durata zilei este de aproximativ 20 de ore.Aceste culturi includ secară, ovăz, grâu, in, mazăre, spanac, trifoi etc.;

neutru în ceea ce privește durata zilei, a cărui dezvoltare nu depinde de durata zilei, de exemplu, roșii, hrișcă, leguminoase, rubarbă.

S-a stabilit că predominarea unei anumite compoziții spectrale în fluxul radiant este necesară pentru începutul înfloririi plantelor. Plantele de zi scurtă se dezvoltă mai repede atunci când radiația maximă cade pe razele albastre-violete, iar plantele de zi lungă - pe cele roșii. Durata părții luminoase a zilei (lungimea astronomică a zilei) depinde de perioada anului și de latitudinea geografică. La ecuator, durata zilei pe tot parcursul anului este de 12 ore ± 30 minute. La trecerea de la ecuator la poli după echinocțiul de primăvară (21.03), lungimea zilei crește spre nord și scade spre sud. După echinocțiul de toamnă (23.09) distribuția lungimii zilei este inversată. În emisfera nordică, 22 iunie este cea mai lungă zi, a cărei durată este la 24 de ore la nord de Cercul polar.Cea mai scurtă zi din emisfera nordică este 22 decembrie, iar dincolo de Cercul polar în lunile de iarnă, Soarele nu ridică deloc deasupra orizontului. La latitudini medii, de exemplu, la Moscova, lungimea zilei în timpul anului variază de la 7 la 17,5 ore.

2. Tipuri de radiații solare.

Radiația solară este formată din trei componente: radiația solară directă, împrăștiată și totală.

RADIAȚIA SOLARĂ DIRECTES- radiatii venite de la soare in atmosfera si apoi la suprafata pamantului sub forma unui fascicul de raze paralele. Intensitatea sa se măsoară în calorii pe cm2 pe minut. Depinde de înălțimea soarelui și de starea atmosferei (înnorărire, praf, vapori de apă). Cantitatea anuală de radiație solară directă pe suprafața orizontală a teritoriului Teritoriului Stavropol este de 65-76 kcal/cm2/min. La nivelul marii, cu o pozitie ridicata a Soarelui (vara, amiaza) si o buna transparenta, radiatia solara directa este de 1,5 kcal/cm2/min. Aceasta este partea cu lungime de undă scurtă a spectrului. Când fluxul de radiație solară directă trece prin atmosferă, acesta slăbește din cauza absorbției (aproximativ 15%) și împrăștierii (aproximativ 25%) a energiei de către gaze, aerosoli, nori.

Fluxul de radiație solară directă care cade pe o suprafață orizontală se numește insolație. S= S păcat hoeste componenta verticală a radiației solare directe.

S – cantitatea de căldură primită de o suprafață perpendiculară pe fascicul ,

ho – înălțimea Soarelui, adică unghiul format de o rază de soare cu o suprafață orizontală .

La limita atmosferei, intensitatea radiației solare esteAsa de= 1,98 kcal/cm2/min. - conform acordului international din 1958. Se numește constantă solară. Aceasta ar fi la suprafață dacă atmosfera ar fi absolut transparentă.

Orez. 2.1. Calea razei solare în atmosferă la diferite înălțimi ale soarelui

RADIAȚII împrăștiateD – o parte din radiația solară, ca urmare a împrăștierii de către atmosferă, se întoarce în spațiu, dar o parte semnificativă a acesteia intră pe Pământ sub formă de radiație împrăștiată. Radiație maximă împrăștiată + 1 kcal/cm2/min. Se notează pe un cer senin, dacă sunt nori înalți pe el. Sub un cer înnorat, spectrul radiațiilor împrăștiate este similar cu cel al soarelui. Aceasta este partea cu lungime de undă scurtă a spectrului. Lungime de unda 0,17-4 microni.

RADIAȚII TOTALEQ- constă în radiații difuze și directe către o suprafață orizontală. Q= S+ D.

Raportul dintre radiația directă și cea difuză în compoziția radiației totale depinde de înălțimea Soarelui, de înnorirea și poluarea atmosferei și de înălțimea suprafeței deasupra nivelului mării. Odată cu creșterea înălțimii Soarelui, fracția de radiație împrăștiată pe un cer fără nori scade. Cu cât atmosfera este mai transparentă și cu cât Soarele este mai sus, cu atât proporția radiațiilor împrăștiate este mai mică. Cu nori densi continui, radiația totală este formată în întregime din radiații împrăștiate. În timpul iernii, datorită reflectării radiațiilor din stratul de zăpadă și împrăștierii sale secundare în atmosferă, proporția radiațiilor împrăștiate în compoziția totalului crește considerabil.

