luminare strălucitoare ne arde cu raze fierbinți și ne face să ne gândim la semnificația radiațiilor în viața noastră, la beneficiile și daunele ei. Ce este radiația solară? Lecţie fizica scolara ne invită să începem cu conceptul radiatie electromagneticaîn general. Acest termen se referă la o altă formă de materie - diferită de substanță. Aceasta include, de asemenea lumina vizibila, și un spectru care nu este perceput de ochi. Adică raze X, raze gamma, ultraviolete și infraroșii.

Undele electromagnetice

În prezența unei surse-emițător de radiație, undele sale electromagnetice se propagă în toate direcțiile cu viteza luminii. Aceste valuri, ca oricare altele, au anumite caracteristici. Acestea includ frecvența de oscilație și lungimea de undă. Proprietatea de a emite radiații este deținută de orice corp a cărui temperatură diferă de zero absolut.

Soarele este principala și cea mai puternică sursă de radiații din apropierea planetei noastre. La rândul său, Pământul (atmosfera și suprafața sa) însuși emite radiații, dar într-un interval diferit. Observarea condițiilor de temperatură de pe planetă pe perioade lungi de timp a dat naștere unei ipoteze despre echilibrul cantității de căldură primită de la Soare și eliberată în spațiul cosmic.

Radiația solară: compoziția spectrală

Majoritate absolută (aproximativ 99%) energie solaraîn spectru se află în intervalul de lungimi de undă de la 0,1 la 4 μm. Restul de 1% sunt raze mai lungi și mai scurte, inclusiv unde radio și raze X. Aproximativ jumătate din energia radiantă a soarelui cade în spectrul pe care îl percepem cu ochii noștri, aproximativ 44% - pe Radiatii infrarosii, 9% - la ultraviolete. Cum știm cum este împărțită radiația solară? Calculul distribuției sale este posibil datorită cercetărilor din sateliții spațiali.

Există substanțe care pot stare specialași emit radiații suplimentare dintr-un interval diferit de unde. De exemplu, există o strălucire la temperaturi scăzute ah, nu este caracteristic pentru emisia de lumină de către această substanță. Acest tip radiația, numită luminiscentă, nu se pretează principiilor obișnuite ale radiației termice.

Fenomenul de luminescență apare după absorbția unei anumite cantități de energie de către substanță și trecerea la o altă stare (așa-numita stare excitată), care este mai mare ca energie decât la temperatura proprie a substanței. Luminescența apare în timpul tranziției inverse - de la o stare excitată la una familiară. În natură, îl putem observa sub formă de străluciri ale cerului nocturn și aurore.

Luminarea noastră

Energie razele de soare- aproape singura sursă de căldură pentru planeta noastră. Radiația proprie, venită din adâncime la suprafață, are o intensitate de aproximativ 5 mii de ori mai mică. În același timp, lumina vizibilă este una dintre factori critici Viața de pe planetă este doar o fracțiune din radiația solară.

Energia razelor solare este transformată în căldură o parte mai mica- în atmosferă, mai mult - pe suprafața Pământului. Acolo se cheltuiește pentru încălzirea apei și a solului (straturile superioare), care apoi degajă căldură aerului. Fiind încălzite, atmosfera și suprafața pământului, la rândul lor, emit raze infrarosiiîn spațiu, în timp ce se răcește.

Radiația solară: definiție

Radiația care vine la suprafața planetei noastre direct de pe discul solar este denumită în mod obișnuit radiație solară directă. Soarele o răspândește în toate direcțiile. Având în vedere distanța mare de la Pământ la Soare, direcționați radiația solară în orice punct suprafața pământului poate fi reprezentat ca un fascicul de raze paralele, a cărui sursă este practic la infinit. Zona perpendiculară pe raze lumina soarelui, astfel primește cea mai mare cantitate din ea.

Densitatea fluxului de radiație (sau iradierea) este o măsură a cantității de radiații incidente pe o anumită suprafață. Aceasta este cantitatea de energie radiantă care cade pe unitatea de timp pe unitatea de suprafață. măsurat valoare dată- iluminare energetică - în W / m 2. Pământul nostru, după cum știe toată lumea, se învârte în jurul Soarelui pe o orbită elipsoidală. Soarele se află la unul dintre focarele acestei elipse. Prin urmare, în fiecare an anumit timp(începutul lunii ianuarie) Pământul ocupă o poziție cea mai apropiată de Soare și în alta (începutul lunii iulie) - cea mai îndepărtată de acesta. În acest caz, mărimea iluminării energiei variază în proporție inversă față de pătratul distanței până la luminator.

Unde se duce radiația solară care ajunge pe Pământ? Tipurile sale sunt determinate de mulți factori. Depinzând de latitudine geografică, umiditate, tulburare, o parte din ea este disipată în atmosferă, o parte este absorbită, dar majoritatea ajunge totuși la suprafața planetei. În acest caz, o cantitate mică este reflectată, iar cea principală este absorbită de suprafața pământului, sub influența căreia este încălzită. Radiația solară împrăștiată cade și ea parțial pe suprafața pământului, este parțial absorbită de aceasta și parțial reflectată. Restul merge în spațiul cosmic.

Cum este distribuția

Este radiația solară omogenă? Tipurile sale după toate „pierderile” din atmosferă pot diferi în felul lor. compoziţia spectrală. La urma urmei, razele cu lungimi diferite sunt împrăștiate și absorbite diferit. În medie, aproximativ 23% din cantitatea sa inițială este absorbită de atmosferă. Aproximativ 26% din fluxul total este transformat în radiație difuză, din care 2/3 cad apoi pe Pământ. În esență, acesta este un alt tip de radiație, diferit de originalul. Radiația împrăștiată este trimisă pe Pământ nu de discul Soarelui, ci de bolta cerului. Are o compoziție spectrală diferită.

Absoarbe radiațiile în principal ozonul - spectru vizibil, și raze ultraviolete. Radiația infraroșie este absorbită dioxid de carbon(dioxid de carbon), care, apropo, este foarte puțin în atmosferă.

Difuzarea radiației, slăbirea acesteia, are loc pentru orice lungime de undă a spectrului. În acest proces, particulele sale, căzând influența electromagnetică, redistribuie energia undei incidente în toate direcțiile. Adică, particulele servesc ca surse punctuale de energie.

