Източници на топлина. Топлинната енергия играе решаваща роля в живота на атмосферата. Основният източник на тази енергия е Слънцето. Що се отнася до топлинното излъчване на Луната, планетите и звездите, то за Земята е толкова незначително, че на практика не може да бъде отчетено. Много повече топлинна енергия се осигурява от вътрешната топлина на Земята. Според изчисленията на геофизиците постоянният приток на топлина от недрата на Земята повишава температурата на земната повърхност с 0,1. Но такъв приток на топлина все още е толкова малък, че не е необходимо да се взема предвид. По този начин само Слънцето може да се счита за единствен източник на топлинна енергия на повърхността на Земята.

Слънчева радиация. Слънцето, което има температура на фотосферата (излъчваща повърхност) около 6000°, излъчва енергия в космоса във всички посоки. Част от тази енергия под формата на огромен сноп от паралелни слънчеви лъчи удря Земята. Слънчевата енергия, която достига до земната повърхност под формата на преки слънчеви лъчи, се нарича пряка слънчева радиация.Но не цялата слънчева радиация, насочена към Земята, достига земната повърхност, тъй като слънчевите лъчи, преминавайки през мощен слой на атмосферата, се абсорбират частично от нея, частично се разсейват от молекули и суспендирани частици въздух, част от тях се отразява от облаци. Частта от слънчевата енергия, която се разсейва в атмосферата, се нарича разсеяна радиация.Разсеяната слънчева радиация се разпространява в атмосферата и достига земната повърхност. Ние възприемаме този тип радиация като равномерна дневна светлина, когато Слънцето е напълно покрито с облаци или току-що е изчезнало зад хоризонта.

Пряката и дифузната слънчева радиация, достигаща до повърхността на Земята, не се поглъща напълно от нея. Част от слънчевата радиация се отразява от земната повърхност обратно в атмосферата и се намира там под формата на поток от лъчи, т.нар. отразена слънчева радиация.

Съставът на слънчевата радиация е много сложен, което е свързано с много висока температура на излъчващата повърхност на Слънцето. Условно, според дължината на вълната, спектърът на слънчевата радиация се разделя на три части: ултравиолетова (η<0,4<μ видимую глазом (η от 0,4μ до 0,76μ) и инфрачервен (η >0,76μ). В допълнение към температурата на слънчевата фотосфера, съставът на слънчевата радиация в близост до земната повърхност се влияе и от поглъщането и разсейването на част от слънчевите лъчи при преминаването им през въздушната обвивка на Земята. В тази връзка съставът на слънчевата радиация на горната граница на атмосферата и близо до земната повърхност ще бъде различен. Въз основа на теоретични изчисления и наблюдения е установено, че на границата на атмосферата ултравиолетовото лъчение представлява 5%, видимите лъчи - 52% и инфрачервените - 43%. На земната повърхност (при височина на слънцето 40 °) ултравиолетовите лъчи съставляват само 1%, видимите - 40%, а инфрачервените - 59%.

Интензивност на слънчевата радиация. Под интензивност на пряката слънчева радиация разбирайте количеството топлина в калории, получено за 1 минута. от лъчистата енергия на Слънцето от повърхността в 1 cm 2,поставени перпендикулярно на слънцето.

За измерване на интензитета на пряката слънчева радиация се използват специални уреди - актинометри и пирхелиометри; количеството на разсеяната радиация се определя с пиранометър. Автоматичното отчитане на продължителността на действието на слънчевата радиация се извършва от актинографи и хелиографи. Спектралната интензивност на слънчевата радиация се определя със спектробологограф.

На границата на атмосферата, където са изключени поглъщащите и разсейващите ефекти на въздушната обвивка на Земята, интензитетът на пряката слънчева радиация е приблизително 2 изпражненияза 1 cm 2повърхности за 1 мин. Тази стойност се нарича слънчева константа.Интензитетът на слънчевата радиация във 2 изпражненияза 1 cm 2за 1 мин. дава толкова голямо количество топлина през годината, че би било достатъчно да разтопи слой лед 35 мдебел, ако такъв слой покриваше цялата земна повърхност.

Многобройни измервания на интензитета на слънчевата радиация дават основание да се смята, че количеството слънчева енергия, достигаща до горната граница на земната атмосфера, изпитва колебания в размер на няколко процента. Трептенията са периодични и непериодични, очевидно свързани с процесите, протичащи на самото Слънце.

Освен това през годината настъпва известна промяна в интензивността на слънчевата радиация поради факта, че Земята в годишното си въртене не се движи в кръг, а в елипса, в един от фокусите на която е Слънцето. В тази връзка разстоянието от Земята до Слънцето се променя и следователно има колебания в интензитета на слънчевата радиация. Най-голяма интензивност се наблюдава около 3 януари, когато Земята е най-близо до Слънцето, а най-малка около 5 юли, когато Земята е на максимално разстояние от Слънцето.

Поради тази причина флуктуацията в интензитета на слънчевата радиация е много малка и може да представлява само теоретичен интерес. (Количеството енергия на максимално разстояние е свързано с количеството енергия на минимално разстояние, като 100:107, т.е. разликата е напълно незначителна.)

Условия за облъчване на повърхността на земното кълбо. Вече самата сферична форма на Земята води до факта, че лъчистата енергия на Слънцето се разпределя много неравномерно върху земната повърхност. И така, в дните на пролетното и есенното равноденствие (21 март и 23 септември), само на екватора по обяд, ъгълът на падане на лъчите ще бъде 90 ° (фиг. 30), а когато се приближи до полюсите, тя ще намалее от 90 на 0 °. Поради това,

ако на екватора количеството получена радиация се приеме за 1, тогава на 60-ия паралел ще бъде изразено като 0,5, а на полюса ще бъде равно на 0.

Земното кълбо освен това има дневно и годишно движение, а земната ос е наклонена към равнината на орбитата с 66°.5. Поради този наклон между равнината на екватора и равнината на орбитата се образува ъгъл от 23 ° 30 g. Това обстоятелство води до факта, че ъглите на падане на слънчевите лъчи за същите географски ширини ще варират в рамките на 47 ° (23,5 + 23,5) .

В зависимост от времето на годината се променя не само ъгълът на падане на лъчите, но и продължителността на осветяването. Ако в тропическите страни по всяко време на годината продължителността на деня и нощта е приблизително еднаква, то в полярните страни, напротив, тя е много различна. Например на 70° с.ш. ш. през лятото Слънцето не залязва в продължение на 65 дни, на 80 ° с.ш. ш.- 134, а на полюса -186. Поради това на Северния полюс радиацията в деня на лятното слънцестоене (22 юни) е с 36% повече, отколкото на екватора. Що се отнася до цялото лятно полугодие, общото количество топлина и светлина, получено от полюса, е само със 17% по-малко, отколкото на екватора. Така през лятото в полярните страни продължителността на осветеността до голяма степен компенсира липсата на радиация, което е следствие от малкия ъгъл на падане на лъчите. През зимната половина на годината картината е напълно различна: количеството радиация на същия северен полюс ще бъде 0. В резултат на това средното количество радиация на полюса е 2,4 пъти по-малко, отколкото на екватора. От всичко казано следва, че количеството слънчева енергия, което Земята получава чрез излъчване, се определя от ъгъла на падане на лъчите и продължителността на облъчване.

При липса на атмосфера на различни географски ширини, земната повърхност би получила следното количество топлина на ден, изразено в калории на 1 cm 2(виж таблицата на страница 92).

Разпределението на радиацията върху земната повърхност, дадено в таблицата, обикновено се нарича слънчев климат.Повтаряме, че такова разпределение на радиацията имаме само на горната граница на атмосферата.

Отслабване на слънчевата радиация в атмосферата. Досега говорихме за условията за разпространение на слънчевата топлина върху земната повърхност, без да отчитаме атмосферата. Междувременно атмосферата в този случай е от голямо значение. Слънчевата радиация, преминавайки през атмосферата, изпитва дисперсия и, освен това, абсорбция. И двата процеса заедно намаляват до голяма степен слънчевата радиация.

Слънчевите лъчи, преминавайки през атмосферата, първо изпитват разсейване (дифузия). Разсейването се създава от факта, че светлинните лъчи, пречупващи се и отразяващи се от въздушните молекули и частици от твърди и течни тела във въздуха, се отклоняват от директния път да сенаистина "разпръснат".

Разсейването значително отслабва слънчевата радиация. С увеличаване на количеството на водните пари и особено на праховите частици дисперсността се увеличава и излъчването отслабва. В големите градове и пустинните райони, където съдържанието на прах във въздуха е най-голямо, разсейването отслабва силата на радиацията с 30-45%. Благодарение на разсейването се получава дневната светлина, която осветява обектите, дори слънчевите лъчи да не падат директно върху тях. Разсейването определя самия цвят на небето.