Lumina și căldura primite de plante de la Soare sunt rezultatul acțiunii radiației solare totale. Prin urmare, datele privind cantitățile de radiații primite de suprafață pe zi, lună, sezon de vegetație și an sunt de mare importanță pentru agricultură.

radiatia solara reflectata. Albedo. Radiația totală care a ajuns la suprafața pământului, parțial reflectată de acesta, creează radiația solară reflectată (RK), direcționată de la suprafața pământului în atmosferă. Valoarea radiației reflectate depinde în mare măsură de proprietățile și starea suprafeței reflectorizante: culoare, rugozitate, umiditate etc. Reflexivitatea oricărei suprafețe poate fi caracterizată prin albedo (Ak), care este înțeles ca raportul radiației solare reflectate. la total. Albedo este de obicei exprimat ca procent:

Observațiile arată că albedo-ul diferitelor suprafețe variază în limite relativ înguste (10...30%), cu excepția zăpezii și a apei.

Albedo depinde de umiditatea solului, cu creșterea căreia scade, ceea ce este important în procesul de schimbare a regimului termic al câmpurilor irigate. Datorită scăderii albedo-ului, atunci când solul este umezit, radiația absorbită crește. Albedo-ul diferitelor suprafețe are o variație zilnică și anuală bine pronunțată, datorită dependenței albedo-ului de înălțimea Soarelui. Cea mai mică valoare albedo este observată în jurul orei prânzului, iar în timpul anului - vara.

Radiația proprie a Pământului și contraradiația atmosferei. Radiație eficientă. Suprafața pământului ca corp fizic cu o temperatură peste zero absolut (-273 ° C) este o sursă de radiație, care se numește radiația proprie a Pământului (E3). Este direcționat în atmosferă și este aproape complet absorbit de vaporii de apă, picăturile de apă și dioxidul de carbon conținut în aer. Radiația Pământului depinde de temperatura suprafeței sale.

Atmosfera, absorbind o cantitate mică de radiație solară și aproape toată energia emisă de suprafața pământului, se încălzește și, la rândul său, radiază și energie. Aproximativ 30% din radiația atmosferică intră în spațiul cosmic, iar aproximativ 70% ajunge la suprafața Pământului și se numește contraradiația atmosferică (Ea).

Cantitatea de energie emisă de atmosferă este direct proporțională cu temperatura acesteia, conținutul de dioxid de carbon, ozon și acoperirea norilor.

Suprafața Pământului absoarbe această contra radiație aproape în întregime (cu 90...99%). Astfel, este o sursă importantă de căldură pentru suprafața pământului pe lângă radiația solară absorbită. Aceasta influenta a atmosferei asupra regimului termic al Pamantului se numeste efect de sera sau efect de sera datorita analogiei externe cu actiunea sticlelor din sere si sere. Sticla transmite bine razele soarelui, care incalzesc solul si plantele, dar intarzie radiatia termica a solului si plantelor incalzite.

Diferența dintre radiația proprie a suprafeței Pământului și contraradiația atmosferei se numește radiație efectivă: Eef.

Eef= E3-Ea

În nopțile senine și ușor înnorate, radiația efectivă este mult mai mare decât în ​​nopțile înnorate; prin urmare, răcirea nocturnă a suprafeței pământului este de asemenea mai mare. În timpul zilei, este blocat de radiația totală absorbită, în urma căreia temperatura suprafeței crește. În același timp, crește și radiația efectivă. Suprafața pământului la latitudini medii pierde 70...140 W/m2 din cauza radiației efective, adică aproximativ jumătate din cantitatea de căldură pe care o primește din absorbția radiației solare.

3. Compoziția spectrală a radiațiilor.

Soarele, ca sursă de radiație, are o varietate de unde emise. Fluxurile de energie radiantă de-a lungul lungimii de undă sunt împărțite condiționat în unde scurte (X < 4 мкм) и длинноволновую (А. >4 µm) radiații. Spectrul radiației solare la limita atmosferei terestre este practic între lungimile de undă de 0,17 și 4 microni, iar radiația terestră și atmosferică - de la 4 la 120 microni. În consecință, fluxurile de radiație solară (S, D, RK) se referă la radiația cu unde scurte, iar radiația Pământului (£3) și a atmosferei (Ea) - la radiația cu undă lungă.

Spectrul radiației solare poate fi împărțit în trei părți calitativ diferite: ultraviolete (Y< 0,40 мкм), ви­димую (0,40 мкм < Y < 0,75 µm) și infraroșu (0,76 µm < Y < 4 µm). Înaintea părții ultraviolete a spectrului radiației solare se află radiația de raze X, iar dincolo de infraroșu - emisia radio a Soarelui. La limita superioară a atmosferei, partea ultravioletă a spectrului reprezintă aproximativ 7% din energia radiației solare, 46% pentru vizibil și 47% pentru infraroșu.