Lumina zilei

Din cauza împrăștierii, lumina care vine de la soare își schimbă culoarea atunci când trece prin straturile atmosferei. Valoare practicăîmprăștiere - în crearea luminii zilei. Dacă Pământul ar fi lipsit de atmosferă, iluminarea ar exista doar în locurile în care razele directe sau reflectate ale soarelui lovesc suprafața. Adică, atmosfera este sursa de iluminare în timpul zilei. Datorită acesteia, este lumină atât în ​​locuri inaccesibile razelor directe, cât și atunci când soarele este ascuns în spatele norilor. Este împrăștierea care dă culoare aerului - vedem cerul albastru.

Ce altceva influențează radiația solară? Nici factorul de turbiditate nu trebuie redus. La urma urmei, slăbirea radiațiilor are loc în două moduri - atmosfera în sine și vaporii de apă, precum și diverse impurități. Nivelul de praf crește vara (la fel și conținutul de vapori de apă din atmosferă).

Radiația totală

Inseamna total radiațiile care cad pe suprafața pământului, atât directe, cât și difuze. Radiația solară totală scade pe vreme înnorată.

Din acest motiv, vara, radiația totală este în medie mai mare înainte de prânz decât după aceasta. Și în prima jumătate a anului - mai mult decât în ​​a doua.

Ce se întâmplă cu radiația totală de pe suprafața pământului? Ajuns acolo, este absorbit în mare parte de stratul superior de sol sau de apă și se transformă în căldură, o parte din ea fiind reflectată. Gradul de reflexie depinde de natura suprafeței pământului. Un indicator care exprimă procent radiația solară reflectată la cantitatea sa totală care cade pe suprafață, numită albedo de suprafață.

Conceptul de autoradiere a suprafeței pământului este înțeles ca radiație cu undă lungă emisă de vegetație, stratul de zăpadă, straturile superioare de apă și sol. Bilanțul de radiații al unei suprafețe este diferența dintre cantitatea ei absorbită și emisă.

Radiație eficientă

Este dovedit că contraradiația este aproape întotdeauna mai mică decât cea terestră. Din această cauză, suprafața pământului poartă pierdere de căldură. Diferența dintre radiația intrinsecă a suprafeței și radiația atmosferică se numește radiație efectivă. Aceasta este de fapt o pierdere netă de energie și, ca urmare, de căldură pe timp de noapte.

Există și în timpul zilei. Dar în timpul zilei este parțial compensat sau chiar blocat de radiațiile absorbite. Prin urmare, suprafața pământului este mai caldă ziua decât noaptea.

Despre distribuția geografică a radiațiilor

Radiatie solara pe Pământ în timpul anului este distribuită inegal. Distribuția sa are un caracter zonal și izolinii (puncte de legătură aceleasi valori) ale fluxului radiativ nu sunt deloc identice cu cercurile latitudinale. Această discrepanță este cauzată de diferite niveluri de tulburare și transparență ale atmosferei în zone diferite Globul pământesc.

Radiația solară totală pe parcursul anului are cea mai mare valoare în sub deserturi tropicale cu atmosferă tulbure. Este mult mai puțin în regiunile forestiere din centura ecuatorială. Motivul pentru aceasta este tulburarea crescută. Acest indicator scade spre ambii poli. Dar în regiunea polilor crește din nou - în emisfera nordică este mai puțin, în regiunea Antarcticii înzăpezite și ușor înnorat - mai mult. Deasupra suprafeței oceanelor, în medie, radiația solară este mai mică decât peste continente.

Aproape peste tot pe Pământ, suprafața are un bilanț pozitiv al radiațiilor, adică, în același timp, afluxul de radiații este mai mare decât radiația efectivă. Excepție fac regiunile Antarctica și Groenlanda cu platourile lor de gheață.

Ne confruntăm cu încălzirea globală?

Dar cele de mai sus nu înseamnă încălzirea anuală a suprafeței pământului. Excesul de radiație absorbită este compensat de scurgerea de căldură de la suprafață în atmosferă, care are loc la schimbarea fazei apei (evaporare, condensare sub formă de nori).

Astfel, nu există un echilibru de radiații ca atare pe suprafața Pământului. Dar există un loc echilibru termic- afluxul și pierderile de căldură sunt echilibrate în diferite moduri, inclusiv prin radiații.

Distribuirea soldului cardului

La aceleași latitudini ale globului, balanța radiațiilor este mai mare pe suprafața oceanului decât pe uscat. Acest lucru se poate explica prin faptul că stratul care absoarbe radiațiile din oceane are o grosime mare, în timp ce, în același timp, radiația efectivă de acolo este mai mică datorită frigului suprafeței mării în comparație cu uscatul.

În deșerturi se observă fluctuații semnificative în amplitudinea distribuției sale. Echilibrul este mai scăzut acolo din cauza radiației eficiente ridicate în aer uscat și a norii scăzut. LA grad mai mic este coborâtă în zonele cu climă musoonală. În sezonul cald, înnorabilitatea acolo este crescută, iar radiația solară absorbită este mai mică decât în ​​alte regiuni de aceeași latitudine.

Desigur, factor principal, de care depinde radiația solară medie anuală, este latitudinea unei anumite zone. Înregistrează „porțiuni” de ultraviolete ajung în țările situate în apropierea ecuatorului. Aceasta este Africa de Nord-Est, coasta de est, Peninsula Arabică, la nord și vest de Australia, parte a insulelor Indoneziei, Cartierul de vest coastele Americii de Sud.

În Europa, Turcia, sudul Spaniei, Sicilia, Sardinia, insulele Greciei, coasta Franței ( partea de sud), precum și o parte din regiunile Italia, Cipru și Creta.

Ce zici de noi?

Radiația solară totală în Rusia este distribuită, la prima vedere, în mod neașteptat. Pe teritoriul țării noastre, în mod ciudat, nu stațiunile de la Marea Neagră țin palma. Cele mai mari doze radiatie solara situat în teritoriile învecinate cu China și Severnaya Zemlya. În general, radiația solară din Rusia nu este deosebit de intensă, ceea ce este pe deplin explicat de nordul nostru locatie geografica. Suma minima lumina soarelui ajunge regiunea de nord-vest- Sankt Petersburg, împreună cu zonele învecinate.