Нека сега се спрем на способността на атмосферата да абсорбира лъчистата енергия на Слънцето. Основните газове, които изграждат атмосферата, поглъщат относително много малко лъчиста енергия. Примесите (водна пара, озон, въглероден диоксид и прах), напротив, се отличават с висока абсорбционна способност.

В тропосферата най-значимата примес е водната пара. Те абсорбират особено силно инфрачервени (дълги вълни), т.е. предимно топлинни лъчи. И колкото повече водни пари в атмосферата, толкова естествено повече и. абсорбция. Количеството водна пара в атмосферата е обект на големи промени. В естествени условия тя варира от 0,01 до 4% (по обем).

Озонът е много абсорбиращ. Значителен примес на озон, както вече беше споменато, е в долните слоеве на стратосферата (над тропопаузата). Озонът абсорбира почти напълно ултравиолетовите (късовълнови) лъчи.

Въглеродният диоксид също е много абсорбиращ. Той абсорбира предимно дълговълнови, т.е. предимно топлинни лъчи.

Прахът във въздуха също абсорбира част от слънчевата радиация. Нагрявайки се под действието на слънчева светлина, той може значително да повиши температурата на въздуха.

От общото количество слънчева енергия, идваща на Земята, атмосферата поглъща само около 15%.

Отслабването на слънчевата радиация чрез разсейване и поглъщане от атмосферата е много различно за различните географски ширини на Земята. Тази разлика зависи преди всичко от ъгъла на падане на лъчите. В зенитното положение на Слънцето лъчите, падащи вертикално, пресичат атмосферата по най-късия път. С намаляването на ъгъла на падане пътят на лъчите се удължава и отслабването на слънчевата радиация става по-значително. Последното се вижда ясно от чертежа (фиг. 31) и приложената таблица (в таблицата пътят на слънчевия лъч в зенитното положение на Слънцето е взет за единица).

В зависимост от ъгъла на падане на лъчите се променя не само броят на лъчите, но и тяхното качество. През периода, когато Слънцето е в своя зенит (над главата), ултравиолетовите лъчи представляват 4%,

видима - 44% и инфрачервена - 52%. При позицията на Слънцето изобщо няма ултравиолетови лъчи на хоризонта, видими 28% и инфрачервени 72%.

Сложността на влиянието на атмосферата върху слънчевата радиация се утежнява от факта, че нейният капацитет на предаване варира значително в зависимост от времето на годината и метеорологичните условия. Така че, ако небето остава безоблачно през цялото време, тогава годишният ход на притока на слънчева радиация на различни географски ширини може да бъде графично изразен по следния начин (фиг. 32) От чертежа ясно се вижда, че при безоблачно небе в Москва през Слънчевата радиация през май, юни и юли ще произведе повече, отколкото на екватора. По подобен начин през втората половина на май, през юни и първата половина на юли ще се генерира повече топлина на Северния полюс, отколкото на екватора и в Москва. Повтаряме, че така би било и при безоблачно небе. Но всъщност това не работи, тъй като облачността значително отслабва слънчевата радиация. Нека дадем пример, показан на графиката (фиг. 33). Графиката показва колко слънчева радиация не достига земната повърхност: значителна част от нея се задържа от атмосферата и облаците.

Все пак трябва да се каже, че топлината, погълната от облаците, отчасти отива за затопляне на атмосферата и отчасти индиректно достига до земната повърхност.

Дневният и годишен ход на интензивността на солнощно излъчване. Интензитетът на пряката слънчева радиация в близост до земната повърхност зависи от височината на Слънцето над хоризонта и от състоянието на атмосферата (от съдържанието на прах в нея). Ако. прозрачността на атмосферата през деня е била постоянна, тогава максималната интензивност на слънчевата радиация ще се наблюдава по обяд, а минималната - при изгрев и залез. В този случай графиката на хода на дневния интензитет на слънчевата радиация би била симетрична спрямо половин ден.

Съдържанието на прах, водни пари и други примеси в атмосферата непрекъснато се променя. В тази връзка се променя прозрачността на въздуха и се нарушава симетрията на графиката на хода на интензитета на слънчевата радиация. Често, особено през лятото, в обедните часове, когато земната повърхност се нагрява интензивно, възникват мощни възходящи въздушни течения и се увеличава количеството на водните пари и прах в атмосферата. Това води до значително намаляване на слънчевата радиация по обяд; максималната интензивност на радиация в този случай се наблюдава в предиобедните или следобедните часове. Годишният ход на интензивността на слънчевата радиация е свързан и с промените във височината на Слънцето над хоризонта през годината и със състоянието на прозрачността на атмосферата през различните сезони. В страните от северното полукълбо най-голямата височина на Слънцето над хоризонта е през месец юни. Но в същото време се наблюдава и най-голямата запрашеност на атмосферата. Следователно максималната интензивност обикновено се проявява не в средата на лятото, а през пролетните месеци, когато Слънцето се издига доста високо * над хоризонта и атмосферата след зимата остава относително чиста. За да илюстрираме годишния ход на интензивността на слънчевата радиация в северното полукълбо, представяме данни за средните месечни обедни стойности на интензивността на радиацията в Павловск.

Количеството топлина от слънчевата радиация. Повърхността на Земята през деня непрекъснато получава топлина от пряка и дифузна слънчева радиация или само от дифузна радиация (при облачно време). Денонощната стойност на топлината се определя въз основа на актинометрични наблюдения: като се отчита количеството пряка и дифузна радиация, постъпила на земната повърхност. След като се определи количеството топлина за всеки ден, се изчислява и количеството топлина, получено от земната повърхност на месец или на година.

Дневното количество топлина, получено от земната повърхност от слънчевата радиация, зависи от интензивността на радиацията и от продължителността на нейното действие през деня. В тази връзка минималният приток на топлина се наблюдава през зимата, а максималният през лятото. При географското разпределение на общата радиация по земното кълбо се наблюдава нейното нарастване с намаляване на географската ширина на района. Тази позиция се потвърждава от следната таблица.

Ролята на пряката и дифузната радиация в годишното количество топлина, получена от земната повърхност на различните географски ширини на земното кълбо, не е еднаква. Във високите географски ширини дифузната радиация преобладава в годишната топлинна сума. С намаляване на географската ширина преобладаващата стойност преминава към пряка слънчева радиация. Така например в залива Тихая дифузната слънчева радиация осигурява 70% от годишното количество топлина, а пряката радиация само 30%. В Ташкент, напротив, пряката слънчева радиация дава 70%, дифузната само 30%.

Отразителната способност на Земята. Албедо. Както вече споменахме, повърхността на Земята поглъща само част от слънчевата енергия, постъпваща към нея под формата на пряка и дифузна радиация. Другата част се отразява в атмосферата. Съотношението на количеството слънчева радиация, отразено от дадена повърхност, към количеството на лъчистия енергиен поток, падащ върху тази повърхност, се нарича албедо. Албедото се изразява в проценти и характеризира отразяващата способност на даден участък от повърхността.

Албедото зависи от естеството на повърхността (свойства на почвата, наличие на сняг, растителност, вода и др.) и от ъгъла на падане на слънчевите лъчи върху земната повърхност. Така например, ако лъчите падат върху земната повърхност под ъгъл от 45 °, тогава:

От горните примери може да се види, че отразяващата способност на различните обекти не е еднаква. Най-близо е до сняг и най-малко до вода. Но примерите, които взехме, се отнасят само за случаите, когато височината на Слънцето над хоризонта е 45°. С намаляването на този ъгъл коефициентът на отражение се увеличава. Така например при височина на слънцето 90 ° водата отразява само 2%, при 50 ° - 4%, при 20 ° -12%, при 5 ° - 35-70% (в зависимост от състоянието на водна повърхност).

Средно при безоблачно небе повърхността на земното кълбо отразява 8% от слънчевата радиация. Освен това 9% отразява атмосферата. Така земното кълбо като цяло с безоблачно небе отразява 17% от лъчистата енергия на Слънцето, падаща върху него. Ако небето е покрито с облаци, тогава 78% от радиацията се отразява от тях. Ако вземем природни условия, базирани на съотношението между безоблачно небе и небе, покрито с облаци, което се наблюдава в действителност, тогава отражателната способност на Земята като цяло е 43%.

Земна и атмосферна радиация. Земята, получавайки слънчева енергия, се нагрява и самата тя се превръща в източник на топлинно излъчване в световното пространство. Лъчите, излъчвани от земната повърхност обаче, рязко се различават от слънчевите лъчи. Земята излъчва само дълговълнови (λ 8-14 μ) невидими инфрачервени (топлинни) лъчи. Енергията, излъчвана от земната повърхност, се нарича земна радиация.Възниква земна радиация и. ден и нощ. Интензивността на излъчването е толкова по-голяма, колкото по-висока е температурата на излъчващото тяло. Земната радиация се определя в същите единици като слънчевата радиация, т.е. в калории от 1 cm 2повърхности за 1 мин. Наблюденията показват, че величината на земната радиация е малка. Обикновено достига 15-18 стотни от калориите. Но, действайки непрекъснато, той може да даде значителен топлинен ефект.