Radiația emisă de pământ și atmosferă se numește radiații infraroșii îndepărtate.

Efectul biologic al diferitelor tipuri de radiații asupra plantelor este diferit. radiații ultravioleteîncetinește procesele de creștere, dar accelerează trecerea etapelor de formare a organelor de reproducere la plante.

Valoarea radiației infraroșii, care este absorbit activ de apă în frunzele și tulpinile plantelor, este efectul său termic, care afectează semnificativ creșterea și dezvoltarea plantelor.

radiații infraroșii îndepărtate produce doar un efect termic asupra plantelor. Influența sa asupra creșterii și dezvoltării plantelor este nesemnificativă.

Parte vizibilă a spectrului solar, în primul rând, creează iluminare. În al doilea rând, așa-numita radiație fiziologică (A, = 0,35 ... 0,75 μm), care este absorbită de pigmenții frunzelor, aproape coincide cu regiunea radiației vizibile (captând parțial regiunea radiației ultraviolete). Energia sa are o importantă semnificație regulatoare și energetică în viața plantelor. În această regiune a spectrului se distinge o regiune de radiație activă fotosintetic.

4. Absorbția și împrăștierea radiațiilor în atmosferă.

Trecând prin atmosfera terestră, radiația solară este atenuată datorită absorbției și împrăștierii de către gazele și aerosolii atmosferici. În același timp, se modifică și compoziția sa spectrală. La diferite înălțimi ale soarelui și diferite înălțimi ale punctului de observare deasupra suprafeței pământului, lungimea drumului parcurs de razele solare în atmosferă nu este aceeași. Odată cu scăderea altitudinii, partea ultravioletă a radiației scade deosebit de puternic, partea vizibilă scade oarecum mai puțin și doar puțin partea infraroșie.

Răspândirea radiațiilor în atmosferă are loc în principal ca urmare a fluctuațiilor (fluctuațiilor) continue ale densității aerului în fiecare punct al atmosferei, cauzate de formarea și distrugerea unor „clusters” (aglomerări) de molecule de gaz atmosferic. Particulele de aerosoli împrăștie, de asemenea, radiația solară. Intensitatea împrăștierii este caracterizată de coeficientul de împrăștiere.

K = formula de adunare.

Intensitatea împrăștierii depinde de numărul de particule de împrăștiere pe unitatea de volum, de dimensiunea și natura lor, precum și de lungimile de undă ale radiației împrăștiate în sine.

Razele împrăștie cu cât este mai puternică, cu atât lungimea de undă este mai scurtă. De exemplu, razele violete se împrăștie de 14 ori mai mult decât cele roșii, ceea ce explică culoarea albastră a cerului. După cum sa menționat mai sus (a se vedea secțiunea 2.2), radiația solară directă care trece prin atmosferă este parțial disipată. În aer curat și uscat, intensitatea coeficientului de împrăștiere moleculară respectă legea Rayleigh:

k= s/Y4 ,

unde C este un coeficient care depinde de numărul de molecule de gaz pe unitate de volum; X este lungimea undei împrăștiate.

Deoarece lungimile de undă îndepărtate ale luminii roșii sunt aproape de două ori mai mari decât lungimile de undă ale luminii violete, primele sunt împrăștiate de moleculele de aer de 14 ori mai puțin decât cele din urmă. Deoarece energia inițială (înainte de împrăștiere) a razelor violete este mai mică decât albastru și albastru, energia maximă în lumina împrăștiată (radiația solară împrăștiată) este mutată la razele albastru-albastru, ceea ce determină culoarea albastră a cerului. Astfel, radiația difuză este mai bogată în raze fotosintetic active decât radiația directă.

În aerul care conține impurități (picături de apă mici, cristale de gheață, particule de praf etc.), împrăștierea este aceeași pentru toate zonele de radiație vizibilă. Prin urmare, cerul capătă o nuanță albicioasă (apare ceață). Elementele de nor (picături mari și cristale) nu împrăștie deloc razele soarelui, ci le reflectă difuz. Drept urmare, norii iluminați de Soare sunt albi.

5. PAR (radiație activă fotosintetic)

Radiație fotosintetică activă. În procesul de fotosinteză, nu se folosește întregul spectru al radiației solare, ci doar a acestuia

parte în intervalul de lungimi de undă de 0,38 ... 0,71 microni, - radiații fotosintetic active (PAR).

Se știe că radiațiile vizibile, percepute de ochiul uman ca fiind albe, sunt formate din raze colorate: roșu, portocaliu, galben, verde, albastru, indigo și violet.

Asimilarea energiei radiațiilor solare de către frunzele plantelor este selectivă (selectivă). Cele mai intense frunze absorb razele albastru-violet (X = 0,48 ... 0,40 microni) și portocaliu-roșu (X = 0,68 microni), mai puțin galben-verde (A. = 0,58 ... 0,50 microni) și roșu îndepărtat (A). .\u003e 0,69 microni) raze.