Radiația solară din Rusia este inferioară Ucrainei. Acolo, cea mai mare radiație ultravioletă merge în Crimeea și teritoriile de dincolo de Dunăre, pe locul doi se află Carpații cu regiunile sudice Ucraina.

Radiația solară totală (include atât directă, cât și împrăștiată) care cade pe o suprafață orizontală este dată pe luni în tabele special concepute pentru diferite teritorii și se măsoară în MJ/m 2. De exemplu, radiația solară din Moscova are indicatori de la 31 la 58 lunile de iarnă pana la 568-615 vara.

Despre izolarea solară

Insolația, sau cantitatea de radiație utilă care cade pe o suprafață iluminată de soare, variază considerabil în diferite puncte geografice. Insolația anuală este calculată pentru unul metru patratîn megawați. De exemplu, la Moscova această valoare este 1,01, în Arhangelsk - 0,85, în Astrakhan - 1,38 MW.

La determinarea acestuia, este necesar să se țină cont de factori precum perioada anului (iarna, iluminarea și longitudinea zilei sunt mai mici), natura terenului (muntii pot bloca soarele), caracteristică zonei. vreme- ceață, ploi frecvente și înnorări. Planul de recepție a luminii poate fi orientat vertical, orizontal sau oblic. Cantitatea de insolație, precum și distribuția radiației solare în Rusia, sunt date grupate într-un tabel pe oraș și regiune, indicând latitudinea geografică.

Radiația totală- este suma radiațiilor directe (pe o suprafață orizontală) și împrăștiate:

Compoziția radiației totale, adică raportul dintre radiația directă și cea difuză, variază în funcție de înălțimea soarelui, de transparența atmosferei și de nebulozitate.

1. Înainte de răsărit, radiația totală este formată în întregime, iar la altitudini joase ale soarelui, este formată în principal din radiații împrăștiate.

2. Cu cât atmosfera este mai transparentă, cu atât proporția radiațiilor împrăștiate în total este mai mică.

3. În funcție de forma, înălțimea și numărul norilor, proporția radiațiilor împrăștiate crește în grade diferite. Când soarele este acoperit de nori denși, radiația totală constă numai din radiații împrăștiate. Cu asemenea nori radiații împrăștiate compensează doar parțial scăderea în linie dreaptă, astfel încât o creștere a numărului și a densității norilor este, în medie, însoțită de o scădere a radiației totale. Dar cu o acoperire de nori mică sau subțire, atunci când soarele este complet deschis sau nu este acoperit complet de nori, radiația totală datorată creșterii radiațiilor împrăștiate se poate dovedi a fi mai mare decât într-un cer senin,

Reflectarea radiației solare de pe suprafața pământului

Radiația totală care vine pe orice suprafață este parțial absorbită de aceasta și parțial reflectată. Se numește raportul dintre cantitatea de radiație solară reflectată de o suprafață dată și radiația totală primită reflectivitate sau albedo: A=RK/Q

unde Rk - fluxul radiației reflectate. Albedo este de obicei exprimat ca o fracțiune de unitate sau ca un procent.

Albedoul suprafeței pământului depinde de proprietățile și starea acestuia: culoare, umiditate, rugozitate, prezența și natura stratului de vegetație. Solurile întunecate și aspre reflectă mai puțin decât solurile ușoare și netede. Solurile umede reflectă mai puțin decât solurile uscate, deoarece sunt mai întunecate. În consecință, odată cu creșterea umidității solului, ponderea radiațiilor totale absorbite de acesta crește. Aceasta are o mare influență, de exemplu, asupra regimului termic al câmpurilor irigate.

Zăpada proaspăt căzută este cea mai reflectorizant. În unele cazuri, albedo-ul de zăpadă ajunge la 87,%, iar în Arctica și Antarctica, chiar 98%. Zăpada aglomerată, topită și mai poluată reflectă mult mai puțin. Albedo-ul diferitelor soluri și acoperire de vegetație diferă relativ puțin.

Albedo-ul suprafețelor naturale se modifică oarecum în timpul zilei, cel mai mare albedo fiind observat dimineața și seara, iar în timpul zilei albedo-ul scade ușor. Acest lucru se explică prin dependența compoziției spectrale a radiației totale de înălțimea soarelui și prin reflectivitate inegală a aceleiași suprafețe pentru lungimi diferite valuri. La o altitudine scăzută a soarelui, fracția de radiație împrăștiată în compoziția radiației totale este crescută, iar aceasta din urmă este reflectată de o suprafață rugoasă mai puternic decât una dreaptă.

Albedo-ul suprafețelor de apă este, în medie, mai mic decât albedo-ul suprafeței terestre. Acest lucru se explică prin faptul că razele soarelui pătrund mult mai adânc în straturile superioare de apă care sunt transparente pentru ele decât în ​​sol. În apă sunt dispersate și absorbite. În acest sens, albedo-ul apei este afectat de gradul de turbiditate a acesteia: pentru apa poluată și tulbure, albedo-ul crește considerabil față de apă curată. Reflexivitatea norilor este foarte mare: în medie, albedo-ul lor este de aproximativ 80 %.

Cunoscând albedo-ul suprafeței și radiația totală, este posibil să se determine cantitatea de radiație de unde scurte absorbită de o suprafață dată. Valoarea lui 1-A este coeficientul de absorbție a radiației de unde scurte de către o suprafață dată. Acesta arată ce parte din radiația totală care vine pe o anumită suprafață este absorbită de aceasta.

Măsurătorile albedo suprafețe mari suprafaţa pământului şi norii se efectuează cu sateliți artificiali Pământ. Informațiile despre albedo-ul norilor fac posibilă estimarea întinderii lor verticale, iar cunoașterea albedo-ului mării face posibilă calcularea înălțimii valurilor.

Zonaldistribuția radiației solare lângă suprafața pământului.