Най-силно земно излъчване се получава при безоблачно небе и добра прозрачност на атмосферата. Облачността (особено ниската облачност) значително намалява земната радиация и често я свежда до нула. Тук можем да кажем, че атмосферата, заедно с облаците, е добро "одеяло", което предпазва Земята от прекомерно охлаждане. Части от атмосферата, като области от земната повърхност, излъчват енергия според температурата си. Тази енергия се нарича атмосферна радиация.Интензивността на атмосферната радиация зависи от температурата на излъчващата част от атмосферата, както и от количеството водна пара и въглероден диоксид, съдържащи се във въздуха. Атмосферната радиация принадлежи към групата на дългите вълни. Разпространява се в атмосферата във всички посоки; част от него достига земната повърхност и се поглъща от нея, другата част отива в междупланетното пространство.

О приходи и разходи на слънчева енергия на Земята. Земната повърхност, от една страна, приема слънчевата енергия под формата на пряка и дифузна радиация, а от друга страна, губи част от тази енергия под формата на земна радиация. В резултат на пристигането и потреблението на слънчева "енергия се получава някакъв резултат. В някои случаи този резултат може да бъде положителен, в други отрицателен. Нека дадем примери и за двете.

8 януари. Денят е безоблачен. За 1 cm 2земната повърхност получава на ден 20 изпражненияпряка слънчева радиация и 12 изпражненияразсеяна радиация; общо, така получени 32 кал.През същото време, поради радиация 1 см?изгубена земна повърхност 202 кал.В резултат, на езика на счетоводството, има загуба от 170 изпражнения(отрицателно салдо).

6 юли Небето е почти безоблачно. 630 получени от пряка слънчева радиация кал,от разсеяна радиация 46 кал.Общо, следователно, земната повърхност получи 1 cm 2 676 кал. 173 загубени от земната радиация кал.В балансовата печалба на 503 изпражнения(положителен баланс).

От горните примери, освен всичко друго, е съвсем ясно защо в умерените ширини е студено през зимата и топло през лятото.

Използването на слънчевата радиация за технически и битови цели. Слънчевата радиация е неизчерпаем естествен източник на енергия. За величината на слънчевата енергия на Земята може да се съди по следния пример: ако например използваме топлината на слънчевата радиация, която пада само върху 1/10 от площта на СССР, тогава можем да получим енергия, равна към работата на 30 хиляди Dneproges.

Хората отдавна се стремят да използват безплатната енергия на слънчевата радиация за своите нужди. Към днешна дата са създадени много различни слънчеви инсталации, които работят на базата на слънчева радиация и се използват широко в промишлеността и за задоволяване на битовите нужди на населението. В южните райони на СССР слънчевите бойлери, бойлери, инсталации за обезсоляване на солена вода, слънчеви сушилни (за сушене на плодове), кухни, бани, оранжерии и апарати за медицински цели работят въз основа на широкото използване на слънчева радиация в промишленост и обществени услуги. Слънчевата радиация се използва широко в курортите за лечение и укрепване на здравето на хората.

Земята получава от Слънцето 1,36 * 10v24 cal топлина годишно. В сравнение с това количество енергия, оставащото количество лъчиста енергия, достигаща повърхността на Земята, е незначително. Така лъчистата енергия на звездите е една стомилионна от слънчевата енергия, космическата радиация е две милиардни, вътрешната топлина на Земята на нейната повърхност е равна на една петхилядна от слънчевата топлина.
Радиацията на слънцето - слънчева радиация- е основният източник на енергия за почти всички процеси, протичащи в атмосферата, хидросферата и в горните слоеве на литосферата.
Единицата за измерване на интензитета на слънчевата радиация е броят калории топлина, погълнати от 1 cm2 абсолютно черна повърхност, перпендикулярна на посоката на слънчевите лъчи, за 1 минута (cal/cm2*min).

Потокът от лъчиста енергия от Слънцето, достигащ земната атмосфера, е много постоянен. Неговата интензивност се нарича слънчева константа (Io) и се приема средно за 1,88 kcal/cm2 min.
Стойността на слънчевата константа варира в зависимост от разстоянието на Земята от Слънцето и от слънчевата активност. Колебанията му през годината са 3,4-3,5%.
Ако слънчевите лъчи навсякъде паднаха вертикално върху земната повърхност, тогава при липса на атмосфера и със слънчева константа от 1,88 cal / cm2 * min, всеки квадратен сантиметър от него би получил 1000 kcal годишно. Поради факта, че Земята е сферична, това количество е намалено 4 пъти, а 1 кв. cm получава средно 250 kcal годишно.
Количеството слънчева радиация, получена от повърхността, зависи от ъгъла на падане на лъчите.
Максималното количество радиация се получава от повърхността, перпендикулярна на посоката на слънчевите лъчи, тъй като в този случай цялата енергия се разпределя в зона със сечение, равно на сечението на снопа от лъчи - a. При наклонено падане на един и същи сноп лъчи енергията се разпределя върху голяма площ (сечение c) и единична повърхност получава по-малко количество от нея. Колкото по-малък е ъгълът на падане на лъчите, толкова по-малък е интензитетът на слънчевата радиация.
Зависимостта на интензивността на слънчевата радиация от ъгъла на падане на лъчите се изразява с формулата:

I1 = I0 * sinh,

където I0 е интензитетът на слънчевата радиация при чисто падане на лъчите. Извън атмосферата, слънчевата константа;
I1 - интензитетът на слънчевата радиация, когато слънчевите лъчи падат под ъгъл h.
I1 е толкова пъти по-малко от I0, колкото пъти сечението a е по-малко от сечението b.
Фигура 27 показва, че a / b \u003d sin A.
Ъгълът на падане на слънчевите лъчи (височината на Слънцето) е равен на 90 ° само на ширини от 23 ° 27 "N до 23 ° 27" S. (т.е. между тропиците). На други географски ширини той винаги е по-малък от 90° (Таблица 8). В зависимост от намаляването на ъгъла на падане на лъчите, интензитетът на слънчевата радиация, пристигаща на повърхността на различни географски ширини, също трябва да намалее. Тъй като височината на Слънцето не остава постоянна през цялата година и през деня, количеството слънчева топлина, получено от повърхността, се променя непрекъснато.

Количеството слънчева радиация, получено от повърхността, е пряко свързано с от продължителността на излагането му на слънчева светлина.

В екваториалната зона извън атмосферата количеството слънчева топлина през годината не изпитва големи колебания, докато на високи географски ширини тези колебания са много големи (виж таблица 9). През зимата разликите в пристигането на слънчева топлина между високите и ниските географски ширини са особено значителни. През лятото, при условия на непрекъснато осветление, полярните региони получават максималното количество слънчева топлина на ден на Земята. В деня на лятното слънцестоене в северното полукълбо то е с 36% по-високо от дневното количество топлина на екватора. Но тъй като продължителността на деня на екватора не е 24 часа (както по това време на полюса), а 12 часа, количеството слънчева радиация за единица време на екватора остава най-голямо. Летният максимум на дневната сума на слънчевата топлина, наблюдаван при около 40-50 ° ширина, е свързан с относително дълъг ден (по-голям от този момент с 10-20 ° ширина) на значителна височина на Слънцето. Разликите в количеството топлина, получено от екваториалните и полярните региони, са по-малки през лятото, отколкото през зимата.
Южното полукълбо получава повече топлина през лятото от северното и обратно през зимата (то се влияе от промяната в разстоянието на Земята от Слънцето). И ако повърхността на двете полукълба беше напълно хомогенна, годишните амплитуди на температурните колебания в южното полукълбо биха били по-големи, отколкото в северното.
Слънчевата радиация в атмосферата претърпява количествени и качествени промени.
Дори идеалната, суха и чиста атмосфера абсорбира и разсейва лъчите, намалявайки интензивността на слънчевата радиация. Отслабващият ефект на реалната атмосфера, съдържаща водни пари и твърди примеси, върху слънчевата радиация е много по-голям от идеалния. Атмосферата (кислород, озон, въглероден диоксид, прах и водни пари) абсорбира предимно ултравиолетови и инфрачервени лъчи. Погълнатата от атмосферата лъчиста енергия на Слънцето се превръща в други видове енергия: топлинна, химическа и др. Като цяло абсорбцията отслабва слънчевата радиация със 17-25%.
Молекулите на атмосферните газове разпръскват лъчи със сравнително къси вълни - виолетови, сини. Това обяснява синия цвят на небето. Примесите еднакво разпръскват лъчи с вълни с различна дължина на вълната. Следователно, при значително съдържание на тях, небето придобива белезникав оттенък.
Поради разсейването и отразяването на слънчевите лъчи от атмосферата, в облачни дни се наблюдава дневна светлина, видими са обекти на сянка и се появява явлението здрач.
Колкото по-дълъг е пътят на лъча в атмосферата, толкова по-голяма дебелина трябва да премине и толкова по-значително се отслабва слънчевата радиация. Следователно с издигане влиянието на атмосферата върху радиацията намалява. Дължината на пътя на слънчевата светлина в атмосферата зависи от височината на Слънцето. Ако вземем за единица дължината на пътя на слънчевия лъч в атмосферата при височина на Слънцето 90 ° (m), съотношението между височината на Слънцето и дължината на пътя на лъча в атмосферата ще бъде както е показано в табл. 10.