La suprafața pământului, energia maximă din spectrul radiației solare directe, când Soarele este înalt, cade pe regiunea razelor galben-verzi (discul Soarelui este galben). Când Soarele este aproape de orizont, razele roșii îndepărtate au energia maximă (discul solar este roșu). Prin urmare, energia luminii directe a soarelui este puțin implicată în procesul de fotosinteză.

Întrucât PAR este unul dintre cei mai importanți factori ai productivității plantelor agricole, informațiile despre cantitatea de PAR primită, ținând cont de distribuția acestuia pe teritoriu și în timp, au o importanță practică deosebită.

Intensitatea PAR poate fi măsurată, dar aceasta necesită filtre speciale de lumină care transmit doar unde în intervalul 0,38 ... 0,71 microni. Există astfel de dispozitive, dar nu sunt folosite în rețeaua de stații actinometrice, ci măsoară intensitatea spectrului integral al radiației solare. Valoarea PAR poate fi calculată din datele privind sosirea radiațiilor directe, difuze sau totale folosind coeficienții propuși de H. G. Tooming și:

Qfar = 0,43 S„+0,57 D);

Au fost întocmite hărți de distribuție a cantităților lunare și anuale de Far pe teritoriul Rusiei.

Pentru a caracteriza gradul de utilizare a PAR de către culturi, se utilizează eficiența PAR:

KPIfar = (sumaQ/ faruri/sumaQ/ faruri) 100%,

Unde sumăQ/ faruri- cantitatea de PAR cheltuită pentru fotosinteză în perioada de vegetație a plantelor; sumăQ/ faruri- cantitatea de PAR primită pentru culturi pentru această perioadă;

Culturile în funcție de valorile lor medii ale CPIF sunt împărțite în grupuri (în funcție de): observate de obicei - 0,5 ... 1,5%; bun-1,5...3,0; record - 3,5...5,0; teoretic posibil - 6,0 ... 8,0%.

6. ECHILIBRUL DE RADIAȚII AL SUPRAFEȚEI PĂMÂNTULUI

Diferența dintre fluxurile de energie radiantă de intrare și de ieșire se numește bilanțul de radiații al suprafeței pământului (B).

Partea de intrare a balanței de radiații a suprafeței pământului în timpul zilei constă din radiații solare directe și difuze, precum și din radiația atmosferică. Partea de cheltuieli a bilanțului este radiația de pe suprafața pământului și radiația solară reflectată:

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

Ecuația poate fi scrisă și sub altă formă: B = Q- RK - Eef.

Pentru timpul nopții, ecuația balanței radiațiilor are următoarea formă:

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

Dacă intrarea de radiație este mai mare decât ieșirea, atunci balanța radiațiilor este pozitivă și suprafața activă* se încălzește. Cu un sold negativ, se răcește. Vara, bilanţul radiaţiilor este pozitiv ziua şi negativ noaptea. Trecerea cu zero are loc dimineața la aproximativ 1 oră după răsărit, iar seara cu 1-2 ore înainte de apus.

Bilanțul anual de radiații în zonele în care se stabilește un strat de zăpadă stabil are valori negative în sezonul rece, iar valori pozitive în sezonul cald.

Bilanțul de radiații al suprafeței pământului afectează în mod semnificativ distribuția temperaturii în sol și în stratul de suprafață al atmosferei, precum și procesele de evaporare și topire a zăpezii, formarea de ceață și îngheț, modificări ale proprietăților maselor de aer (lor transformare).

Cunoașterea regimului de radiații al terenurilor agricole face posibilă calcularea cantității de radiații absorbite de culturi și sol în funcție de înălțimea Soarelui, de structura culturilor și de faza de dezvoltare a plantelor. Datele privind regimul sunt, de asemenea, necesare pentru evaluarea diferitelor metode de reglare a temperaturii și umidității solului, evaporării, de care depind creșterea și dezvoltarea plantelor, formarea culturilor, cantitatea și calitatea acesteia.

Metodele agronomice eficiente de influențare a radiațiilor și, în consecință, a regimului termic al suprafeței active sunt mulcirea (acoperirea solului cu un strat subțire de așchii de turbă, gunoi de grajd putrezit, rumeguș etc.), acoperirea solului cu folie de plastic și irigarea. . Toate acestea modifică capacitatea de reflexie și de absorbție a suprafeței active.

* Suprafața activă - suprafața solului, apei sau vegetației, care absoarbe direct radiația solară și atmosferică și emite radiații în atmosferă, reglând astfel regimul termic al straturilor adiacente de aer și al straturilor subiacente de sol, apă, vegetație.