Radiația solară ajunge la suprafața pământului slăbită de absorbția și împrăștierea atmosferei. În plus, în atmosferă există întotdeauna nori, iar radiația solară directă adesea nu ajunge la suprafața pământului, fiind absorbită, împrăștiată și reflectată înapoi de nori. Înnorabilitatea poate reduce afluxul de radiații directe pe o gamă largă. De exemplu, în zona deșertică, doar 20% din radiația solară directă se pierde din cauza prezenței norilor. Dar, într-un climat musonic, pierderea radiației directe din cauza înnorarii este de 75%. În Sankt Petersburg, chiar și în medie anuală, norii nu lasă 65% din radiația directă să ajungă la suprafața pământului.

Distribuția radiației solare directe peste glob poartă natură complexă, întrucât gradul de transparență al atmosferei și nebulozitatea sunt foarte variabile în funcție de situația geografică. Cel mai mare aflux de radiații directe vara nu este la latitudinile polare, ca la limita atmosferei, ci la 30-40° latitudine. În latitudinile polare, atenuarea radiațiilor este prea mare din cauza altitudinilor scăzute ale soarelui. Primăvara și toamna, radiația directă maximă nu este la ecuator, ca la limita atmosferei, ci la 10-20 ° primăvara și 20-30 ° toamna: ecuatorul este prea înnorat. Numai în iarna acestei emisfere zona ecuatorială primește radiații pe suprafața pământului, precum și pe limită superioară atmosferă, mai mult decât toate celelalte zone.

Valorile radiației împrăștiate sunt în general mai mici decât radiația directă, dar ordinul de mărime este același. În latitudinile tropicale și mijlocii, cantitatea de radiație împrăștiată este de la jumătate la două treimi din radiația directă; sub 50-60 ° latitudine este deja aproape de o linie dreaptă și în latitudini mari(60-90°) radiația difuză este mai mare decât radiația directă pentru aproape întregul an. Vara, afluxul de radiații împrăștiate la latitudini mari este mai mare decât în ​​alte zone. emisfera nordică.

Distribuția geografică a radiației totale

Să luăm în considerare distribuția cantităților (sumelor) anuale și lunare ale radiației totale pe glob. Vedem că nu este chiar zonal: izoliniile de radiație de pe hărți nu coincid cu cercurile latitudinale. Aceste abateri se explică prin faptul că distribuția radiațiilor pe glob este influențată de transparența atmosferei și de nebulozitate. Cantitățile anuale de radiații totale la latitudini tropicale și subtropicale sunt de peste 140 kcal/cm2. Ele sunt deosebit de mari în deșerturile subtropicale cu nori joase și în Africa de Nord ajunge la 200-220 kcal/cm2. Dar peste ecuatorial zonele forestiere cu nebulozitatea lor mare (peste bazinele Amazonului și Congo, peste Indonezia), se reduc la 100-120 kcal/cm2. La latitudini mai mari ale ambelor emisfere, cantitățile anuale de radiație totală scad, ajungând la 60-80 kcal/cm2 la 60° latitudine. Dar apoi cresc din nou - puțin în emisfera nordică, dar foarte semnificativ peste Antarctica înnorată și înzăpezită, unde în adâncurile continentului ajung la 120-130 kcal / cm2, adică valori apropiate de cele tropicale și depășind cele ecuatoriale. Peste oceane, cantitatea de radiații este mai mică decât pe uscat.

decembrie cele mai mari sume radiații, până la 20-22 kcal/cm2 și chiar mai mari, în deșerturile emisferei sudice. Dar în regiunile înnorate din apropierea ecuatorului, acestea sunt reduse la 8-12 kcal/cm2. În emisfera nordică de iarnă, radiația scade rapid spre nord; la nord de paralela 50 este mai mică de 2 kcal/cm2 și oarecum la nord cerc polar este egal cu zero. În emisfera sudică de vară scade spre sud la 10 kcal/cm2 și mai scăzut la latitudini de 50-60°. Dar apoi crește - până la 20 kcal/cm2 în largul coastei Antarcticii și peste 30 kcal/cm2 în interiorul Antarcticii, unde este astfel mai mare decât vara la tropice.

În iunie cele mai mari sume radiații, peste 22 kcal/cm2, peste nord-estul Africii, Arabia, munții iranieni. Până la 20 kcal/cm2 și mai sus, sunt Asia Centrala; mult mai puțin, până la 14 kcal/cm2, în părțile tropicale ale continentelor din emisfera sudică. În regiunile ecuatoriale înnorate, acestea, ca în decembrie, sunt reduse la 8-12 kcal/cm2. În emisfera nordică de vară, cantitatea de radiații scade lent de la subtropicale la nord și la nord de 50 ° N. SH. crește, ajungând la 20 kcal/cm2 și mai mult în bazinul arctic. În emisfera sudică de iarnă, acestea scad rapid spre sud, până la zero dincolo de Cercul Antarctic.
(http://gisssu.narod.ru/world/wcl_txt.ht

Pământul primește de la Soare 1,36 * 10v24 cal de căldură pe an. În comparație cu această cantitate de energie, cantitatea rămasă de energie radiantă care ajunge la suprafața Pământului este neglijabilă. Astfel, energia radiantă a stelelor este o sută de milioane din energia solară, radiații cosmice- două miliarde, căldură interioară Pământul la suprafața sa este egal cu o cinci miimi din căldura solară.
Radiația Soarelui - radiatie solara- este principala sursă de energie pentru aproape toate procesele care au loc în atmosferă, hidrosferă și în straturile superioare ale litosferei.
Unitatea de măsură a intensității radiației solare este numărul de calorii de căldură absorbite de 1 cm2 dintr-o suprafață absolut neagră perpendiculară pe direcția razelor solare în 1 minut (cal/cm2*min).