Общото затихване на радиацията в атмосферата на всяка височина на Слънцето може да се изрази чрез формулата на Bouguer: Im = I0 * pm, където Im е интензитетът на слънчевата радиация близо до земната повърхност, променен в атмосферата; I0 - слънчева константа; m е пътят на лъча в атмосферата; при слънчева височина 90 ° тя е равна на 1 (масата на атмосферата), p е коефициентът на прозрачност (дробно число, показващо каква част от радиацията достига повърхността при m = 1).
При височина на Слънцето 90°, при m=1, интензитетът на слънчевата радиация близо до земната повърхност I1 е p пъти по-малък от Io, т.е. I1=Io*p.
Ако височината на Слънцето е по-малка от 90°, тогава m винаги е по-голямо от 1. Пътят на слънчевия лъч може да се състои от няколко сегмента, всеки от които е равен на 1. Интензитетът на слънчевата радиация на границата между първи (aa1) и втори (a1a2) сегменти I1 очевидно е равен на Io *p, интензитет на излъчване след преминаване на втория сегмент I2=I1*p=I0 p*p=I0 p2; I3=I0p3 и т.н.

Прозрачността на атмосферата не е постоянна и не е еднаква при различни условия. Съотношението на прозрачността на реалната атмосфера към прозрачността на идеалната атмосфера - коефициентът на мътност - винаги е по-голямо от единица. Зависи от съдържанието на водни пари и прах във въздуха. С увеличаване на географската ширина коефициентът на мътност намалява: на ширини от 0 до 20 ° N. ш. тя е равна на 4,6 средно, на ширини от 40 до 50 ° N. ш. - 3,5, на ширини от 50 до 60 ° N. ш. - 2,8 и на ширини от 60 до 80 ° с.ш. ш. - 2,0. В умерените географски ширини коефициентът на мътност е по-малък през зимата, отколкото през лятото, и по-малък сутрин, отколкото следобед. Намалява с височината. Колкото по-голям е факторът на мътност, толкова по-голямо е отслабването на слънчевата радиация.
Разграничете пряка, дифузна и обща слънчева радиация.
Част от слънчевата радиация, която прониква през атмосферата до земната повърхност, е пряка радиация. Част от радиацията, разпръсната от атмосферата, се превръща в дифузна радиация. Цялата слънчева радиация, навлизаща в земната повърхност, пряка и дифузна, се нарича обща радиация.
Съотношението между пряката и разсеяната радиация варира значително в зависимост от облачността, запрашеността на атмосферата, а също и от височината на Слънцето. При ясно небе делът на разсеяната радиация не надвишава 0,1%; при облачно небе дифузната радиация може да бъде по-голяма от пряката радиация.
На малка надморска височина на Слънцето общата радиация се състои почти изцяло от разсеяна радиация. При слънчева надморска височина 50° и ясно небе фракцията на разсеяната радиация не надвишава 10-20%.
Картите на средните годишни и месечни стойности на общата радиация позволяват да се забележат основните закономерности в нейното географско разпределение. Годишните стойности на общата радиация са разпределени предимно зонално. Най-голямото годишно количество обща радиация на Земята се получава от повърхността в тропическите вътрешни пустини (Източна Сахара и централната част на Арабия). Забележимо намаляване на общата радиация на екватора се дължи на високата влажност на въздуха и високата облачност. В Арктика общата радиация е 60-70 kcal/cm2 годишно; в Антарктика, поради честото повтаряне на ясни дни и по-голямата прозрачност на атмосферата, тя е малко по-голяма.

През юни северното полукълбо получава най-голямо количество радиация и особено вътрешните тропически и субтропични райони. Количествата слънчева радиация, получени от повърхността в умерените и полярните ширини на северното полукълбо, се различават малко, главно поради дългата продължителност на деня в полярните региони. Зониране в разпределението на общата радиация по-горе. континенти в северното полукълбо и в тропическите ширини на южното полукълбо почти не се изразява. По-добре се проявява в северното полукълбо над океана и е ясно изразено в извънтропичните ширини на южното полукълбо. В южния полярен кръг стойността на общата слънчева радиация се доближава до 0.
През декември най-големи количества радиация навлизат в южното полукълбо. Високо разположената ледена повърхност на Антарктика, с висока прозрачност на въздуха, получава значително повече обща радиация от повърхността на Арктика през юни. В пустините (Калахари, Велика Австралия) има много топлина, но поради по-голямата океаничност на южното полукълбо (влиянието на високата влажност на въздуха и облачността), нейните количества тук са малко по-малко, отколкото през юни на същите географски ширини на северното полукълбо. В екваториалните и тропическите ширини на северното полукълбо общата радиация варира сравнително малко, а зонирането в нейното разпределение е ясно изразено само на север от северния тропик. С увеличаване на географската ширина общата радиация намалява доста бързо, нейната нулева изолиния минава малко на север от Арктическия кръг.
Общата слънчева радиация, падаща върху земната повърхност, частично се отразява обратно в атмосферата. Съотношението на количеството радиация, отразено от повърхността, към количеството радиация, падащо върху тази повърхност, се нарича албедо. Албедото характеризира отражателната способност на повърхността.
Албедото на земната повърхност зависи от нейното състояние и свойства: цвят, влажност, грапавост и др. Прясно падналият сняг има най-висока отразяваща способност (85-95%). Спокойната водна повърхност отразява само 2-5% от слънчевите лъчи, когато пада вертикално, и почти всички лъчи, които падат върху нея (90%), когато слънцето е ниско. Албедо на сух чернозем - 14%, мокър - 8, горски - 10-20, ливадна растителност - 18-30, пясъчна пустинна повърхност - 29-35, повърхност на морски лед - 30-40%.
Голямото албедо на ледената повърхност, особено когато е покрита с пресен сняг (до 95%), е причина за ниските температури в полярните региони през лятото, когато пристигането на слънчева радиация там е значително.
Радиация на земната повърхност и атмосферата.Всяко тяло с температура над абсолютната нула (по-висока от минус 273°) излъчва лъчиста енергия. Общата излъчвателна способност на черното тяло е пропорционална на четвъртата степен на неговата абсолютна температура (T):
E \u003d σ * T4 kcal / cm2 на минута (закон на Стефан-Болцман), където σ е постоянен коефициент.
Колкото по-висока е температурата на излъчващото тяло, толкова по-къса е дължината на вълната на излъчваните nm лъчи. Нажеженото Слънце изпраща в космоса късовълнова радиация. Земната повърхност, поглъщайки късовълнова слънчева радиация, се нагрява и също става източник на радиация (земна радиация). Но, тъй като температурата на земната повърхност не надвишава няколко десетки градуса, нейната дълговълнова радиация, невидима.
Земната радиация се задържа до голяма степен от атмосферата (водна пара, въглероден диоксид, озон), но лъчите с дължина на вълната 9-12 микрона свободно излизат извън атмосферата и следователно Земята губи част от топлината си.
Атмосферата, поглъщайки част от преминаващата през нея слънчева радиация и повече от половината от земната, сама излъчва енергия както в световното пространство, така и към земната повърхност. Атмосферната радиация, насочена към земната повърхност към земната повърхност, се нарича противоположно излъчване.Тази радиация, подобно на земната, дълга вълна, невидима.
В атмосферата се срещат два потока дълговълнова радиация – радиацията на земната повърхност и радиацията на атмосферата. Разликата между тях, която определя действителната загуба на топлина от земната повърхност, се нарича ефективно излъчване.Ефективното излъчване е толкова по-голямо, колкото по-висока е температурата на излъчващата повърхност. Влажността на въздуха намалява ефективната радиация, облаците силно я намаляват.
Най-високата стойност на годишните суми на ефективната радиация се наблюдава в тропическите пустини - 80 kcal / cm2 годишно - поради високата повърхностна температура, сухия въздух и ясното небе. На екватора, при висока влажност на въздуха, ефективната радиация е само около 30 kcal/cm2 годишно, като стойността й за сушата и за океана се различава много малко. Най-ниската ефективна радиация в полярните региони. В умерените географски ширини земната повърхност губи около половината от количеството топлина, което получава от поглъщането на общата радиация.
Способността на атмосферата да пропуска късовълновата радиация на Слънцето (директна и дифузна радиация) и да забавя дълговълновата радиация на Земята се нарича парников (парников) ефект. Поради парниковия ефект средната температура на земната повърхност е +16°, при липса на атмосфера би била -22° (38° по-ниска).
Радиационен баланс (остатъчна радиация).Земната повърхност едновременно приема и отдава радиация. Пристигането на радиация е общата слънчева радиация и противорадиацията на атмосферата. Консумация - отразяването на слънчевата светлина от повърхността (албедо) и собственото излъчване на земната повърхност. Разликата между входящата и изходящата радиация е радиационен баланс,или остатъчна радиация.Стойността на радиационния баланс се определя от уравнението

R \u003d Q * (1-α) - I,

където Q е общата слънчева радиация на единица повърхност; α - албедо (фракция); I - ефективно излъчване.
Ако входът е по-голям от изхода, радиационният баланс е положителен; ако входът е по-малък от изхода, балансът е отрицателен. През нощта във всички географски ширини радиационният баланс е отрицателен, през деня до обяд навсякъде е положителен, с изключение на високите географски ширини през зимата; следобед - пак отрицателен. Средно на ден радиационният баланс може да бъде както положителен, така и отрицателен (Таблица 11).