Fluxul de energie radiantă de la Soare, ajungând atmosfera pământului, este foarte stabil. Intensitatea sa se numește constantă solară (Io) și se consideră în medie 1,88 kcal/cm2 min.
Valoarea constantei solare fluctuează în funcție de distanța Pământului față de Soare și mai departe activitatea solară. Fluctuațiile sale pe parcursul anului sunt de 3,4-3,5%.
Dacă razele soarelui ar cădea peste tot vertical pe suprafața pământului, atunci în absența unei atmosfere și cu o constantă solară de 1,88 cal / cm2 * min, fiecare centimetru pătrat al acestuia ar primi 1000 kcal pe an. Datorită faptului că Pământul este sferic, această cantitate este redusă de 4 ori și 1 sq. cm primește în medie 250 kcal pe an.
Cantitatea de radiație solară primită de suprafață depinde de unghiul de incidență al razelor.
Cantitatea maximă de radiație este primită de suprafață perpendiculară pe direcția razelor solare, deoarece în acest caz toată energia este distribuită în zona cu o secțiune transversală, egală cu secțiunea transversală fascicul de raze - a. Cu incidența oblică a aceluiași fascicul de raze, energia este distribuită peste suprafata mare(secțiunea c) și o unitate de suprafață primește o cantitate mai mică din ea. Cu cât unghiul de incidență al razelor este mai mic, cu atât intensitatea radiației solare este mai mică.
Dependența intensității radiației solare de unghiul de incidență al razelor este exprimată prin formula:

I1 = I0 * sinh,

unde I0 este intensitatea radiației solare la o incidență absolută a razelor. În afara atmosferei, constanta solară;
I1 - intensitatea radiației solare când razele solare cad sub un unghi h.
I1 este de câte ori mai mic decât I0, de câte ori secțiunea a este mai mică decât secțiunea b.
Figura 27 arată că a / b \u003d sin A.
Unghiul de incidență al razelor solare (înălțimea Soarelui) este egal cu 90 ° numai la latitudini de la 23 ° 27 "N la 23 ° 27" S. (adică între tropice). La alte latitudini, este întotdeauna mai mică de 90° (Tabelul 8). În funcție de scăderea unghiului de incidență a razelor, ar trebui să scadă și intensitatea radiației solare care ajunge la suprafață la diferite latitudini. Deoarece înălțimea Soarelui nu rămâne constantă pe tot parcursul anului și în timpul zilei, cantitatea de căldură solară primită de suprafață se modifică continuu.

Cantitatea de radiație solară primită de suprafață este direct legată de din durata expunerii sale la lumina soarelui.

LA zona ecuatorialăîn afara atmosferei, cantitatea de căldură solară în timpul anului nu se simte fluctuatii mari, în timp ce la latitudini mari aceste fluctuații sunt foarte mari (vezi Tabelul 9). LA perioada de iarna diferențele de câștig de căldură solară între latitudinile înalte și cele joase sunt deosebit de semnificative. LA perioada de vara, în condiții de iluminare continuă, regiunile polare primesc cantitatea maximă de căldură solară pe zi pe Pământ. În ziua solstițiului de vară în emisfera nordică, este cu 36% mai mare decât cantitatea zilnică de căldură la ecuator. Dar din moment ce durata zilei la ecuator nu este de 24 de ore (ca în acest moment la pol), ci de 12 ore, cantitatea de radiație solară pe unitatea de timp la ecuator rămâne cea mai mare. Maximul de vară al sumei zilnice de căldură solară, observat la aproximativ 40-50° latitudine, este asociat cu o zi relativ lungă (mai mare decât în ​​acest moment cu 10-20° latitudine) la o înălțime semnificativă a Soarelui. Diferențele în cantitatea de căldură primită de regiunile ecuatoriale și polare sunt mai mici vara decât iarna.
Emisfera sudică primește mai multa caldura decât nordul, iarna - dimpotrivă (afectează modificarea distanței Pământului față de Soare). Și dacă suprafața ambelor emisfere ar fi complet omogenă, amplitudinile anuale ale fluctuațiilor de temperatură în emisfera sudică ar fi mai mari decât în ​​cea nordică.
Radiația solară din atmosferă este supusă modificări cantitative și calitative.
Chiar și o atmosferă ideală, uscată și curată absoarbe și împrăștie razele, reducând intensitatea radiației solare. Efectul de slăbire al atmosferei reale, care conține vapori de apă și impurități solide, asupra radiației solare este mult mai mare decât cel ideal. Atmosfera (oxigen, ozon, dioxid de carbon, praf și vapori de apă) absoarbe în principal razele ultraviolete și infraroșii. Energia radiantă a Soarelui absorbită de atmosferă este transformată în alte tipuri de energie: termică, chimică etc. În general, absorbția slăbește radiația solară cu 17-25%.
Moleculele gazelor atmosferice împrăștie razele cu unde relativ scurte - violet, albastru. Acesta este ceea ce explică culoarea albastră a cerului. Impuritățile împrăștie în mod egal razele cu valuri diverse lungimi. Prin urmare, cu un conținut semnificativ al acestora, cerul capătă o tentă albicioasă.
Datorită împrăștierii și reflectării razelor solare de către atmosferă, se observă lumina zilei în zilele înnorate, obiectele aflate la umbră sunt vizibile și apare fenomenul amurgului.
Cum cale mai lungă fasciculul în atmosferă, cu atât trebuie să treacă grosimea sa mai mare și cu atât radiația solară este mai slăbită. Prin urmare, odată cu înălțimea, influența atmosferei asupra radiațiilor scade. Lungimea traseului luminii solare în atmosferă depinde de înălțimea Soarelui. Dacă luăm ca unitate lungimea traseului fasciculului solar în atmosferă la înălțimea Soarelui 90° (m), raportul dintre înălțimea Soarelui și lungimea traiectoriei fasciculului în atmosferă va fi așa cum se arată în tabel. zece.

Atenuarea totală a radiațiilor din atmosferă la orice înălțime a Soarelui poate fi exprimată prin formula Bouguer: Im = I0 * pm, unde Im este intensitatea radiației solare în apropierea suprafeței terestre modificată în atmosferă; I0 - constanta solara; m este calea fasciculului în atmosferă; la o altitudine solară de 90 ° este egal cu 1 (masa atmosferei), p este coeficientul de transparență ( număr fracționar, arătând ce fracție de radiație ajunge la suprafață la m=1).
La o înălțime a Soarelui de 90°, la m=1, intensitatea radiației solare lângă suprafața pământului I1 este de p ori mai mică decât Io, adică I1=Io*p.
Dacă înălțimea Soarelui este mai mică de 90°, atunci m este întotdeauna mai mare decât 1. Calea unei raze solare poate consta din mai multe segmente, fiecare dintre ele egal cu 1. Intensitatea radiației solare la granița dintre primul (aa1) și al doilea (a1a2) segmentul I1 este evident egal cu Io *p, intensitatea radiației după trecerea celui de-al doilea segment I2=I1*p=I0 p*p=I0 p2; I3=I0p3 etc.

Transparența atmosferei nu este constantă și nu este aceeași în diverse conditii. Raportul dintre transparența atmosferei reale și transparența atmosferei ideale - factorul de turbiditate - este întotdeauna mai mare decât unu. Depinde de conținutul de vapori de apă și praf din aer. Odată cu creșterea latitudinii geografice, factorul de turbiditate scade: la latitudini de la 0 la 20 ° N. SH. este egală cu 4,6 în medie, la latitudini de la 40 la 50 ° N. SH. - 3,5, la latitudini de la 50 la 60 ° N. SH. - 2,8 și la latitudini de la 60 la 80 ° N. SH. - 2.0. În latitudinile temperate, factorul de turbiditate este mai mic iarna decât vara, și mai puțin dimineața decât după-amiaza. Descrește odată cu înălțimea. Cu cât factorul de turbiditate este mai mare, cu atât este mai mare atenuarea radiației solare.
Distinge radiația solară directă, difuză și totală.
O parte din radiația solară care pătrunde prin atmosferă până la suprafața pământului este radiația directă. O parte din radiația împrăștiată de atmosferă este transformată în radiație difuză. Toată radiația solară care intră pe suprafața pământului, directă și difuză, se numește radiație totală.
Raportul dintre radiația directă și radiația împrăștiată variază considerabil în funcție de înnorare, conținutul de praf din atmosferă și, de asemenea, de înălțimea Soarelui. În cer senin, fracția de radiație împrăștiată nu depășește 0,1%; în cerul noros, radiația difuză poate fi mai mare decât radiația directă.
La o altitudine joasă a Soarelui, radiația totală constă aproape în întregime din radiații împrăștiate. La o altitudine solară de 50° și un cer senin, fracția de radiație împrăștiată nu depășește 10-20%.
Hărțile valorilor medii anuale și lunare ale radiației totale ne permit să observăm principalele modele din acesta distribuție geografică. Valorile anuale ale radiației totale sunt distribuite în principal zonal. Cea mai mare cantitate anuală de radiație totală de pe Pământ este primită de suprafață în deșerturile tropicale interioare (Sahara de Est și Partea centrală Arabia). O scădere vizibilă a radiației totale la ecuator este cauzată de umiditatea ridicată a aerului și de înnorința mare. În Arctica, radiația totală este de 60-70 kcal/cm2 pe an; în Antarctica, datorită reapariției frecvente a zilelor senine și a transparenței mai mari a atmosferei, este ceva mai mare.

În iunie, emisfera nordică primește cele mai mari cantități de radiații, și în special regiunile tropicale și subtropicale interioare. Cantitățile de radiație solară primită de suprafață în latitudinile temperate și polare ale emisferei nordice diferă puțin, în principal datorită duratei lungi a zilei în regiunile polare. Zonarea în distribuția radiației totale de mai sus. continente în emisfera nordică și în latitudinile tropicale ale emisferei sudice aproape nu este exprimată. Se manifestă mai bine în emisfera nordică peste Ocean și se exprimă clar în latitudinile extratropicale ale emisferei sudice. La cercul polar sudic, valoarea radiației solare totale se apropie de 0.
În decembrie, cele mai mari cantități de radiații intră în emisfera sudică. Suprafața de gheață înaltă a Antarcticii, cu o transparență ridicată a aerului, primește semnificativ mai multă radiație totală decât suprafața Arcticii în iunie. Este foarte multă căldură în deșerturi (Kalahari, Great Australian), dar datorită oceanicității mai mari a emisferei sudice (influența umidității ridicate a aerului și a înnorarii), cantitățile sale aici sunt ceva mai mici decât în ​​iunie la aceleași latitudini. a emisferei nordice. În latitudinile ecuatoriale și tropicale ale emisferei nordice, radiația totală variază relativ puțin, iar zonarea în distribuția sa este exprimată clar doar la nordul tropicului nordic. Odată cu creșterea latitudinii, radiația totală scade destul de rapid; izolina sa zero trece oarecum la nord de Cercul polar.
Radiația solară totală, care cade pe suprafața Pământului, este parțial reflectată înapoi în atmosferă. Se numește raportul dintre cantitatea de radiație reflectată de o suprafață și cantitatea de radiație incidentă pe acea suprafață albedo. Albedo caracterizează reflectivitatea unei suprafețe.
Albedo-ul suprafeței pământului depinde de starea și proprietățile acestuia: culoare, umiditate, rugozitate etc. Zăpada proaspăt căzută are cea mai mare reflectivitate (85-95%). Calm suprafața apei cand razele soarelui cad pe el pe verticala, reflecta doar 2-5%, iar cand soarele este jos, aproape toate razele cad peste el (90%). Albedo de cernoziom uscat - 14%, umed - 8, pădure - 10-20, vegetație de luncă - 18-30, suprafețe nisipoase deșertice - 29-35, suprafețe gheață de mare - 30-40%.
Albedo-ul mare al suprafeței de gheață, mai ales atunci când este acoperit cu zăpadă proaspătă (până la 95%), este motivul temperaturilor scăzute în regiunile polare vara, când sosirea radiației solare este semnificativă acolo.
Radiația suprafeței pământului și a atmosferei. Orice corp cu o temperatură peste zero absolut (mai mare de minus 273°) emite energie radiantă. Emisivitatea totală a unui corp negru este proporțională cu puterea a patra a acestuia temperatura absolută(T):
E \u003d σ * T4 kcal / cm2 pe minut (legea Stefan-Boltzmann), unde σ este un coeficient constant.
Cu cât temperatura este mai mare corp radiant, cu atât lungimea de undă a razelor nm emise este mai mică. Soarele incandescent trimite în spațiu radiații cu unde scurte. Suprafața pământului, absorbind radiația solară cu unde scurte, se încălzește și devine, de asemenea, o sursă de radiații (radiația terestră). Ho, deoarece temperatura suprafeței pământului nu depășește câteva zeci de grade, ea radiații cu undă lungă, invizibile.
Radiația terestră este reținută în mare măsură de atmosferă (vapori de apă, dioxid de carbon, ozon), dar razele cu o lungime de undă de 9-12 microni trec liber dincolo de atmosferă și, prin urmare, Pământul își pierde o parte din căldură.
Atmosfera, absorbind o parte din radiația solară care trece prin ea și mai mult de jumătate din cea a Pământului, ea însăși radiază energie și în spaţiul mondial, și la suprafața pământului. Radiația atmosferică îndreptată spre suprafața pământului spre suprafața pământului se numește radiații opuse. Această radiație, ca și cea terestră, cu undă lungă, invizibilă.
Două fluxuri de radiații cu undă lungă se întâlnesc în atmosferă - radiația suprafeței Pământului și radiația atmosferei. Se numește diferența dintre ele, care determină pierderea efectivă de căldură de către suprafața pământului radiații eficiente. Radiația eficientă este cu atât mai mare, cu atât temperatura suprafeței radiante este mai mare. Umiditatea aerului reduce radiația efectivă, norii săi o reduc foarte mult.
Cea mai mare valoare a sumelor anuale de radiație efectivă se observă în deșerturile tropicale - 80 kcal/cm2 pe an - datorită temperatura ridicata suprafața, uscăciunea aerului și claritatea cerului. La ecuator, cu umiditate ridicată a aerului, radiația efectivă este de doar aproximativ 30 kcal/cm2 pe an, iar valoarea ei pentru uscat și pentru ocean diferă foarte puțin. Cea mai scăzută radiație efectivă în regiunile polare. În latitudinile temperate, suprafața pământului pierde aproximativ jumătate din cantitatea de căldură pe care o primește din absorbția radiației totale.
Capacitatea atmosferei de a trece radiația cu undă scurtă a Soarelui (radiația directă și difuză) și de a întârzia radiația cu undă lungă a Pământului se numește efect de seră (seră). Datorită efectului de seră, temperatura medie a suprafeței terestre este de +16°, în absența unei atmosfere ar fi -22° (cu 38° mai mică).
Bilanțul radiațiilor (radiația reziduală). Suprafața pământului primește simultan radiații și o eliberează. Sosirea radiațiilor este radiația solară totală și contraradiația atmosferei. Consum - reflectarea luminii solare de la suprafata (albedo) si radiatia proprie a suprafetei terestre. Diferența dintre radiațiile de intrare și de ieșire este balanța radiațiilor, sau radiatii reziduale. Valoarea balanței radiațiilor este determinată de ecuație