На картата на годишните суми на радиационния баланс на земната повърхност може да се види рязка промяна в положението на изолиниите при преместването им от сушата към океана. По правило радиационният баланс на повърхността на океана надвишава радиационния баланс на сушата (ефектът на албедото и ефективната радиация). Разпределението на радиационния баланс като цяло е зонално. В океана в тропическите ширини годишните стойности на радиационния баланс достигат 140 kcal/cm2 (Арабско море) и не надвишават 30 kcal/cm2 на границата на плаващия лед. Отклоненията от зоналното разпределение на радиационния баланс в океана са незначителни и се дължат на разпределението на облаците.
На сушата в екваториалните и тропическите ширини годишните стойности на радиационния баланс варират от 60 до 90 kcal/cm2 в зависимост от условията на влага. Най-големите годишни суми на радиационния баланс се отбелязват в тези райони, където албедото и ефективната радиация са относително малки (влажни тропически гори, савани). Най-ниската им стойност е в много влажни (голяма облачност) и в много сухи (голяма ефективна радиация) райони. В умерените и високи географски ширини годишната стойност на радиационния баланс намалява с увеличаване на географската ширина (ефект от намаляване на общата радиация).
Годишните суми на радиационния баланс над централните райони на Антарктида са отрицателни (няколко калории на 1 cm2). В Арктика тези стойности са близки до нула.
През юли радиационният баланс на земната повърхност в значителна част от южното полукълбо е отрицателен. Линията на нулев баланс минава между 40 и 50°S. ш. Най-висока стойност на радиационния баланс се достига на повърхността на Океана в тропичните ширини на северното полукълбо и на повърхността на някои вътрешни морета, като Черно море (14-16 kcal/cm2 на месец).
През януари линията на нулевия баланс се намира между 40 и 50° с.ш. ш. (над океаните се издига малко на север, над континентите се спуска на юг). Значителна част от северното полукълбо е с отрицателен радиационен баланс. Най-големите стойности на радиационния баланс са ограничени до тропическите ширини на южното полукълбо.
Средно за годината радиационният баланс на земната повърхност е положителен. В този случай повърхностната температура не се повишава, а остава приблизително постоянна, което може да се обясни само с непрекъснатото потребление на излишна топлина.
Радиационният баланс на атмосферата се състои от погълнатата от нея слънчева и земна радиация, от една страна, и атмосферната радиация, от друга. Той винаги е отрицателен, тъй като атмосферата абсорбира само малка част от слънчевата радиация и излъчва почти толкова, колкото повърхността.
Радиационният баланс на повърхността и атмосферата заедно, като цяло, за цялата Земя за една година е средно равен на нула, но в географските ширини може да бъде както положителен, така и отрицателен.
Последствието от такова разпределение на радиационния баланс трябва да бъде пренасянето на топлина в посока от екватора към полюсите.
Топлинен баланс.Радиационният баланс е най-важният компонент на топлинния баланс. Уравнението на повърхностния топлинен баланс показва как входящата слънчева радиационна енергия се преобразува на земната повърхност:

където R е радиационният баланс; LE - разход на топлина за изпарение (L - латентна топлина на изпарение, E - изпарение);
P - турбулентен топлообмен между повърхността и атмосферата;
А - топлообмен между повърхностните и подлежащите слоеве на почвата или водата.
Радиационният баланс на повърхността се счита за положителен, ако радиацията, погълната от повърхността, надвишава топлинните загуби, и отрицателен, ако не ги попълва. Всички други условия на топлинния баланс се считат за положителни, ако причиняват загуба на топлина от повърхността (ако съответстват на потреблението на топлина). защото. всички членове на уравнението могат да се променят, топлинният баланс постоянно се нарушава и възстановява отново.
Уравнението на топлинния баланс на повърхността, разгледано по-горе, е приблизително, тъй като не взема предвид някои вторични, но при специфични условия фактори, които стават важни, например отделянето на топлина по време на замразяване, нейното потребление за размразяване и др. .
Топлинният баланс на атмосферата се състои от радиационния баланс на атмосферата Ra, топлината, идваща от повърхността, Pa, топлината, отделена в атмосферата при кондензация, LE, и хоризонталния топлообмен (адвекция) Aa. Радиационният баланс на атмосферата винаги е отрицателен. Притокът на топлина в резултат на кондензация на влага и величината на турбулентния топлообмен са положителни. Топлинната адвекция води, средно на година, до нейното прехвърляне от ниски географски ширини към високи географски ширини: по този начин това означава потребление на топлина на ниски географски ширини и пристигане на високи географски ширини. При многогодишно извеждане топлинният баланс на атмосферата може да се изрази с уравнението Ra=Pa+LE.
Топлинният баланс на повърхността и атмосферата заедно като цяло е равен на 0 средно дългосрочно (фиг. 35).

Количеството слънчева радиация, постъпваща в атмосферата за година (250 kcal/cm2), се приема за 100%. Слънчевата радиация, прониквайки в атмосферата, частично се отразява от облаците и се връща извън атмосферата - 38%, частично се абсорбира от атмосферата - 14%, а частично под формата на пряка слънчева радиация достига земната повърхност - 48%. От 48%, които достигат до повърхността, 44% се абсорбират от нея, а 4% се отразяват. Така албедото на Земята е 42% (38+4).
Погълнатата от земната повърхност радиация се изразходва, както следва: 20% се губят чрез ефективна радиация, 18% се изразходват за изпаряване от повърхността, 6% се изразходват за нагряване на въздуха по време на турбулентно пренасяне на топлина (общо 24%). Загубата на топлина от повърхността балансира нейното пристигане. Топлината, получена от атмосферата (14% директно от Слънцето, 24% от земната повърхност), заедно с ефективната радиация на Земята, се насочва към световното пространство. Земното албедо (42%) и радиацията (58%) балансират притока на слънчева радиация към атмосферата.

късовълнова радиация от слънцето

Ултравиолетовите и рентгеновите лъчи идват главно от горните слоеве на хромосферата и короната. Това е установено чрез изстрелване на ракети с инструменти по време на слънчеви затъмнения. Много горещата слънчева атмосфера винаги излъчва невидима късовълнова радиация, но е особено мощна през годините на максимална слънчева активност. По това време ултравиолетовото лъчение се увеличава с около два пъти, а рентгеновото лъчение - десетки и стотици пъти в сравнение с радиацията в годините на минимум. Интензитетът на късовълновата радиация варира от ден на ден, нараствайки рязко, когато възникнат изригвания.

Ултравиолетовото и рентгеновото лъчение частично йонизират слоевете на земната атмосфера, образувайки йоносферата на височина 200-500 km от повърхността на Земята. Йоносферата играе важна роля при осъществяването на радиокомуникации на дълги разстояния: радиовълните, идващи от радиопредавател, преди да достигнат приемната антена, се отразяват многократно от йоносферата и земната повърхност. Състоянието на йоносферата варира в зависимост от условията на нейното осветяване от Слънцето и от протичащите върху нея явления. Следователно, за да се осигури стабилна радиокомуникация, е необходимо да се вземе предвид времето на деня, сезонът и състоянието на слънчевата активност. След най-мощните слънчеви изригвания броят на йонизираните атоми в йоносферата се увеличава и радиовълните се поглъщат частично или напълно от нея. Това води до влошаване и дори до временно спиране на радиокомуникациите.

Учените обръщат специално внимание на изследването на озоновия слой в земната атмосфера. Озонът се образува в резултат на фотохимични реакции (поглъщане на светлина от кислородни молекули) в стратосферата и основната му маса е концентрирана там. Общо в земната атмосфера има приблизително 3 10 9 тона озон. Това е много малко: дебелината на чистия озонов слой в близост до повърхността на Земята няма да надвишава 3 mm! Но ролята на озоновия слой, който се простира на височина от няколко десетки километра над повърхността на Земята, е изключително голяма, тъй като предпазва всички живи същества от въздействието на опасното късовълново (и преди всичко ултравиолетово) лъчение. от слънцето. Съдържанието на озон не е постоянно на различните географски ширини и през различните периоди от годината. Тя може да намалее (понякога много значително) в резултат на различни процеси. Това може да бъде улеснено, например, от емисии на големи количества озоноразрушаващи вещества, съдържащи хлор, от промишлен произход или аерозолни емисии в атмосферата, както и емисии, съпътстващи вулканични изригвания. Области на рязко намаляване на нивото на озон („озонови дупки“) бяха открити над различни региони на нашата планета, не само над Антарктида и редица други територии на южното полукълбо на Земята, но и над северното полукълбо. През 1992 г. започнаха да се появяват тревожни съобщения за временно изтъняване на озоновия слой над северна европейска част на Русия и намаляване на озона над Москва и Санкт Петербург. Учените, осъзнавайки глобалния характер на проблема, организират екологични изследвания в глобален мащаб, включително преди всичко глобална система за непрекъснат мониторинг на състоянието на озоновия слой. Бяха разработени и подписани международни споразумения за защита на озоновия слой и ограничаване на производството на озоноразрушаващи вещества.

Слънчево радио излъчване

Систематичното изследване на радиоизлъчването на Слънцето започва едва след Втората световна война, когато се открива, че Слънцето е мощен източник на радиоизлъчване. Радиовълните проникват в междупланетното пространство, които се излъчват от хромосферата (сантиметрови вълни) и короната (дециметрови и метрови вълни). Това радиоизлъчване достига Земята. Радиоизлъчването на Слънцето има два компонента - постоянен, почти непроменен по интензитет, и променлив (взривове, "шумови бури").

Радиоизлъчването на тихото Слънце се обяснява с факта, че горещата слънчева плазма винаги излъчва радиовълни заедно с електромагнитни колебания с други дължини на вълната (топлинно радиоизлъчване). По време на големи изригвания радиоизлъчването от Слънцето се увеличава с хиляди и дори милиони пъти в сравнение с радиоизлъчването от тихото Слънце. Това радиоизлъчване, генерирано от бързи нестационарни процеси, има нетермичен характер.

Корпускулярно излъчване на Слънцето

Редица геофизични явления (магнитни бури, т.е. краткотрайни промени в магнитното поле на Земята, полярни сияния и др.) също са свързани със слънчевата активност. Но тези явления се случват ден след слънчевите изригвания. Те се причиняват не от електромагнитно излъчване, достигащо Земята за 8,3 минути, а от корпускули (протони и електрони, образуващи разредена плазма), които проникват в околоземното пространство със закъснение (с 1-2 дни), тъй като се движат със скорост от 400 - 1000 км/c.

Корпускулите се излъчват от Слънцето дори когато върху него няма светкавици и петна. Слънчевата корона е източник на постоянно изтичане на плазма (слънчев вятър), което се случва във всички посоки. Слънчевият вятър, създаден от непрекъснато разширяващата се корона, обгръща планетите, движещи се близо до Слънцето и . Изригванията са придружени от "пориви" на слънчевия вятър. Експериментите на междупланетни станции и изкуствени спътници на Земята направиха възможно директното откриване на слънчевия вятър в междупланетното пространство. По време на изригвания и по време на спокойно изтичане на слънчевия вятър не само корпускулите, но и магнитното поле, свързано с движещата се плазма, проникват в междупланетното пространство.

Слънчева радиация (слънчева радиация) е съвкупността от слънчева материя и енергия, идващи към Земята. Слънчевата радиация се състои от следните две основни части: първо, топлинна и светлинна радиация, която е комбинация от електромагнитни вълни; второ, корпускулярно излъчване.

На Слънцето топлинната енергия от ядрените реакции се преобразува в лъчиста енергия. Когато слънчевите лъчи паднат върху земната повърхност, лъчистата енергия отново се преобразува в топлинна. Така слънчевата радиация носи светлина и топлина.

Интензивност на слънчевата радиация. слънчева константа.Слънчевата радиация е най-важният източник на топлина за географската обвивка. Вторият източник на топлина за географската обвивка е топлината, идваща от вътрешните сфери и слоеве на нашата планета.

Поради факта, че в географската обвивка има един вид енергия ( лъчиста енергия ) е еквивалентен на друга форма ( Термална енергия ), тогава лъчистата енергия на слънчевата радиация може да се изрази в единици топлинна енергия - джаули (J).

Интензитетът на слънчевата радиация трябва да се измерва предимно извън атмосферата, тъй като при преминаване през въздушната сфера тя се трансформира и отслабва. Интензитетът на слънчевата радиация се изразява чрез слънчевата константа.

слънчева константа - това е потокът от слънчева енергия за 1 минута към област с напречно сечение 1 cm 2, перпендикулярна на слънчевите лъчи и разположена извън атмосферата. Слънчевата константа може да се определи и като количеството топлина, което се получава за 1 минута на горната граница на атмосферата от 1 cm 2 черна повърхност, перпендикулярна на слънчевите лъчи.

Слънчевата константа е 1,98 cal / (cm 2 x min), или 1,352 kW / m 2 x min.

Тъй като горните слоеве на атмосферата поглъщат значителна част от радиацията, е важно да се знае нейната стойност на горната граница на географската обвивка, т.е. в долната стратосфера. Изразена е слънчевата радиация на горната граница на географската обвивка условна слънчева константа . Стойността на условната слънчева константа е 1,90 - 1,92 cal / (cm 2 x min), или 1,32 - 1,34 kW / (m 2 x min).

Слънчевата константа, противно на името си, не остава постоянна. Променя се поради промяната на разстоянието от Слънцето до Земята, докато Земята се движи по своята орбита. Колкото и малки да са тези колебания, те винаги оказват влияние върху времето и климата.

Средно всеки квадратен километър от тропосферата получава 10,8 x 10 15 J на ​​година (2,6 x 10 15 cal). Това количество топлина може да се получи чрез изгаряне на 400 000 тона въглища. Цялата Земя за една година получава такова количество топлина, което се определя от стойността на 5,74 х 10 24 J. (1,37 х 10 24 кал).

Разпределението на слънчевата радиация "на горната граница на атмосферата" или при абсолютно прозрачна атмосфера. Познаване на разпределението на слънчевата радиация преди навлизането й в атмосферата или т.нар слънчев (слънчев) климат , има важно значение за определяне на ролята и дела на участието на земната въздушна обвивка (атмосфера) в разпределението на топлината върху земната повърхност и във формирането на нейния топлинен режим.

Количеството слънчева топлина и светлина, постъпващи на единица площ, се определя, първо, от ъгъла на падане на лъчите, който зависи от височината на Слънцето над хоризонта, и второ, от продължителността на деня.

Разпределението на радиацията в близост до горната граница на географската обвивка, определено само от астрономически фактори, е по-равномерно от действителното й разпределение близо до земната повърхност.

При липса на атмосфера годишната сума на радиация в екваториалните ширини би била 13 480 MJ/cm 2 (322 kcal/cm 2), а на полюсите 5 560 MJ/m 2 (133 kcal/cm 2). В полярните ширини Слънцето изпраща топлина малко по-малко от половината (около 42%) от количеството, което влиза в екватора.

Изглежда, че слънчевото облъчване на Земята е симетрично по отношение на равнината на екватора. Но това се случва само два пъти в годината, в дните на пролетното и есенното равноденствие. Наклонът на оста на въртене и годишното движение на Земята определят асиметричното й облъчване от Слънцето. През януарската част на годината южното полукълбо получава повече топлина, през юли - северното. Това е основната причина за сезонния ритъм в географската обвивка.

Разликата между екватора и полюса на лятното полукълбо е малка: 6740 MJ/m 2 (161 kcal/cm 2) пристигат на екватора и около 5 560 MJ/m 2 (133 kcal/cm 2 за половин година) пристигат на полюса. Но полярните страни на зимното полукълбо в същото време са напълно лишени от слънчева топлина и светлина.

В деня на слънцестоенето полюсът получава още повече топлина от екватора - 46,0 MJ / m 2 (1,1 kcal / cm 2) и 33,9 MJ / m 2 (0,81 kcal / cm 2).

Като цяло годишният слънчев климат на полюсите е 2,4 пъти по-студен, отколкото на екватора. Трябва обаче да се има предвид, че през зимата полюсите изобщо не се нагряват от Слънцето.

Реалният климат на всички географски ширини се дължи до голяма степен на земни фактори. Най-важните от тези фактори са: първо, отслабването на радиацията в атмосферата и второ, различната интензивност на усвояване на слънчевата радиация от земната повърхност в различни географски условия.

Промяната в слънчевата радиация при преминаването й през атмосферата. Директната слънчева светлина, проникваща в атмосферата, когато небето е безоблачно, се нарича пряка слънчева радиация . Максималната му стойност при висока прозрачност на атмосферата върху повърхност, перпендикулярна на лъчите в тропическата зона, е около 1,05 - 1,19 kW / m 2 (1,5 - 1,7 cal / cm 2 x min. В средните ширини напрежението на обедната радиация обикновено е около 0,70 - 0,98 kW / m 2 x min (1,0 - 1,4 cal / cm 2 x min) В планините тази стойност се увеличава значително.

Част от слънчевите лъчи от контакт с газови молекули и аерозоли се разпръскват и се превръщат в разсеяна радиация . На земната повърхност разсеяната радиация вече не идва от слънчевия диск, а от цялото небе и създава широко разпространено дневно осветление. От него в слънчеви дни е светло дори там, където директните лъчи не проникват, например под навеса на гората. В допълнение към директното излъчване, дифузното излъчване също служи като източник на топлина и светлина.

Абсолютната стойност на разсеяната радиация е толкова по-голяма, колкото по-интензивна е правата линия. Относителната стойност на разсеяната радиация се увеличава с намаляване на ролята на пряката линия: в средните ширини през лятото тя е 41%, а през зимата 73% от общото постъпване на радиация. Делът на разсеяната радиация в общото количество на общата радиация също зависи от височината на Слънцето. Във високите географски ширини разсеяната радиация представлява около 30%, а в полярните ширини приблизително 70% от цялата радиация.

Като цяло дифузната радиация съставлява около 25% от общата слънчева радиация, която достига нашата планета.

Така пряката и дифузна радиация навлиза в земната повърхност. Заедно образуват пряка и дифузна радиация обща радиация , което определя топлинен режим на тропосферата .

Поглъщайки и разпръсквайки радиацията, атмосферата значително я отслабва. Количество на затихване зависи от коефициент на прозрачност, показва колко радиация достига до земната повърхност. Ако тропосферата се състои само от газове, тогава коефициентът на прозрачност ще бъде равен на 0,9, т.е. ще премине около 90% от радиацията, отиваща към Земята. Във въздуха обаче винаги присъстват аерозоли, които намаляват коефициента на прозрачност до 0,7 - 0,8. Прозрачността на атмосферата се променя с промяната на времето.

Тъй като плътността на въздуха намалява с височината, слоят газ, проникнал от лъчите, не трябва да се изразява в km атмосферна дебелина. Мерната единица е оптична маса, равна на дебелината на въздушния слой с вертикално падане на лъчите.

Отслабването на радиацията в тропосферата е лесно да се наблюдава през деня. Когато Слънцето е близо до хоризонта, лъчите му преминават през няколко оптични маси. В същото време тяхната интензивност е толкова отслабена, че човек може да гледа Слънцето с незащитено око. С изгрева на Слънцето броят на оптичните маси, през които преминават неговите лъчи, намалява, което води до увеличаване на радиацията.

Степента на отслабване на слънчевата радиация в атмосферата се изразява като Формула на Ламберт :

I i = I 0 p m , където

I i - радиация, достигаща земната повърхност,

I 0 - слънчева константа,

p е коефициентът на прозрачност,

m е броят на оптичните маси.

Слънчева радиация близо до земната повърхност.Количеството лъчиста енергия на единица земна повърхност зависи преди всичко от ъгъла на падане на слънчевите лъчи. Еднаквите зони на екватора, средните и високите ширини имат различно количество радиация.

Слънчевата инсолация (осветление) е силно отслабена облачност. Голямата облачност на екваториалните и умерените ширини и ниската облачност на тропичните ширини внасят значителни корекции в зоналното разпределение на лъчистата енергия на Слънцето.

Разпределението на слънчевата топлина върху земната повърхност е изобразено на карти на общата слънчева радиация. Както показват тези карти, тропическите ширини получават най-голямо количество слънчева топлина - от 7530 до 9200 MJ / m 2 (180-220 kcal / cm 2). Екваториалните ширини, поради високата облачност, получават малко по-малко топлина: 4185 - 5860 MJ / m 2 (100-140 kcal / cm 2).

От тропическите до умерените ширини радиацията намалява. На островите на Арктика той е не повече от 2510 MJ/m 2 (60 kcal/cm 2) годишно. Разпределението на радиацията по земната повърхност има зонално-регионален характер. Всяка зона е разделена на отделни области (региони), донякъде различни една от друга.

Сезонни колебания в общата радиация.

В екваториалните и тропическите ширини височината на Слънцето и ъгълът на падане на слънчевите лъчи варират леко през месеците. Общата радиация през всички месеци се характеризира с големи стойности, сезонната промяна на топлинните условия липсва или е много незначителна. В екваториалния пояс са слабо очертани два максимума, съответстващи на зенитното положение на Слънцето.

В умерения поясв годишния ход на радиацията е рязко изразен летният максимум, при който месечната стойност на общата радиация е не по-малка от тропичната. Броят на топлите месеци намалява с географската ширина.

В полярните районирадиационният режим се променя драстично. Тук, в зависимост от географската ширина, от няколко дни до няколко месеца спира не само отоплението, но и осветлението. През лятото осветеността тук е непрекъсната, което значително увеличава количеството на месечната радиация.

Усвояване на радиация от земната повърхност. Албедо. Общата радиация, достигаща до земната повърхност, се абсорбира частично от почвата и водните тела и се превръща в топлина. В океаните и моретата общата радиация се изразходва за изпаряване. Част от общата радиация се отразява в атмосферата ( отразена радиация).

Яркото светило ни изгаря с горещи лъчи и ни кара да се замислим за значението на радиацията в нашия живот, нейните ползи и вреди. Какво е слънчева радиация? Урокът по училищна физика ни кани да се запознаем с концепцията за електромагнитното излъчване като цяло. Този термин се отнася до друга форма на материята – различна от субстанцията. Това включва както видимата светлина, така и спектъра, който не се възприема от окото. Тоест рентгенови лъчи, гама лъчи, ултравиолетови и инфрачервени лъчи.

Електромагнитни вълни

При наличие на източник-излъчвател на радиация, неговите електромагнитни вълни се разпространяват във всички посоки със скоростта на светлината. Тези вълни, както всички други, имат определени характеристики. Те включват честотата на трептене и дължината на вълната. Всяко тяло, чиято температура се различава от абсолютната нула, има свойството да излъчва радиация.

Слънцето е основният и най-мощен източник на радиация в близост до нашата планета. От своя страна самата Земя (нейната атмосфера и повърхност) излъчва радиация, но в различен диапазон. Наблюдението на температурните условия на планетата за дълги периоди от време доведе до хипотеза за баланса на количеството топлина, получено от Слънцето и отдадено в открития космос.

Слънчева радиация: спектрален състав

По-голямата част (около 99%) от слънчевата енергия в спектъра е в диапазона на дължината на вълната от 0,1 до 4 микрона. Останалият 1% са по-дълги и по-къси лъчи, включително радиовълни и рентгенови лъчи. Около половината от лъчистата енергия на слънцето пада върху спектъра, който възприемаме с очите си, приблизително 44% - в инфрачервеното лъчение, 9% - в ултравиолетовото. Как да разберем как се разделя слънчевата радиация? Изчисляването на разпределението му е възможно благодарение на изследвания от космически спътници.

Има вещества, които могат да влязат в специално състояние и да излъчват допълнително излъчване от различен вълнов диапазон. Например, има сияние при ниски температури, които не са характерни за излъчването на светлина от дадено вещество. Този тип излъчване, наречено луминесцентно, не се поддава на обичайните принципи на топлинното излъчване.

Явлението луминесценция възниква след поглъщането на определено количество енергия от веществото и преминаването в друго състояние (т.нар. възбудено състояние), което е по-високо енергийно, отколкото при собствената температура на веществото. Луминесценцията се появява при обратния преход - от възбудено към познато състояние. В природата можем да го наблюдаваме под формата на сияния на нощното небе и полярно сияние.

Нашето светило

Енергията на слънчевите лъчи е почти единственият източник на топлина за нашата планета. Неговото собствено излъчване, идващо от дълбините му към повърхността, има интензитет, който е около 5 хиляди пъти по-малък. В същото време видимата светлина - един от най-важните фактори за живота на планетата - е само част от слънчевата радиация.

Енергията на слънчевите лъчи се превръща в топлина от по-малка част - в атмосферата, по-голяма - на повърхността на Земята. Там се изразходва за нагряване на вода и почва (горни слоеве), които след това отдават топлина на въздуха. Нагрявайки се, атмосферата и земната повърхност от своя страна излъчват инфрачервени лъчи в космоса, като същевременно се охлаждат.

Слънчева радиация: определение

Радиацията, която идва на повърхността на нашата планета директно от слънчевия диск, обикновено се нарича пряка слънчева радиация. Слънцето го разпръсква във всички посоки. Като се има предвид огромното разстояние от Земята до Слънцето, пряката слънчева радиация във всяка точка на земната повърхност може да бъде представена като лъч от успоредни лъчи, чийто източник е практически в безкрайността. По този начин зоната, разположена перпендикулярно на слънчевите лъчи, получава най-голямо количество от тях.

Плътността на радиационния поток (или радиацията) е мярка за количеството радиация, падащо върху определена повърхност. Това е количеството лъчиста енергия, падаща за единица време на единица площ. Тази стойност се измерва - енергийна осветеност - във W / m 2. Нашата Земя, както всички знаят, се върти около Слънцето по елипсоидална орбита. Слънцето е в един от фокусите на тази елипса. Следователно всяка година в определено време (в началото на януари) Земята заема най-близко до Слънцето положение, а в друго (в началото на юли) – най-отдалечено от него. В този случай големината на енергийното осветление варира обратно пропорционално на квадрата на разстоянието до осветителното тяло.

Къде отива слънчевата радиация, която достига до Земята? Видовете му се определят от много фактори. В зависимост от географската ширина, влажност, облачност, част от него се разсейва в атмосферата, част се абсорбира, но по-голямата част все пак достига до повърхността на планетата. В този случай малко количество се отразява, а основното се абсорбира от земната повърхност, под въздействието на което се нагрява. Разсеяната слънчева радиация също частично попада върху земната повърхност, частично се поглъща от нея и частично се отразява. Останалата част отива в открития космос.

Как е разпределението

Хомогенна ли е слънчевата радиация? Неговите видове след всички "загуби" в атмосферата могат да се различават по своя спектрален състав. В крайна сметка лъчите с различна дължина се разпръскват и поглъщат по различен начин. Средно около 23% от първоначалното му количество се абсорбира от атмосферата. Приблизително 26% от общия поток се превръща в дифузна радиация, 2/3 от която след това пада върху Земята. По същество това е друг вид излъчване, различно от оригиналното. Разсеяната радиация се изпраща към Земята не от диска на Слънцето, а от небесния свод. Има различен спектрален състав.

Поглъща радиация предимно озон - видимия спектър, и ултравиолетови лъчи. Инфрачервеното лъчение се абсорбира от въглероден диоксид (въглероден диоксид), който между другото е много малък в атмосферата.

Разсейването на радиацията, което я отслабва, възниква за всяка дължина на вълната на спектъра. При това неговите частици, попадайки под електромагнитно въздействие, преразпределят енергията на падащата вълна във всички посоки. Тоест частиците служат като точкови източници на енергия.

Дневна светлина

Благодарение на разсейването, светлината, идваща от слънцето, променя цвета си, когато преминава през слоевете на атмосферата. Практическата стойност на разсейването е в създаването на дневна светлина. Ако Земята беше лишена от атмосфера, осветление щеше да съществува само на места, където директните или отразени лъчи на слънцето удрят повърхността. Тоест атмосферата е източникът на светлина през деня. Благодарение на него той е лек както на места, недостъпни за преки лъчи, така и когато слънцето е скрито зад облаци. Именно разсейването придава цвят на въздуха – ние виждаме небето синьо.

Какво друго влияе на слънчевата радиация? Факторът на мътност също не трябва да се отхвърля. В крайна сметка отслабването на радиацията се случва по два начина - самата атмосфера и водни пари, както и различни примеси. Нивото на прах се увеличава през лятото (както и съдържанието на водни пари в атмосферата).

Общо облъчване

Отнася се за общото количество радиация, падаща върху земната повърхност, както пряка, така и дифузна. Общата слънчева радиация намалява при облачно време.

Поради тази причина през лятото общата радиация е средно по-висока преди обяд, отколкото след него. И през първото полугодие - повече, отколкото през второто.

Какво се случва с общата радиация на земната повърхност? Постигайки там, той се абсорбира предимно от горния слой на почвата или водата и се превръща в топлина, част от нея се отразява. Степента на отражение зависи от естеството на земната повърхност. Показателят, изразяващ процентното съотношение на отразената слънчева радиация към общото й количество, падащо на повърхността, се нарича повърхностно албедо.

Под понятието собствено излъчване на земната повърхност се разбира дълговълнова радиация, излъчвана от растителността, снежната покривка, горните слоеве на водата и почвата. Радиационният баланс на повърхността е разликата между нейното абсорбирано и излъчено количество.

Ефективна радиация

Доказано е, че насрещното лъчение почти винаги е по-малко от земното. Поради това повърхността на земята понася топлинни загуби. Разликата между собственото лъчение на повърхността и атмосферното лъчение се нарича ефективно лъчение. Това всъщност е чиста загуба на енергия и в резултат на това топлина през нощта.

Съществува и през деня. Но през деня той е частично компенсиран или дори блокиран от абсорбираната радиация. Следователно повърхността на земята е по-топла през деня, отколкото през нощта.

За географското разпределение на радиацията

Слънчевата радиация на Земята е неравномерно разпределена през годината. Разпределението му има зонален характер, а изолиниите (свързващи точки с равни стойности) на радиационния поток в никакъв случай не съвпадат с широчинните кръгове. Това несъответствие се дължи на различните нива на облачност и прозрачност на атмосферата в различните региони на земното кълбо.

Общата слънчева радиация през годината има най-голяма стойност в субтропичните пустини с атмосфера с ниска облачност. Много по-малко е в горските райони на екваториалния пояс. Причината за това е повишената облачност. Този показател намалява към двата полюса. Но в района на полюсите отново се увеличава - в северното полукълбо е по-малко, в района на снежната и леко облачна Антарктида - повече. Над повърхността на океаните средно слънчевата радиация е по-малка, отколкото над континентите.

Почти навсякъде на Земята повърхността има положителен радиационен баланс, тоест за едно и също време притокът на радиация е по-голям от ефективната радиация. Изключение правят районите на Антарктика и Гренландия с техните ледени плата.

Изправени ли сме пред глобално затопляне?

Но горното не означава ежегодно затопляне на земната повърхност. Излишъкът от абсорбирана радиация се компенсира от изтичане на топлина от повърхността в атмосферата, което се случва при промяна на водната фаза (изпарение, кондензация под формата на облаци).

Следователно на повърхността на Земята няма радиационно равновесие като такова. Но има термично равновесие - притокът и загубата на топлина се балансират по различни начини, включително радиация.

Разпределение на баланса по картата

В същите географски ширини на земното кълбо радиационният баланс е по-голям на повърхността на океана, отколкото над сушата. Това може да се обясни с факта, че слоят, който абсорбира радиацията в океаните е по-дебел, като в същото време ефективната радиация там е по-малка поради студа на морската повърхност в сравнение със сушата.

В пустините се наблюдават значителни колебания в амплитудата на разпространението му. Там балансът е по-нисък поради високата ефективна радиация при сух въздух и ниска облачност. В по-малка степен той е понижен в райони с мусонен климат. През топлия сезон облачността там се увеличава, а погълнатата слънчева радиация е по-малка, отколкото в други райони на същата географска ширина.

Разбира се, основният фактор, от който зависи средната годишна слънчева радиация, е географската ширина на дадена област. Рекордни "порции" ултравиолетови лъчи отиват в страни, разположени близо до екватора. Това е Североизточна Африка, нейното източно крайбрежие, Арабският полуостров, северната и западната част на Австралия, част от островите на Индонезия, западното крайбрежие на Южна Америка.

В Европа най-голяма доза както светлина, така и радиация.

Какво ще кажете за нас?

Общата слънчева радиация в Русия се разпределя на пръв поглед неочаквано. На територията на нашата страна, колкото и да е странно, не черноморските курорти държат палмата. Най-големите дози слънчева радиация попадат в териториите, граничещи с Китай и Северна Земля. Като цяло слънчевата радиация в Русия не е особено интензивна, което напълно се обяснява с нашето северно географско положение. Минималното количество слънчева светлина отива в северозападния регион - Санкт Петербург, заедно с околните райони.

Слънчевата радиация в Русия е по-ниска от тази в Украйна. Там най-много ултравиолетова радиация отива в Крим и териториите отвъд Дунав, на второ място са Карпатите с южните райони на Украйна.

Общата (директна и разсеяна) слънчева радиация, падаща върху хоризонтална повърхност, е дадена по месеци в специално разработени таблици за различни територии и се измерва в MJ / m 2. Например слънчевата радиация в Москва варира от 31-58 през зимните месеци до 568-615 през лятото.

За слънчевата инсолация

Инсолацията или количеството полезна радиация, падаща върху повърхност, осветена от слънцето, варира значително в различните географски местоположения. Годишната инсолация се изчислява на квадратен метър в мегавати. Например в Москва тази стойност е 1,01, в Архангелск - 0,85, в Астрахан - 1,38 MW.

При определянето му е необходимо да се вземат предвид фактори като времето на годината (през зимата осветеността и дължината на деня са по-ниски), естеството на терена (планините могат да блокират слънцето), климатичните условия, характерни за района - мъгла, чести валежи и облачност. Светлоприемащата равнина може да бъде ориентирана вертикално, хоризонтално или наклонено. Количеството слънчева светлина, както и разпределението на слънчевата радиация в Русия, са данни, групирани в таблица по градове и региони, посочващи географската ширина.