R \u003d Q * (1-α) - I,

unde Q este radiația solară totală pe unitate de suprafață; α - albedo (fracție); I - radiație eficientă.
Dacă intrarea este mai mare decât ieșirea, balanța radiațiilor este pozitivă; dacă intrarea este mai mică decât ieșirea, balanța este negativă. Noaptea, la toate latitudinile, bilanţul radiaţiilor este negativ, ziua, până la prânz, este pozitiv peste tot, cu excepţia latitudinilor mari iarna; după-amiaza - din nou negativ. În medie pe zi, bilanţul radiaţiilor poate fi atât pozitiv, cât şi negativ (Tabelul 11).


Pe harta sumelor anuale ale bilanţului radiaţiilor de pe suprafaţa pământului se poate vedea schimbare bruscă pozițiile izoliniilor în timpul tranziției lor de la uscat la ocean. De regulă, balanța de radiații a suprafeței Oceanului depășește balanța de radiații a pământului (efectul albedo și radiația efectivă). Distribuția balanței radiațiilor este în general zonală. Pe Ocean în latitudini tropicale, valorile anuale ale balanței radiațiilor ajung la 140 kcal/cm2 (Marea Arabiei) și nu depășesc 30 kcal/cm2 în apropierea graniței gheață plutitoare. Abaterile de la distribuția zonală a balanței radiațiilor în Ocean sunt nesemnificative și sunt cauzate de distribuția norilor.
Pe uscat la latitudinile ecuatoriale și tropicale, valorile anuale ale balanței radiațiilor variază de la 60 la 90 kcal/cm2, în funcție de condițiile de umiditate. Cele mai mari sume anuale ale bilanțului radiațiilor se notează în acele regiuni în care albedo și radiația efectivă sunt relativ mici (umiditate junglă, savane). Valoarea lor cea mai scăzută este în regiunile foarte umede (înnorazare mare) și în regiunile foarte uscate (radiație eficientă mare). În latitudinile temperate și înalte, valoarea anuală a balanței radiațiilor scade odată cu creșterea latitudinii (efectul scăderii radiației totale).
Sumele anuale ale bilanţului radiaţiilor peste regiunile centrale Antarctica sunt negative (câteva calorii la 1 cm2). În Arctica, aceste valori sunt aproape de zero.
În iulie, balanța radiațiilor de pe suprafața pământului într-o parte semnificativă a emisferei sudice este negativă. Linia de echilibru zero rulează între 40 și 50°S. SH. Cea mai mare valoare a bilanţului radiaţiilor este atinsă pe suprafaţa Oceanului în latitudinile tropicale ale emisferei nordice şi pe suprafaţa unora. mărilor interioare, de exemplu Negru (14-16 kcal / cm2 pe lună).
În ianuarie, linia de echilibru zero este situată între 40 și 50°N. SH. (peste oceane se ridică oarecum spre nord, peste continente coboară spre sud). O parte semnificativă a emisferei nordice are un bilanț negativ al radiațiilor. Cele mai mari valori ale balanței radiațiilor sunt limitate la latitudinile tropicale ale emisferei sudice.
În medie pe an, bilanţul de radiaţii al suprafeţei pământului este pozitiv. În acest caz, temperatura suprafeței nu crește, ci rămâne aproximativ constantă, ceea ce poate fi explicat doar prin consumul continuu de căldură în exces.
Bilanțul de radiații al atmosferei este format din radiațiile solare și terestre absorbite de aceasta, pe de o parte, și radiațiile atmosferice, pe de altă parte. Este întotdeauna negativ, deoarece atmosfera absoarbe doar o mică parte din radiația solară și radiază aproape la fel de mult ca suprafața.
Bilanțul de radiații al suprafeței și al atmosferei împreună, în ansamblu, pentru întregul Pământ timp de un an este în medie egal cu zero, dar la latitudini poate fi atât pozitiv, cât și negativ.
Consecința unei astfel de distribuții a balanței radiațiilor ar trebui să fie transferul de căldură în direcția de la ecuator la poli.
Echilibrul termic. Echilibrul radiațiilor este cea mai importantă componentă echilibru termic. Ecuația de echilibru termic de suprafață arată modul în care energia radiației solare primite este convertită pe suprafața pământului:

unde R este bilanţul radiaţiilor; LE - consumul de căldură pentru evaporare (L - căldură latentă vaporizare, E - evaporare);
P - schimbul de căldură turbulent între suprafață și atmosferă;
A - schimbul de căldură între suprafața și straturile subiacente de sol sau apă.
Bilanțul de radiații al unei suprafețe este considerat pozitiv dacă radiația absorbită de suprafață depășește pierderile de căldură și negativ dacă nu le reînnoiește. Toți ceilalți termeni ai bilanțului termic sunt considerați pozitivi dacă provoacă pierderi de căldură de către suprafață (dacă corespund consumului de căldură). La fel de. toți termenii ecuației se pot schimba, echilibrul termic este perturbat în mod constant și restabilit.
Ecuația bilanțului termic de suprafață considerată mai sus este aproximativă, deoarece nu ia în considerare unele secundare, ci în condiții specifice, dobândind importanţă factori, precum degajarea de căldură în timpul înghețului, consumul acesteia pentru dezghețare etc.
Bilanțul de căldură al atmosferei constă din balanța de radiații a atmosferei Ra, căldura provenită de la suprafață, Pa, căldura degajată în atmosferă în timpul condensării, LE și transferul de căldură orizontal (advecția) Aa. Bilanțul de radiații al atmosferei este întotdeauna negativ. Afluxul de căldură ca rezultat al condensului umidității și mărimea transferului de căldură turbulent sunt pozitive. Advecția de căldură duce, în medie pe an, la transferul acesteia de la latitudini joase la latitudini mari: astfel, înseamnă consum de căldură la latitudini joase și sosire la latitudini mari. Într-o derivație multianuală, bilanțul termic al atmosferei poate fi exprimat prin ecuația Ra=Pa+LE.
Bilanțul termic al suprafeței și al atmosferei împreună în ansamblu este egal cu 0 pe o medie pe termen lung (Fig. 35).

Cantitatea de radiație solară care intră în atmosferă pe an (250 kcal/cm2) este considerată 100%. Radiația solară, care pătrunde în atmosferă, este parțial reflectată de nori și merge înapoi dincolo de atmosferă - 38%, parțial absorbită de atmosferă - 14%, iar parțial sub formă de radiație solară directă ajunge la suprafața pământului - 48%. Din cele 48% care ajung la suprafata, 44% sunt absorbite de aceasta, iar 4% sunt reflectate. Astfel, albedo-ul Pământului este de 42% (38+4).
Radiația absorbită de suprafața pământului este cheltuită astfel: 20% se pierde prin radiația efectivă, 18% este cheltuită pentru evaporarea de la suprafață, 6% este cheltuită pentru încălzirea aerului în timpul transferului de căldură turbulent (total 24%). Pierderea de căldură de către suprafață echilibrează sosirea acesteia. Căldura primită de atmosferă (14% direct de la Soare, 24% de la suprafața pământului), împreună cu radiația efectivă a Pământului, este direcționată în spațiul mondial. Albedo-ul Pământului (42%) și radiația (58%) echilibrează afluxul radiației solare în atmosferă.

(Q) este combinația dintre radiația solară directă care vine direct de la soare și radiația difuză (energie radiantă împrăștiată de nori și ea însăși).

Radiația totală pe un cer fără nori ( radiații posibile) depinde de latitudinea locului, de înălțimea soarelui, de natura suprafeței subiacente și de transparența atmosferei, i.e. din conţinutul de aerosoli din acesta şi. O creștere a conținutului de aerosoli duce la o scădere a radiației directe și la o creștere a radiațiilor împrăștiate. Acesta din urmă apare și cu o creștere a albedo-ului suprafeței subiacente. Ponderea radiațiilor împrăștiate în total într-un cer fără nori este de 20–25%.

Distribuția sumelor lunare și anuale ale radiațiilor totale pe teritoriul Rusiei sub un cer fără nori este dată în tabel sub formă de valori medii la latitudine.

În toate anotimpurile anului, cantitatea de radiație totală crește de la nord la sud, în funcție de schimbarea înălțimii soarelui. Excepție este perioada din mai până în iulie, când combinația dintre o zi lungă și înălțimea soarelui asigură valori destul de mari ale radiației totale în nord.

Radiația totală pe un cer fără nori se caracterizează prin prezența unor valori mai mari în partea asiatică față de partea europeană.

In conditii cer senin radiatia totala are o variatie diurna simpla cu maxim la amiaza. În cursul anual, maximul se notează în iunie - luna cea mai mare înălțime soare.

Sosirea lunară și anuală a radiației totale în condiții reale este doar o parte a posibilului, ceea ce este o manifestare a influenței înnobilității. Cele mai mari abateri ale venitului lunar real de la cel posibil se observă vara la Orientul îndepărtat, unde, sub influența musonului, nebulozitatea reduce radiația totală cu 40–60%. Per total pentru anul cea mai mare pondere din radiația totală posibilă este cea mai mare regiunile sudice Rusia - până la 80%.

În prezența norilor, radiația totală este determinată nu numai de numărul și forma norilor, ci și de starea discului solar. Când este deschis disc solar apariția tulburării duce la o creștere a radiației totale datorită creșterii radiațiilor împrăștiate. În unele zile, radiația difuză poate fi proporțională cu radiația directă. În aceste cazuri, sosirea zilnică a radiației totale poate depăși radiația pe un cer fără nori.

Factorul astronomic este factorul determinant în cursul anual al radiației totale, totuși, datorită influenței înnoririi, sosirea maximă a radiațiilor poate fi observată nu în iunie, așa cum este tipic pentru un cer fără nori, ci în iulie și chiar în Mai.

Aș fi recunoscător dacă ați distribui acest articol pe rețelele de socializare: