Ziemia otrzymuje od Słońca 1,36 * 10v24 cal ciepła rocznie. W porównaniu z tą ilością energii pozostała ilość energii promieniowania docierającej do powierzchni Ziemi jest znikoma. Zatem energia promieniowania gwiazd stanowi sto milionową część energii słonecznej, promieniowanie kosmiczne to dwie miliardowe, wewnętrzne ciepło Ziemi na jej powierzchni jest równe jednej pięciotysięcznej ciepła słonecznego.
Promieniowanie Słońca - Promieniowanie słoneczne- jest głównym źródłem energii dla niemal wszystkich procesów zachodzących w atmosferze, hydrosferze i górnych warstwach litosfery.
Jednostką miary natężenia promieniowania słonecznego jest liczba kalorii ciepła pochłoniętych przez 1 cm2 absolutnie czarnej powierzchni prostopadłej do kierunku promieni słonecznych w ciągu 1 minuty (cal/cm2*min).
Przepływ energii promienistej ze Słońca do atmosfery ziemskiej jest bardzo stały. Jego intensywność nazywana jest stałą słoneczną (Io) i przyjmuje się, że średnio wynosi 1,88 kcal/cm2 min.
Wartość stałej słonecznej zmienia się w zależności od odległości Ziemi od Słońca i aktywności Słońca. Jej wahania w ciągu roku kształtują się na poziomie 3,4-3,5%.
Gdyby promienie słoneczne wszędzie padały pionowo na powierzchnię ziemi, to przy braku atmosfery i przy stałej słonecznej wynoszącej 1,88 cal / cm2 * min każdy jej centymetr kwadratowy otrzymywałby 1000 kcal rocznie. Ze względu na to, że Ziemia jest kulista, ilość ta zmniejsza się 4-krotnie, a 1 m2. cm otrzymuje średnio 250 kcal rocznie.
Ilość promieniowania słonecznego odbieranego przez powierzchnię zależy od kąta padania promieni.
Maksymalna ilość promieniowania odbierana jest przez powierzchnię prostopadłą do kierunku promieni słonecznych, ponieważ w tym przypadku cała energia jest rozprowadzana na obszarze o przekroju równym przekrojowi wiązki promieni - a. Przy ukośnym padaniu tej samej wiązki promieni energia rozkłada się na dużym obszarze (przekrój c), a na jednostkę powierzchni przypada jej mniejsza ilość. Im mniejszy kąt padania promieni, tym mniejsze natężenie promieniowania słonecznego.
Zależność natężenia promieniowania słonecznego od kąta padania promieni wyraża wzór:
I1 = I0 * sinh,
gdzie I0 jest intensywnością promieniowania słonecznego przy samym padaniu promieni. Poza atmosferą stała słoneczna;
I1 - natężenie promieniowania słonecznego, gdy promienie słoneczne padają pod kątem h.
I1 jest tyle razy mniejsze od I0, ile razy odcinek a jest mniejszy od odcinka b.
Rycina 27 pokazuje, że a / b \u003d grzech A.
Kąt padania promieni słonecznych (wysokość Słońca) jest równy 90 ° tylko na szerokościach geograficznych od 23 ° 27 „N do 23 ° 27” S. (tj. między tropikami). Na innych szerokościach geograficznych jest ona zawsze mniejsza niż 90° (tabela 8). W miarę zmniejszania się kąta padania promieni powinno zmniejszać się także natężenie promieniowania słonecznego docierającego do powierzchni na różnych szerokościach geograficznych. Ponieważ wysokość Słońca nie jest stała przez cały rok i w ciągu dnia, ilość ciepła słonecznego odbieranego przez powierzchnię zmienia się w sposób ciągły.
Ilość promieniowania słonecznego odbieranego przez powierzchnię jest bezpośrednio powiązana od czasu ekspozycji na światło słoneczne.
W strefie równikowej poza atmosferą ilość ciepła słonecznego w ciągu roku nie podlega dużym wahaniom, natomiast na dużych szerokościach geograficznych wahania te są bardzo duże (patrz tabela 9). Zimą różnice w dopływie ciepła słonecznego pomiędzy wysokimi i niskimi szerokościami geograficznymi są szczególnie znaczące. Latem, w warunkach ciągłego oświetlenia, obszary polarne otrzymują maksymalną ilość ciepła słonecznego dziennie na Ziemi. W dniu przesilenia letniego na półkuli północnej jest ono o 36% wyższe niż dobowa ilość ciepła na równiku. Ponieważ jednak dzień na równiku trwa nie 24 godziny (jak w tym czasie na biegunie), ale 12 godzin, ilość promieniowania słonecznego na jednostkę czasu na równiku pozostaje największa. Letnie maksimum dobowej sumy ciepła słonecznego, obserwowane na około 40-50° szerokości geograficznej, wiąże się ze stosunkowo długim dniem (dłuższym niż w tym czasie o 10-20° szerokości geograficznej) na znacznej wysokości Słońca. Różnice w ilości ciepła odbieranego przez obszary równikowe i polarne są mniejsze latem niż zimą.
Półkula południowa latem otrzymuje więcej ciepła niż północna i odwrotnie zimą (ma na to wpływ zmiana odległości Ziemi od Słońca). A gdyby powierzchnia obu półkul była całkowicie jednorodna, roczne amplitudy wahań temperatury na półkuli południowej byłyby większe niż na półkuli północnej.
Promieniowanie słoneczne w atmosferze ulega zmiany ilościowe i jakościowe.
Nawet idealna, sucha i czysta atmosfera pochłania i rozprasza promienie, zmniejszając intensywność promieniowania słonecznego. Osłabiający wpływ atmosfery rzeczywistej, zawierającej parę wodną i zanieczyszczenia stałe, na promieniowanie słoneczne jest znacznie większy niż idealny. Atmosfera (tlen, ozon, dwutlenek węgla, pył i para wodna) pochłania głównie promienie ultrafioletowe i podczerwone. Energia promienista Słońca pochłonięta przez atmosferę zamieniana jest na inne rodzaje energii: termiczną, chemiczną itp. Ogólnie rzecz biorąc, absorpcja osłabia promieniowanie słoneczne o 17-25%.
Cząsteczki gazów atmosferycznych rozpraszają promienie o stosunkowo krótkich falach - fioletowym, niebieskim. To właśnie wyjaśnia niebieski kolor nieba. Zanieczyszczenia w równym stopniu rozpraszają promienie falami o różnych długościach fal. Dlatego przy znacznej ich zawartości niebo nabiera białawego odcienia.
Ze względu na rozpraszanie i odbijanie promieni słonecznych przez atmosferę, w pochmurne dni obserwuje się światło dzienne, widoczne są przedmioty w cieniu i zachodzi zjawisko zmierzchu.
Im dłuższa jest droga wiązki w atmosferze, tym większą musi ona przejść przez grubość i tym bardziej promieniowanie słoneczne jest tłumione. Dlatego wraz ze wzrostem wysokości wpływ atmosfery na promieniowanie maleje. Długość drogi światła słonecznego w atmosferze zależy od wysokości Słońca. Jeśli przyjmiemy jako jednostkę długość ścieżki wiązki słonecznej w atmosferze na wysokości Słońca 90 ° (m), stosunek wysokości Słońca do długości ścieżki wiązki w atmosferze będzie wynosić jak pokazano w tabeli. 10.
Całkowite tłumienie promieniowania w atmosferze na dowolnej wysokości Słońca można wyrazić wzorem Bouguera: Im = I0 * pm, gdzie Im jest natężeniem promieniowania słonecznego w pobliżu powierzchni Ziemi zmienianym w atmosferze; I0 - stała słoneczna; m jest drogą wiązki w atmosferze; na wysokości Słońca 90 ° jest równa 1 (masa atmosfery), p jest współczynnikiem przezroczystości (liczba ułamkowa pokazująca, jaka część promieniowania dociera do powierzchni przy m = 1).
Na wysokości Słońca wynoszącej 90°, przy m=1, natężenie promieniowania słonecznego w pobliżu powierzchni Ziemi I1 jest p razy mniejsze niż Io, tj. I1=Io*p.
Jeżeli wysokość Słońca jest mniejsza niż 90°, wówczas m jest zawsze większe od 1. Droga promienia słonecznego może składać się z kilku odcinków, z których każdy jest równy 1. Natężenie promieniowania słonecznego na granicy między pierwszy (aa1) i drugi (a1a2) odcinek I1 jest oczywiście równy Io *p, natężenie promieniowania po przejściu drugiego odcinka I2=I1*p=I0 p*p=I0 p2; I3=I0p3 itd.
Przezroczystość atmosfery nie jest stała i nie jest taka sama w różnych warunkach. Stosunek przezroczystości atmosfery rzeczywistej do przezroczystości atmosfery idealnej – współczynnik zmętnienia – jest zawsze większy niż jeden. Zależy to od zawartości pary wodnej i pyłu w powietrzu. Wraz ze wzrostem szerokości geograficznej współczynnik zmętnienia maleje: na szerokościach geograficznych od 0 do 20 ° N. cii. wynosi średnio 4,6 na szerokościach geograficznych od 40 do 50 ° N. cii. - 3,5, na szerokościach geograficznych od 50 do 60 ° N. cii. - 2,8 i na szerokościach geograficznych od 60 do 80 ° N. cii. - 2,0. W umiarkowanych szerokościach geograficznych współczynnik zmętnienia jest mniejszy zimą niż latem i mniejszy rano niż po południu. Zmniejsza się wraz ze wzrostem. Im większy współczynnik zmętnienia, tym większe tłumienie promieniowania słonecznego.
Wyróżnić bezpośrednie, rozproszone i całkowite promieniowanie słoneczne.
Część promieniowania słonecznego przenikającego przez atmosferę na powierzchnię ziemi to promieniowanie bezpośrednie. Część promieniowania rozproszonego w atmosferze zamienia się w promieniowanie rozproszone. Całe promieniowanie słoneczne docierające do powierzchni ziemi, bezpośrednie i rozproszone, nazywane jest promieniowaniem całkowitym.
Stosunek promieniowania bezpośredniego do rozproszonego różni się znacznie w zależności od zachmurzenia, zapylenia atmosfery, a także od wysokości Słońca. Przy bezchmurnym niebie udział promieniowania rozproszonego nie przekracza 0,1%, przy pochmurnym niebie promieniowanie rozproszone może być większe niż promieniowanie bezpośrednie.
Na małej wysokości Słońca całkowite promieniowanie składa się prawie wyłącznie z promieniowania rozproszonego. Przy wysokości Słońca wynoszącej 50° i bezchmurnym niebie udział promieniowania rozproszonego nie przekracza 10-20%.
Mapy średnich rocznych i miesięcznych wartości całkowitego promieniowania pozwalają dostrzec główne wzorce jego rozkładu geograficznego. Roczne wartości całkowitego promieniowania rozkładają się głównie strefowo. Największą roczną ilość całkowitego promieniowania na Ziemi odbiera powierzchnia tropikalnych pustyń śródlądowych (Wschodnia Sahara i środkowa część Arabii). Zauważalny spadek całkowitego promieniowania na równiku spowodowany jest dużą wilgotnością powietrza i dużym zachmurzeniem. W Arktyce całkowite promieniowanie wynosi 60–70 kcal/cm2 rocznie; na Antarktydzie, ze względu na częste powtarzanie się pogodnych dni i większą przezroczystość atmosfery, jest nieco większa.
W czerwcu największe ilości promieniowania otrzymuje półkula północna, a zwłaszcza śródlądowe regiony tropikalne i subtropikalne. Ilość promieniowania słonecznego docierającego do powierzchni w umiarkowanych i polarnych szerokościach geograficznych półkuli północnej różni się nieznacznie, głównie ze względu na długi czas trwania dnia w obszarach polarnych. Podział na strefy w rozkładzie całkowitego promieniowania powyżej. kontynenty na półkuli północnej i na tropikalnych szerokościach geograficznych półkuli południowej prawie nie są wyrażone. Lepiej objawia się na półkuli północnej nad Oceanem i wyraźnie wyraża się w pozatropikalnych szerokościach geograficznych półkuli południowej. Na południowym kole polarnym wartość całkowitego promieniowania słonecznego zbliża się do 0.
W grudniu największe ilości promieniowania docierają do półkuli południowej. Wysoko położona powierzchnia lodowa Antarktydy, charakteryzująca się dużą przezroczystością powietrza, otrzymuje w czerwcu znacznie więcej całkowitego promieniowania niż powierzchnia Arktyki. Na pustyniach (Kalahari, Wielka Australijska) jest dużo upałów, jednak ze względu na większą oceaniczność półkuli południowej (wpływ dużej wilgotności powietrza i zachmurzenia) jego ilości są tu nieco mniejsze niż w czerwcu na tych samych szerokościach geograficznych półkuli północnej. Na równikowych i tropikalnych szerokościach geograficznych półkuli północnej całkowite promieniowanie zmienia się stosunkowo niewiele, a podział na strefy w jego rozmieszczeniu jest wyraźnie wyrażony tylko na północ od północnego zwrotnika. Wraz ze wzrostem szerokości geograficznej całkowite promieniowanie maleje dość szybko; jego izolinia zerowa przechodzi nieco na północ od koła podbiegunowego.
Całkowite promieniowanie słoneczne padające na powierzchnię Ziemi jest częściowo odbijane z powrotem do atmosfery. Nazywa się stosunek ilości promieniowania odbitego od powierzchni do ilości promieniowania padającego na tę powierzchnię albedo. Albedo charakteryzuje współczynnik odbicia powierzchni.
Albedo powierzchni ziemi zależy od jej stanu i właściwości: koloru, wilgotności, szorstkości itp. Świeżo spadły śnieg ma najwyższy współczynnik odbicia (85-95%). Spokojna powierzchnia wody odbija tylko 2-5% promieni słonecznych, gdy pada pionowo, i prawie wszystkie promienie padające na nią (90%), gdy słońce jest nisko. Albedo suchego czarnoziemu – 14%, mokrego – 8, leśnego – 10-20, roślinności łąkowej – 18-30, piaszczystej powierzchni pustynnej – 29-35, powierzchni lodu morskiego – 30-40%.
Duże albedo powierzchni lodu, zwłaszcza pokrytego świeżym śniegiem (do 95%), jest przyczyną niskich temperatur w rejonach polarnych latem, kiedy dopływ promieniowania słonecznego jest tam znaczący.
Promieniowanie powierzchni Ziemi i atmosfery. Każde ciało o temperaturze wyższej od zera absolutnego (wyższej niż minus 273°) emituje energię promieniującą. Całkowita emisyjność ciała doskonale czarnego jest proporcjonalna do czwartej potęgi jego temperatury bezwzględnej (T):
E \u003d σ * T4 kcal / cm2 na minutę (prawo Stefana-Boltzmanna), gdzie σ jest stałym współczynnikiem.
Im wyższa temperatura ciała promieniującego, tym krótsza długość fali emitowanych promieni nm. Rozżarzone Słońce wysyła w przestrzeń kosmiczną promieniowanie krótkofalowe. Powierzchnia ziemi pochłaniając krótkofalowe promieniowanie słoneczne nagrzewa się i staje się także źródłem promieniowania (promieniowanie ziemskie). Ho, ponieważ temperatura powierzchni ziemi nie przekracza kilkudziesięciu stopni, jej promieniowanie długofalowe, niewidoczne.
Promieniowanie ziemskie jest w dużej mierze zatrzymywane przez atmosferę (para wodna, dwutlenek węgla, ozon), ale promienie o długości fali 9-12 mikronów swobodnie przedostają się poza atmosferę, przez co Ziemia traci część swojego ciepła.
Atmosfera, pochłaniając część przechodzącego przez nią promieniowania słonecznego i ponad połowę promieniowania ziemskiego, sama wypromieniowuje energię zarówno w przestrzeń kosmiczną, jak i na powierzchnię ziemi. Promieniowanie atmosferyczne skierowane w stronę powierzchni ziemi w stronę powierzchni ziemi nazywa się przeciwne promieniowanie. Promieniowanie to, podobnie jak ziemskie, długofalowe, jest niewidzialne.
W atmosferze spotykają się dwa strumienie promieniowania długofalowego – promieniowanie powierzchni Ziemi i promieniowanie atmosfery. Różnica między nimi, która określa rzeczywistą utratę ciepła przez powierzchnię ziemi, nazywa się wydajne promieniowanie. Efektywne promieniowanie jest tym większe, im wyższa jest temperatura powierzchni promieniującej. Wilgotność powietrza zmniejsza promieniowanie efektywne, chmury znacznie je zmniejszają.
Największą wartość rocznych sum efektywnego promieniowania obserwuje się na pustyniach tropikalnych – 80 kcal/cm2 rocznie – ze względu na wysoką temperaturę powierzchni, suche powietrze i bezchmurne niebo. Na równiku, przy dużej wilgotności powietrza, efektywne promieniowanie wynosi tylko około 30 kcal/cm2 rocznie, a jego wartość dla lądu i oceanu różni się bardzo nieznacznie. Najniższe efektywne promieniowanie w obszarach polarnych. W umiarkowanych szerokościach geograficznych powierzchnia Ziemi traci około połowę ilości ciepła, jakie otrzymuje w wyniku absorpcji całkowitego promieniowania.
Zdolność atmosfery do przepuszczania krótkofalowego promieniowania Słońca (promieniowania bezpośredniego i rozproszonego) i opóźniania promieniowania długofalowego Ziemi nazywana jest efektem cieplarnianym (szklarnianym). Ze względu na efekt cieplarniany średnia temperatura powierzchni Ziemi wynosi +16°, w przypadku braku atmosfery wynosiłaby -22° (38° niższa).
Bilans promieniowania (promieniowanie resztkowe). Powierzchnia Ziemi jednocześnie odbiera promieniowanie i oddaje je. Nadejście promieniowania to całkowite promieniowanie słoneczne i przeciwpromieniowanie atmosfery. Zużycie - odbicie światła słonecznego od powierzchni (albedo) i promieniowanie własne powierzchni ziemi. Różnica pomiędzy promieniowaniem przychodzącym i wychodzącym wynosi bilans promieniowania, Lub promieniowanie resztkowe. Wartość bilansu promieniowania określa równanie
R \u003d Q * (1-α) - I,
gdzie Q jest całkowitym promieniowaniem słonecznym na jednostkę powierzchni; α - albedo (ułamek); I - promieniowanie efektywne.
Jeżeli wejście jest większe niż wyjście, bilans promieniowania jest dodatni, jeśli wejście jest mniejsze niż wyjście, bilans jest ujemny. W nocy na wszystkich szerokościach geograficznych bilans promieniowania jest ujemny, w ciągu dnia aż do południa wszędzie dodatni, z wyjątkiem wysokich szerokości geograficznych w zimie; po południu - znowu negatywnie. Średnio dziennie bilans promieniowania może być zarówno dodatni, jak i ujemny (Tabela 11).
Na mapie rocznych sum bilansu promieniowania powierzchni Ziemi widać gwałtowną zmianę położenia izolinii podczas przemieszczania się z lądu do oceanu. Z reguły bilans radiacyjny powierzchni oceanu przewyższa bilans radiacyjny lądu (efekt albedo i promieniowania efektywnego). Rozkład bilansu promieniowania jest na ogół strefowy. Na Oceanie w tropikalnych szerokościach geograficznych roczne wartości bilansu promieniowania osiągają 140 kcal/cm2 (Morze Arabskie) i nie przekraczają 30 kcal/cm2 na granicy pływającego lodu. Odchylenia od strefowego rozkładu bilansu radiacyjnego w Oceanie są nieznaczne i spowodowane są rozkładem chmur.
Na lądzie w szerokościach równikowych i tropikalnych roczne wartości bilansu promieniowania wahają się od 60 do 90 kcal/cm2, w zależności od warunków wilgotnościowych. Największe roczne sumy bilansu promieniowania notowane są na obszarach, gdzie albedo i promieniowanie efektywne są stosunkowo małe (wilgotne lasy tropikalne, sawanny). Ich najniższa wartość występuje na obszarach bardzo wilgotnych (duże zachmurzenie) i bardzo suchych (duże efektywne promieniowanie). W umiarkowanych i wysokich szerokościach geograficznych roczna wartość bilansu promieniowania maleje wraz ze wzrostem szerokości geograficznej (efekt spadku całkowitego promieniowania).
Roczne sumy bilansu promieniowania w centralnych obszarach Antarktydy są ujemne (kilka kalorii na 1 cm2). W Arktyce wartości te są bliskie zeru.
W lipcu bilans promieniowania powierzchni Ziemi na znacznej części półkuli południowej jest ujemny. Linia równowagi zerowej przebiega pomiędzy 40 a 50°S. cii. Najwyższą wartość bilansu promieniowania osiąga się na powierzchni Oceanu w tropikalnych szerokościach geograficznych półkuli północnej oraz na powierzchni niektórych mórz śródlądowych, np. Morza Czarnego (14-16 kcal/cm2 miesięcznie).
W styczniu linia równowagi zerowej znajduje się pomiędzy 40 a 50°N. cii. (nad oceanami wznosi się nieco na północ, nad kontynentami schodzi na południe). Znaczna część półkuli północnej ma ujemny bilans promieniowania. Największe wartości bilansu promieniowania ograniczają się do tropikalnych szerokości geograficznych półkuli południowej.
Średnio w ciągu roku bilans promieniowania powierzchni ziemi jest dodatni. W tym przypadku temperatura powierzchni nie wzrasta, ale pozostaje w przybliżeniu stała, co można wytłumaczyć jedynie ciągłym zużyciem nadmiaru ciepła.
Bilans radiacyjny atmosfery składa się z pochłoniętego przez nią promieniowania słonecznego i ziemskiego z jednej strony oraz promieniowania atmosferycznego z drugiej. Jest ona zawsze ujemna, ponieważ atmosfera pochłania tylko niewielką część promieniowania słonecznego, a emituje prawie tyle samo, co powierzchnia.
Bilans promieniowania powierzchni i atmosfery jako całości dla całej Ziemi przez rok jest średnio równy zeru, ale na szerokościach geograficznych może być zarówno dodatni, jak i ujemny.
Konsekwencją takiego rozkładu bilansu radiacyjnego powinno być przekazywanie ciepła w kierunku od równika do biegunów.
Bilans cieplny. Bilans promieniowania jest najważniejszym składnikiem bilansu cieplnego. Równanie bilansu ciepła powierzchniowego pokazuje, w jaki sposób napływająca energia promieniowania słonecznego jest przekształcana na powierzchni ziemi:
gdzie R jest bilansem promieniowania; LE – zużycie ciepła na parowanie (L – ciepło utajone parowania, E – parowanie);
P - turbulentna wymiana ciepła pomiędzy powierzchnią a atmosferą;
A - wymiana ciepła pomiędzy powierzchnią a znajdującymi się pod nią warstwami gleby lub wody.
Bilans radiacyjny powierzchni uznaje się za dodatni, jeśli promieniowanie pochłonięte przez powierzchnię przekracza straty ciepła, i za ujemny, jeśli ich nie uzupełnia. Wszystkie pozostałe składniki bilansu cieplnego uważa się za dodatnie, jeżeli powodują utratę ciepła przez powierzchnię (o ile odpowiadają zużyciu ciepła). Ponieważ. wszystkie składniki równania mogą się zmieniać, bilans cieplny jest stale zakłócany i przywracany na nowo.
Równanie bilansu cieplnego rozważanej powyżej powierzchni jest przybliżone, ponieważ nie uwzględnia niektórych wtórnych, ale w określonych warunkach czynników, które stają się ważne, na przykład uwalniania ciepła podczas zamrażania, jego zużycia do rozmrażania itp. .
Bilans cieplny atmosfery składa się z bilansu radiacyjnego atmosfery Ra, ciepła pochodzącego z powierzchni, Pa, ciepła uwalnianego w atmosferze podczas kondensacji, LE oraz poziomego przenoszenia ciepła (adwekcji) Aa. Bilans promieniowania atmosfery jest zawsze ujemny. Dopływ ciepła w wyniku kondensacji wilgoci oraz wielkość turbulentnego przenoszenia ciepła są dodatnie. Adwekcja ciepła prowadzi średnio w roku do jego przeniesienia z niskich szerokości geograficznych na wysokie, co oznacza zatem zużycie ciepła na niskich szerokościach geograficznych i dotarcie na wysokie szerokości geograficzne. W wyprowadzeniu wieloletnim bilans cieplny atmosfery można wyrazić równaniem Ra=Pa+LE.
Bilans cieplny powierzchni i atmosfery jako całości wynosi średnio długoterminowo 0 (ryc. 35).
Ilość promieniowania słonecznego docierającego do atmosfery w ciągu roku (250 kcal/cm2) przyjmuje się jako 100%. Promieniowanie słoneczne przenikające do atmosfery częściowo odbija się od chmur i wraca poza atmosferę – 38%, częściowo jest pochłaniane przez atmosferę – 14%, a częściowo w postaci bezpośredniego promieniowania słonecznego dociera do powierzchni ziemi – 48%. Z 48%, które docierają do powierzchni, 44% zostaje przez nią pochłonięte, a 4% zostaje odbite. Zatem albedo Ziemi wynosi 42% (38+4).
Promieniowanie pochłonięte przez powierzchnię ziemi jest wydawane w następujący sposób: 20% jest tracone przez promieniowanie efektywne, 18% na parowanie z powierzchni, 6% na ogrzewanie powietrza podczas turbulentnego przenoszenia ciepła (łącznie 24%). Utrata ciepła przez powierzchnię równoważy jego przybycie. Ciepło odbierane przez atmosferę (14% bezpośrednio od Słońca, 24% z powierzchni Ziemi) wraz z efektywnym promieniowaniem Ziemi kierowane jest w przestrzeń kosmiczną świata. Albedo Ziemi (42%) i promieniowanie (58%) równoważą dopływ promieniowania słonecznego do atmosfery.
Strefowyrozkład promieniowania słonecznego w pobliżu powierzchni Ziemi.
Promieniowanie słoneczne dociera do powierzchni Ziemi osłabione absorpcją i rozpraszaniem atmosferycznym. Ponadto w atmosferze zawsze występują chmury, a bezpośrednie promieniowanie słoneczne często nie dociera do powierzchni ziemi, jest pochłaniane, rozpraszane i odbijane przez chmury. Zachmurzenie może zmniejszyć napływ promieniowania bezpośredniego w szerokim zakresie. Na przykład w strefie pustynnej tylko 20% bezpośredniego promieniowania słonecznego jest tracone z powodu obecności chmur. Ale w klimacie monsunowym utrata bezpośredniego promieniowania z powodu zachmurzenia wynosi 75%. W Petersburgu nawet średniorocznie chmury nie przepuszczają 65% bezpośredniego promieniowania do powierzchni ziemi.
Rozkład bezpośredniego promieniowania słonecznego na kuli ziemskiej jest złożony, ponieważ stopień przezroczystości atmosfery i warunki zachmurzenia są bardzo zmienne w zależności od położenia geograficznego. Największy dopływ promieniowania bezpośredniego latem nie występuje na szerokościach polarnych, jak na granicy atmosfery, ale na 30-40° szerokości geograficznej. Na polarnych szerokościach geograficznych tłumienie promieniowania jest zbyt duże ze względu na małą wysokość słońca. Wiosną i jesienią maksymalne bezpośrednie promieniowanie nie występuje na równiku, jak na granicy atmosfery, ale przy 10-20 ° wiosną i 20-30 ° jesienią: równik jest zbyt pochmurny. Tylko zimą danej półkuli strefa równikowa otrzymuje więcej promieniowania do powierzchni Ziemi, a także do górnej granicy atmosfery, niż wszystkie inne strefy.
Wartości promieniowania rozproszonego są na ogół mniejsze niż promieniowanie bezpośrednie, ale rząd wielkości jest ten sam. W tropikalnych i średnich szerokościach geograficznych ilość rozproszonego promieniowania wynosi od połowy do dwóch trzecich promieniowania bezpośredniego; na 50-60° szerokości geograficznej jest już blisko linii prostej, a na dużych szerokościach (60-90°) promieniowanie rozproszone jest przez prawie cały rok większe od linii prostej. Latem napływ promieniowania rozproszonego na dużych szerokościach geograficznych jest większy niż w innych obszarach półkuli północnej.
Rozkład geograficzny całkowitego promieniowania
Rozważmy rozkład rocznych i miesięcznych ilości (sum) całkowitego promieniowania na kuli ziemskiej. Widzimy, że nie jest to całkiem strefowe: izolinie promieniowania na mapach nie pokrywają się z okręgami równoleżnikowymi. Odchylenia te tłumaczy się faktem, że na rozkład promieniowania na kuli ziemskiej wpływa przezroczystość atmosfery i zachmurzenie. Roczne ilości całkowitego promieniowania w tropikalnych i subtropikalnych szerokościach geograficznych przekraczają 140 kcal/cm2. Jest ich szczególnie dużo na pochmurnych subtropikalnych pustyniach, a w Afryce Północnej osiągają 200-220 kcal/cm2. Natomiast na obszarach lasów równikowych, gdzie występuje duże zachmurzenie (nad dorzeczem Amazonki i Kongo, nad Indonezją) spada do 100-120 kcal/cm2. W przypadku wyższych szerokości geograficznych obu półkul roczne ilości całkowitego promieniowania maleją, osiągając 60-80 kcal/cm2 na 60° szerokości geograficznej. Ale potem rosną ponownie - niewiele na półkuli północnej, ale bardzo znacząco nad zachmurzoną i zaśnieżoną Antarktydą, gdzie w głębi lądu osiągają 120-130 kcal/cm2, czyli wartości zbliżone do tropikalnych i przekraczające równikowe. Nad oceanami ilość promieniowania jest mniejsza niż nad lądem.
W grudniu największe ilości promieniowania, do 20-22 kcal/cm2 i więcej, występują na pustyniach półkuli południowej. Jednak w pochmurnych obszarach w pobliżu równika spada do 8-12 kcal/cm2. Na zimowej półkuli północnej promieniowanie gwałtownie maleje w kierunku północnym; na północ od 50. równoleżnika wynosi mniej niż 2 kcal/cm2 i jest równe zero nieco na północ od koła polarnego. Latem na półkuli południowej spada w kierunku południowym do 10 kcal/cm2 i niżej na szerokościach geograficznych 50-60°. Potem jednak rośnie - do 20 kcal/cm2 u wybrzeży Antarktydy i ponad 30 kcal/cm2 w głębi Antarktydy, gdzie jest więc wyższa niż latem w tropikach.
W czerwcu największe dawki promieniowania, powyżej 22 kcal/cm2, występują w północno-wschodniej Afryce, Arabii i na wyżynach Iranu. Do 20 kcal/cm2 i więcej występują w Azji Środkowej; znacznie mniej, do 14 kcal/cm2, w tropikalnych częściach kontynentów półkuli południowej. W pochmurnych rejonach równikowych, podobnie jak w grudniu, spadają one do 8-12 kcal/cm2. Latem na półkuli północnej ilość promieniowania maleje powoli od stref podzwrotnikowych na północ i na północ od 50 ° N. cii. wzrastać, osiągając 20 kcal/cm2 i więcej w basenie Arktyki. Na zimowej półkuli południowej gwałtownie maleją w kierunku południowym, do zera za kołem podbiegunowym.
(http://gisssu.narod.ru/world/wcl_txt.ht
Promieniowania słonecznego- energia promieniowania słonecznego docierającego do Ziemi w postaci strumienia fal elektromagnetycznych.
Słońce rozprzestrzenia wokół siebie silne promieniowanie elektromagnetyczne. Tylko jedna dwumiliardowa tej ilości przedostaje się do górnych warstw atmosfery ziemskiej, ale i to stanowi ogromną liczbę kalorii na minutę.
Nie cały strumień energii dociera do powierzchni Ziemi – większość z niej jest wyrzucana przez planetę w przestrzeń kosmiczną. Ziemia odzwierciedla atak tych promieni, które są szkodliwe dla żywej materii planety. Promienie słoneczne w drodze na Ziemię napotykają przeszkody w postaci pary wodnej wypełniającej atmosferę, cząsteczek dwutlenku węgla i cząstek pyłu zawieszonych w powietrzu. Atmosferyczny „filtr” pochłania znaczną część promieni, rozprasza je, odbija. Odbicie chmur jest szczególnie wysokie. W rezultacie powierzchnia ziemi otrzymuje bezpośrednio tylko 2/3 promieniowania transmitowanego przez ekran ozonowy. Ale nawet z tej części wiele odbija się zgodnie z odbiciem różnych powierzchni.
Nieco ponad 100 000 kalorii na 1 cm2 na minutę przedostaje się na całą powierzchnię Ziemi. Promieniowanie to jest pochłaniane przez roślinność, glebę, powierzchnię mórz i oceanów. Zamienia się w ciepło, które jest wykorzystywane do ogrzewania warstw atmosfery, ruchu mas powietrza i wody oraz tworzenia najróżniejszych form życia na Ziemi.
Promieniowanie słoneczne dociera do powierzchni ziemi na różne sposoby:
- promieniowanie bezpośrednie: promieniowanie otrzymywane bezpośrednio od Słońca, jeśli nie jest osłonięte chmurami;
- promieniowanie rozproszone: promieniowanie z nieba lub chmur, które rozpraszają promienie słoneczne;
- termiczne: promieniowanie pochodzi z atmosfery ogrzanej w wyniku narażenia na promieniowanie.
Promieniowanie bezpośrednie i rozproszone dociera tylko w ciągu dnia. Razem tworzą całkowite promieniowanie. To promieniowanie słoneczne, które pozostaje po utracie w wyniku odbicia od powierzchni, nazywa się pochłoniętym.
Promieniowanie słoneczne mierzy się za pomocą instrumentu zwanego aktynometrem.
Słońce zalewa Ziemię całym oceanem energii, która jest praktycznie niewyczerpana, dlatego w ostatnich latach coraz więcej uwagi poświęca się problemowi wykorzystania energii słonecznej w gospodarce. W różnych krajach działają już destylatory słoneczne, podgrzewacze wody, suszarki. Sztuczne satelity, statki kosmiczne i laboratoria wystrzeliwane z Ziemi działają wyłącznie w oparciu o energię promieniowania słonecznego.
Wikipedia o promieniowaniu słonecznym
Wyszukiwanie w witrynie:
Na zmiany napływu ciepła w krótkich okresach czasu i jego nierównomierny rozkład w powłoce krajobrazowej wpływa szereg okoliczności, z których rozważymy najważniejsze.
Niewielkie okresowe zmiany promieniowania zależą przede wszystkim od tego, że Ziemia krąży wokół Słońca po orbicie eliptycznej, a co za tym idzie, zmienia się jej odległość od Słońca. W peryhelium, czyli w punkcie orbity najbliższym Słońca (Ziemia znajduje się na nim w obecnej epoce 1 stycznia), odległość wynosi 147 milionów km; w aphelium, czyli najdalszym punkcie orbity od Słońca (3 lipca), odległość ta wynosi już 152 mln km; różnica wynosi 5 milionów km. Zgodnie z tym na początku stycznia promieniowanie wzrasta o 3,4% w porównaniu ze średnią (tj. obliczoną dla średniej odległości Ziemi od Słońca), a na początku lipca maleje o 3,5%.
Bardzo ważnym czynnikiem decydującym o ilości promieniowania odbieranego przez tę lub inną część powierzchni ziemi jest kąt padania promieni słonecznych. Jeżeli J jest natężeniem promieniowania podczas pionowego padania promieni, to gdy spotykają się one z powierzchnią pod kątem α, natężenie promieniowania będzie wynosić J sin α: im ostrzejszy kąt, tym na większym obszarze powinna być rozłożona energia wiązki promieni, a zatem tym mniej będzie miał na jednostkę powierzchni.
Kąt, jaki promienie słoneczne tworzą z powierzchnią ziemi, zależy od ukształtowania terenu, szerokości geograficznej i wysokości Słońca nad horyzontem, która zmienia się zarówno w ciągu dnia, jak i w ciągu roku.
Na nierównym terenie (nie ma znaczenia, czy mówimy o górach, czy o małych nierównościach) różne elementy płaskorzeźby są nierównomiernie oświetlane przez Słońce. Na nasłonecznionym zboczu wzgórza kąt padania promieni jest większy niż na równinie u podnóża wzgórza, natomiast na przeciwległym zboczu kąt ten jest bardzo mały. W pobliżu Leningradu zbocze wzgórza, skierowane na południe i nachylone pod kątem 10 °, ma takie same warunki termiczne jak platforma pozioma w pobliżu Charkowa.
Zimą strome zbocza skierowane na południe są lepiej ogrzewane niż łagodnie nachylone (ponieważ Słońce jest zazwyczaj nisko nad horyzontem). Latem łagodne zbocza ekspozycji południowej otrzymują więcej ciepła, a strome mniej niż powierzchnia pozioma. Zbocza ekspozycji północnej na naszej półkuli o każdej porze roku otrzymują najmniejszą ilość promieniowania.
Zależność kąta padania promieni słonecznych od szerokości geograficznej jest dość skomplikowana, gdyż przy istniejącym kącie nachylenia ekliptyki wysokość Słońca w danym miejscu (a co za tym idzie kąt padania promieni słonecznych na płaszczyźnie horyzontu) zmienia się nie tylko w ciągu jednego dnia, ale także w ciągu roku.
Najwyższa wysokość w południe, która znajduje się na szerokości geograficznej φ. Słońce osiąga w dniach równonocy 90° – φ, w dniu przesilenia letniego 90° – φ + 23°, 5, a w dniu przesilenia zimowego 90° – φ – 23°,5.
W konsekwencji największy kąt padania światła słonecznego w południe na równiku w ciągu roku waha się od 90° do 66°,5, a na biegunie od -23°,5 do +23°,5, czyli praktycznie od 0° do + 23 °,5 (ponieważ kąt ujemny charakteryzuje stopień zanurzenia Słońca pod horyzontem).
Otoczka gazowa Ziemi odgrywa ważną rolę w konwersji promieniowania słonecznego. Cząsteczki powietrza, pary wodnej i cząsteczki kurzu rozpraszają światło słoneczne; Dzięki temu jest jasne w ciągu dnia i przy braku bezpośredniego światła słonecznego. Atmosfera dodatkowo pochłania pewną ilość energii promieniowania, czyli zamienia ją w ciepło. Wreszcie promieniowanie słoneczne wpadające do atmosfery jest częściowo odbijane z powrotem w przestrzeń kosmiczną. Chmury są szczególnie silnymi reflektorami.
W rezultacie nie całe promieniowanie, które przedostało się przez granicę atmosfery, dociera do powierzchni Ziemi, ale tylko jego część, a ponadto zmienia się jakościowo (pod względem składu widmowego), ponieważ fale krótsze niż 0,3 μ, energicznie absorbowane przez tlen i ozon, nie docierają do powierzchni Ziemi, a fale widzialne rozpraszają się nierównomiernie.
Oczywiście przy braku atmosfery reżim termiczny Ziemi różniłby się od faktycznie obserwowanego. Dla całej serii obliczeń i porównań często wygodnie jest wyeliminować wpływ atmosfery na promieniowanie, aby mieć pojęcie promieniowania w najczystszej postaci. W tym celu obliczana jest tzw. stała słoneczna, czyli ilość ciepła wytworzona w ciągu 1 minuty. za 1 mkw. cm czarnej (pochłaniającej całe promieniowanie) powierzchni prostopadłej do promieni słonecznych, które Ziemia otrzymałaby w swojej średniej odległości od Słońca i przy braku atmosfery. Stała słoneczna wynosi 1,9 cal.
W obecności atmosfery czynnik wpływający na promieniowanie, jakim jest długość drogi promienia słonecznego w atmosferze, nabiera szczególnego znaczenia. Im większa gęstość powietrza musi przeniknąć promień słońca, tym więcej energii straci ono w procesach rozpraszania, odbicia i absorpcji. Długość ścieżki wiązki zależy bezpośrednio od wysokości Słońca nad horyzontem, a co za tym idzie, od pory dnia i pory roku. Jeśli długość ścieżki promienia słonecznego przez atmosferę na wysokości Słońca 90 ° przyjmie się jako jedność, wówczas długość ścieżki na wysokości Słońca 40 ° podwoi się, na wysokości 10 ° stanie się równa 5.7 itd.
Dla reżimu termicznego powierzchni Ziemi bardzo ważny jest również czas jej oświetlenia przez Słońce. Ponieważ Słońce świeci tylko w ciągu dnia, czynnikiem decydującym będzie tutaj długość dnia, która zmienia się w zależności od pory roku.
Na koniec należy pamiętać, że chociaż natężenie promieniowania mierzy się w odniesieniu do powierzchni, która pochłania całe promieniowanie, tak naprawdę energia słoneczna padająca na ciała o różnym charakterze nie jest absorbowana równomiernie. Stosunek promieniowania odbitego do promieniowania padającego nazywa się albedo. Od dawna wiadomo, że albedo czarnej gleby, jasnych skał, przestrzeni trawiastej, powierzchni zbiornika itp. Jest bardzo zróżnicowane. Jasne piaski odbijają 30-35%, czarna gleba (próchnica) 26%, zielona trawa 26% promieniowania. W przypadku świeżo opadłego, czystego i suchego śniegu albedo może osiągnąć 97%. Mokra gleba pochłania promieniowanie inaczej niż sucha: sucha niebieska glina odbija 23% promieniowania, ta sama mokra glina 16%. W rezultacie, nawet przy tym samym napływie promieniowania, w tych samych warunkach reliefowych, różne punkty na powierzchni ziemi otrzymają różną ilość ciepła.
Spośród czynników okresowych, które wyznaczają pewien rytm wahań promieniowania, szczególne znaczenie ma zmiana pór roku.
Jeśli znajdziesz błąd, zaznacz fragment tekstu i kliknij Ctrl+Enter.
W kontakcie z
Koledzy z klasy
Promieniowanie słoneczne jest rozumiane jako promieniowanie Słońca, które mierzy się jego efektem termicznym i intensywnością.
Promieniowanie słoneczne, które dociera bezpośrednio do powierzchni Ziemi, nazywa się bezpośrednie promieniowanie słoneczne. Część promieniowania słonecznego jest rozpraszana w atmosferze, po czym dociera do powierzchni planety, takie promieniowanie nazywa się rozproszone promieniowanie słoneczne. Promieniowanie bezpośrednie i rozproszone razem tworzą całkowite promieniowanie słoneczne.
Całkowite promieniowanie słoneczne jest określane na podstawie działania termicznego na jednostkę powierzchni w jednostce czasu. Wyrażane w kaloriach lub dżulach.
Ilość całkowitego promieniowania słonecznego padającego na powierzchnię zależy od wysokości Słońca, długości dnia, właściwości atmosfery (jej przezroczystości, zachmurzenia).
Ponieważ Ziemia jest kulista, słońce wschodzi najwyżej nad horyzontem na równiku. Tutaj promienie słoneczne padają prostopadle do powierzchni. Zbliżając się do biegunów, promienie słoneczne padają już przy coraz większym nachyleniu i dlatego przynoszą coraz mniej ciepła. Ponadto im bliżej równika, tym dzień jest dłuższy, a co za tym idzie, powierzchnia otrzymuje więcej ciepła.
Jednak na całkowite promieniowanie słoneczne wpływa nie tylko szerokość geograficzna.
Promieniowanie słoneczne i jego wpływ na organizm człowieka i klimat
Na równiku wysokie chmury i wilgoć uniemożliwiają przenikanie światła słonecznego. Dlatego tutaj całkowite promieniowanie słoneczne jest mniejsze niż w kontynentalnym klimacie tropikalnym (na przykład na terytorium Sahary).
Słońce jest źródłem światła i ciepła, których potrzebuje całe życie na Ziemi. Ale oprócz fotonów światła emituje twarde promieniowanie jonizujące, składające się z jąder i protonów helu. Dlaczego to się dzieje?
Przyczyny promieniowania słonecznego
Promieniowanie słoneczne generowane jest w ciągu dnia podczas rozbłysków chromosferycznych – gigantycznych eksplozji zachodzących w atmosferze Słońca. Część materii słonecznej zostaje wyrzucona w przestrzeń kosmiczną, tworząc promienie kosmiczne, składające się głównie z protonów i niewielkiej ilości jąder helu. Te naładowane cząstki docierają do powierzchni Ziemi 15-20 minut po tym, jak rozbłysk słoneczny stanie się widoczny.
Powietrze odcina pierwotne promieniowanie kosmiczne, powodując kaskadowy deszcz nuklearny, który zanika wraz ze spadkiem wysokości. W tym przypadku rodzą się nowe cząstki - piony, które rozpadają się i zamieniają w miony. Wnikają w dolne warstwy atmosfery i opadają na ziemię, zakopując się na głębokość do 1500 metrów. To miony są odpowiedzialne za powstawanie wtórnego promieniowania kosmicznego i promieniowania naturalnego, które oddziałuje na człowieka.
Widmo promieniowania słonecznego
Widmo promieniowania słonecznego obejmuje zarówno obszary fal krótkich, jak i długich:
- promienie gamma;
- promieniowanie rentgenowskie;
- Promieniowanie UV;
- widzialne światło;
- promieniowanie podczerwone.
Ponad 95% promieniowania słonecznego pada na obszar „okna optycznego” – widzialnej części widma z sąsiadującymi obszarami fal ultrafioletowych i podczerwonych.
Co to jest promieniowanie słoneczne? Rodzaje promieniowania i jego wpływ na organizm
W miarę przechodzenia przez warstwy atmosfery działanie promieni słonecznych zostaje osłabione – całe promieniowanie jonizujące, rentgenowskie i prawie 98% ultrafioletu zostaje zatrzymane przez atmosferę ziemską. Prawie bez strat światło widzialne i promieniowanie podczerwone docierają do ziemi, chociaż są również częściowo pochłaniane przez cząsteczki gazu i cząsteczki pyłu znajdujące się w powietrzu.
Pod tym względem promieniowanie słoneczne nie powoduje zauważalnego wzrostu promieniowania radioaktywnego na powierzchni Ziemi. Udział Słońca wraz z promieniami kosmicznymi w tworzeniu całkowitej rocznej dawki promieniowania wynosi zaledwie 0,3 mSv/rok. Jest to jednak wartość średnia, w rzeczywistości poziom promieniowania padającego na ziemię jest różny i zależy od położenia geograficznego obszaru.
Gdzie promieniowanie jonizujące Słońca jest silniejsze?
Największa moc promieni kosmicznych jest ustalona na biegunach, a najmniejsza - na równiku. Dzieje się tak dlatego, że pole magnetyczne Ziemi odchyla naładowane cząstki spadające z kosmosu w stronę biegunów. Ponadto promieniowanie wzrasta wraz z wysokością - na wysokości 10 kilometrów nad poziomem morza jego wartość wzrasta 20-25 razy. Mieszkańcy wysokich gór narażeni są na aktywne działanie wyższych dawek promieniowania słonecznego, gdyż atmosfera w górach jest cieńsza i łatwiej przez nią przenikają kwanty gamma i cząstki elementarne pochodzące ze Słońca.
Ważny. Poziom promieniowania do 0,3 mSv/h nie powoduje poważnych skutków, jednak przy dawce 1,2 µSv/h zaleca się opuszczenie terenu, a w sytuacji awaryjnej przebywanie na jego terenie nie dłużej niż 6 miesięcy . Jeśli odczyty zostaną podwojone, należy ograniczyć pobyt w tym obszarze do trzech miesięcy.
Jeżeli nad poziomem morza roczna dawka promieniowania kosmicznego wynosi 0,3 mSv/rok, to wraz ze wzrostem wysokości co sto metrów liczba ta wzrasta o 0,03 mSv/rok. Po przeprowadzeniu drobnych obliczeń możemy stwierdzić, że tygodniowy urlop w górach na wysokości 2000 m n.p.m. da ekspozycję na poziomie 1 mSv/rok i zapewni prawie połowę całkowitej rocznej normy (2,4 mSv/rok).
Okazuje się, że mieszkańcy gór otrzymują roczną dawkę promieniowania wielokrotnie wyższą od normy i powinni częściej chorować na białaczkę i raka niż ludzie zamieszkujący równiny. Właściwie tak nie jest. Wręcz przeciwnie, niższą śmiertelność z powodu tych chorób odnotowuje się w regionach górskich, a część populacji to osoby długowątkowe. Potwierdza to fakt, że długotrwały pobyt w miejscach o dużej aktywności radiacyjnej nie ma negatywnego wpływu na organizm człowieka.
Rozbłyski słoneczne – duże zagrożenie radiacyjne
Rozbłyski na Słońcu stanowią wielkie zagrożenie dla ludzi i całego życia na Ziemi, ponieważ gęstość strumienia promieniowania słonecznego może tysiąckrotnie przekroczyć zwykły poziom promieniowania kosmicznego. W ten sposób wybitny radziecki naukowiec A. L. Chizhevsky połączył okresy powstawania plam słonecznych z epidemiami tyfusu (1883–1917) i cholery (1823–1923) w Rosji. Na podstawie sporządzonych przez siebie wykresów już w 1930 r. przewidział pojawienie się w latach 1960-1962 rozległej pandemii cholery, która rozpoczęła się w Indonezji w 1961 r., a następnie szybko rozprzestrzeniła się na inne kraje Azji, Afryki i Europy.
Obecnie otrzymano wiele danych świadczących o powiązaniu jedenastoletnich cykli aktywności słonecznej z wybuchami chorób, a także z masowymi migracjami i sezonami szybkiego rozmnażania się owadów, ssaków i wirusów. Hematolodzy odkryli wzrost liczby zawałów serca i udarów mózgu w okresach maksymalnej aktywności słonecznej. Takie statystyki wynikają z faktu, że w tym czasie ludzie mają zwiększoną krzepliwość krwi, a ponieważ u pacjentów z chorobami serca aktywność kompensacyjna jest obniżona, występują zaburzenia w jej pracy, aż do martwicy tkanki serca i krwotoków w mózgu.
Duże rozbłyski słoneczne nie zdarzają się tak często – raz na 4 lata. W tym czasie wzrasta liczba i rozmiar plam, w koronie słonecznej powstają potężne promienie koronalne, składające się z protonów i niewielkiej ilości cząstek alfa. Astrolodzy zarejestrowali swój najpotężniejszy strumień w 1956 r., kiedy gęstość promieniowania kosmicznego na powierzchni Ziemi wzrosła czterokrotnie. Kolejną konsekwencją takiej aktywności słonecznej była zorza odnotowana w Moskwie i regionie moskiewskim w 2000 roku.
Jak się chronić?
Oczywiście zwiększone promieniowanie tła w górach nie jest powodem do rezygnacji z wycieczek w góry. To prawda, że warto pomyśleć o środkach bezpieczeństwa i wybrać się w podróż z przenośnym radiometrem, który pomoże kontrolować poziom promieniowania i w razie potrzeby ograniczyć czas przebywania w niebezpiecznych obszarach. W obszarze, gdzie licznik wskazuje wartość promieniowania jonizującego wynoszącą 7 μSv/h, nie należy przebywać dłużej niż miesiąc.
Całkowite promieniowanie słoneczne i bilans promieniowania
Promieniowanie całkowite to suma promieniowania bezpośredniego (na powierzchni poziomej) i rozproszonego. Skład całkowitego promieniowania, tj. stosunek promieniowania bezpośredniego do rozproszonego, zmienia się w zależności od wysokości słońca, przezroczystości, atmosfery i zachmurzenia.
Przed wschodem słońca całkowite promieniowanie składa się całkowicie, a na małych wysokościach słońca - głównie z promieniowania rozproszonego. Wraz ze wzrostem wysokości słońca udział promieniowania rozproszonego w składzie całości przy bezchmurnym niebie maleje: przy h = 8° wynosi 50%, a przy h = 50° tylko 10-20% .
Im bardziej przejrzysta atmosfera, tym mniejszy udział promieniowania rozproszonego w całości.
3. W zależności od kształtu, wysokości i liczby chmur udział promieniowania rozproszonego wzrasta w różnym stopniu. Kiedy słońce jest zakryte gęstymi chmurami, całkowite promieniowanie składa się wyłącznie z promieniowania rozproszonego. Przy takich chmurach promieniowanie rozproszone tylko częściowo kompensuje spadek w linii prostej, dlatego też wzrostowi liczby i gęstości chmur towarzyszy przeciętnie spadek promieniowania całkowitego. Ale przy małym lub cienkim zachmurzeniu, gdy słońce jest całkowicie otwarte lub nie całkowicie zakryte chmurami, całkowite promieniowanie w wyniku wzrostu promieniowania rozproszonego może okazać się większe niż przy bezchmurnym niebie.
Dobowy i roczny przebieg całkowitego promieniowania zależy głównie od zmiany wysokości słońca: całkowite promieniowanie zmienia się niemal wprost proporcjonalnie do zmiany wysokości słońca.
Promieniowanie słoneczne lub promieniowanie jonizujące ze słońca
Jednak wpływ zachmurzenia i przejrzystości powietrza znacznie komplikuje tę prostą zależność i zakłóca płynny przebieg całkowitego promieniowania.
Całkowite promieniowanie zależy również w dużym stopniu od szerokości geograficznej miejsca. Wraz ze spadkiem szerokości geograficznej zwiększają się jego dzienne sumy, a im mniejsza szerokość geograficzna miejsca, tym bardziej równomiernie rozkłada się całkowite promieniowanie w miesiącach, tj. Im mniejsza jest amplituda jego rocznej zmienności. Na przykład w Pawłowsku (φ \u003d 60 °) jego miesięczne ilości wahają się od 12 do 407 cal / cm 2, w Waszyngtonie (φ \u003d 38,9 °) - od 142 do 486 cal / cm 2, a w Takubai (φ \ u003d 19 °) - od 307 do 556 cal / cm2. Roczne ilości całkowitego promieniowania również rosną wraz ze zmniejszaniem się szerokości geograficznej. Jednak w niektórych miesiącach całkowite promieniowanie w obszarach polarnych może być większe niż na niższych szerokościach geograficznych. Na przykład w zatoce Tikhaya w czerwcu całkowite promieniowanie jest o 37% większe niż w Pawłowsku i o 5% większe niż w Teodozji.
Ciągłe obserwacje Antarktydy w ciągu ostatnich 7-8 lat pokazują, że miesięczne całkowite promieniowanie na tym obszarze w najcieplejszym miesiącu (grudzień) jest około 1,5 razy większe niż na tych samych szerokościach geograficznych w Arktyce i jest równe odpowiednim ilościom w Krymie i w Taszkencie. Nawet roczna ilość całkowitego promieniowania na Antarktydzie jest większa niż na przykład w Petersburgu. Tak znaczące przybycie promieniowania słonecznego na Antarktydę tłumaczy się suchością powietrza, dużą wysokością stacji antarktycznych nad poziomem morza oraz wysokim współczynnikiem odbicia powierzchni śniegu (70-90%), co zwiększa promieniowanie rozproszone.
Różnica pomiędzy wszystkimi strumieniami energii promieniowania docierającymi do powierzchni aktywnej i ją opuszczającymi nazywana jest bilansem promieniowania powierzchni aktywnej. Innymi słowy, bilans promieniowania powierzchni aktywnej jest różnicą pomiędzy wejściem i wyjściem promieniowania na tę powierzchnię. Jeżeli powierzchnia jest pozioma, wówczas przychodząca część bilansu obejmuje promieniowanie bezpośrednie docierające do powierzchni poziomej, promieniowanie rozproszone i przeciwpromieniowanie atmosfery. Zużycie promieniowania składa się z odbitego promieniowania krótkofalowego i długofalowego powierzchni aktywnej oraz części przeciwpromieniowania atmosfery odbitej od niej.
Bilans promieniowania to rzeczywisty dochód lub zużycie energii promieniowania na powierzchni czynnej, od którego zależy, czy będzie ona ogrzewana, czy chłodzona. Jeżeli dochód energii promieniowania jest większy niż jej zużycie, wówczas bilans promieniowania jest dodatni i powierzchnia nagrzewa się. Jeśli wejście jest mniejsze niż wyjście, wówczas bilans promieniowania jest ujemny i powierzchnia się ochładza. Bilans promieniowania jako całość, jak i jego poszczególne elementy, zależy od wielu czynników. Szczególnie silnie wpływa na to wysokość słońca, czas nasłonecznienia, charakter i stan powierzchni czynnej, zmętnienie atmosfery, zawartość w niej pary wodnej, zachmurzenie itp.
Bilans chwilowy (minutowy) w ciągu dnia jest zazwyczaj dodatni, zwłaszcza latem. Na około 1 godzinę przed zachodem słońca (z wyłączeniem czasu zimowego) wydatek energii promieniowania zaczyna przekraczać jej przybycie, a bilans promieniowania staje się ujemny. Około 1 godziny po wschodzie słońca temperatura ponownie staje się dodatnia. Dobowa zmiana równowagi w ciągu dnia przy bezchmurnym niebie jest w przybliżeniu równoległa do przebiegu promieniowania bezpośredniego. W nocy bilans promieniowania zwykle zmienia się niewiele, ale pod wpływem zmiennego zachmurzenia może się znacznie zmienić.
Roczne sumy bilansu promieniowania są dodatnie na całej powierzchni lądów i oceanów, z wyjątkiem obszarów o trwałej pokrywie śnieżnej lub lodowej, takich jak Środkowa Grenlandia i Antarktyda. Na północ od 40° szerokości geograficznej północnej i na południe od 40° szerokości geograficznej południowej zimowe miesięczne sumy bilansu promieniowania są ujemne, a okres z ujemnym bilansem wydłuża się w kierunku biegunów. Zatem w Arktyce sumy te są dodatnie tylko w miesiącach letnich, na 60° szerokości geograficznej – przez siedem miesięcy i na 50° szerokości geograficznej – przez dziewięć miesięcy. Roczne sumy bilansu promieniowania zmieniają się podczas przemieszczania się z lądu do morza.
Bilans radiacyjny układu Ziemia-atmosfera to bilans energii promieniowania w pionowej kolumnie atmosfery o przekroju 1 cm 2 rozciągającej się od powierzchni czynnej do górnej granicy atmosfery. Jego część przychodząca składa się z promieniowania słonecznego pochłoniętego przez powierzchnię czynną i atmosferę, a część wychodząca składa się z tej części promieniowania długofalowego powierzchni Ziemi i atmosfery, która trafia w przestrzeń światową. Bilans promieniowania układu Ziemia-atmosfera jest dodatni w pasie od 30°S do 30°N i ujemny na wyższych szerokościach geograficznych
Badanie bilansu promieniowania ma duże znaczenie praktyczne, ponieważ równowaga ta jest jednym z głównych czynników kształtujących klimat. Od jego wartości zależy nie tylko reżim termiczny gleby lub zbiornika wodnego, ale także przylegających do nich warstw atmosfery. Znajomość bilansu radiacyjnego ma ogromne znaczenie przy obliczaniu parowania, badaniu zagadnień powstawania i przemian mas powietrza oraz rozważaniu wpływu promieniowania na człowieka i świat roślin.
Strona 1 z 4
ROZKŁAD CIEPŁA I ŚWIATŁA NA ZIEMI
Słońce jest gwiazdą Układu Słonecznego, która jest źródłem ogromnej ilości ciepła i oślepiającego światła dla planety Ziemia. Pomimo tego, że Słońce znajduje się w znacznej odległości od nas i dociera do nas tylko niewielka część jego promieniowania, to wystarczy to do rozwoju życia na Ziemi. Nasza planeta krąży wokół Słońca po orbicie.
Promieniowania słonecznego
Jeśli obserwujemy Ziemię ze statku kosmicznego w ciągu roku, można zauważyć, że Słońce zawsze oświetla tylko jedną połowę Ziemi, dlatego będzie tam dzień, a na przeciwnej połowie będzie wtedy noc. Powierzchnia ziemi odbiera ciepło tylko w ciągu dnia.
Nasza Ziemia nagrzewa się nierównomiernie.
Nierównomierne nagrzewanie się Ziemi tłumaczy się jej kulistym kształtem, zatem kąt padania promieni słonecznych w różnych obszarach jest inny, co oznacza, że różne części Ziemi otrzymują różną ilość ciepła. Na równiku promienie słoneczne padają pionowo i silnie nagrzewają Ziemię. Im dalej od równika, tym kąt padania wiązki staje się mniejszy, a co za tym idzie, obszary te otrzymują mniej ciepła. Ta sama wiązka mocy promieniowania słonecznego ogrzewa znacznie mniejszy obszar w pobliżu równika, ponieważ spada pionowo. Ponadto promienie padające pod mniejszym kątem niż na równiku, przenikając do atmosfery, pokonują w niej dłuższą drogę, w wyniku czego część promieni słonecznych zostaje rozproszona w troposferze i nie dociera do powierzchni Ziemi. Wszystko to wskazuje, że w miarę oddalania się od równika na północ lub południe temperatura powietrza spada wraz ze spadkiem kąta padania promieni słonecznych.
23 4 Dalej >Powrót do końca >>
(Q) to połączenie bezpośredniego promieniowania słonecznego pochodzącego bezpośrednio od słońca i promieniowania rozproszonego (energii promienistej rozproszonej przez chmury i przez nią samą).
Całkowite promieniowanie na bezchmurnym niebie (promieniowanie możliwe) zależy od szerokości geograficznej miejsca, wysokości słońca, rodzaju podłoża i przezroczystości atmosfery, tj. od zawartości aerozoli w nim i. Wzrost zawartości aerozoli prowadzi do zmniejszenia promieniowania bezpośredniego i wzrostu promieniowania rozproszonego. To ostatnie występuje również wraz ze wzrostem albedo powierzchni bazowej. Udział promieniowania rozproszonego w sumie na bezchmurnym niebie wynosi 20–25%.
Rozkład miesięcznych i rocznych sum całkowitego promieniowania na terytorium Rosji przy bezchmurnym niebie podano w tabeli w postaci wartości uśrednionych dla szerokości geograficznej.
We wszystkich porach roku ilość całkowitego promieniowania wzrasta z północy na południe, zgodnie ze zmianą wysokości słońca. Wyjątkiem jest okres od maja do lipca, kiedy połączenie długiego dnia i wysokości słońca zapewnia dość wysokie wartości całkowitego promieniowania na północy.
Całkowite promieniowanie na bezchmurnym niebie charakteryzuje się występowaniem wyższych wartości w części azjatyckiej w porównaniu z częścią europejską.
W warunkach bezchmurnego nieba całkowite promieniowanie wykazuje proste wahania dobowe z maksimum w południe. W przebiegu rocznym maksimum obserwuje się w czerwcu - miesiącu najwyższej wysokości słońca.
Miesięczny i roczny napływ całkowitego promieniowania w warunkach rzeczywistych to tylko część możliwych, co jest przejawem wpływu zachmurzenia. Największe odchylenia rzeczywistego miesięcznego napływu od możliwego obserwuje się latem na Dalekim Wschodzie, gdzie pod wpływem monsunu zachmurzenie zmniejsza całkowite promieniowanie o 40–60%. Ogólnie rzecz biorąc, w ciągu roku największy udział w możliwym całkowitym promieniowaniu występuje w najbardziej wysuniętych na południe regionach Rosji - do 80%.
W obecności chmur o całkowitym promieniowaniu decyduje nie tylko liczba i kształt chmur, ale także stan dysku słonecznego. Przy otwartym dysku słonecznym pojawienie się chmur prowadzi do wzrostu całkowitego promieniowania w wyniku wzrostu promieniowania rozproszonego. W niektóre dni promieniowanie rozproszone może być współmierne z promieniowaniem bezpośrednim. W takich przypadkach dzienne dotarcie całkowitego promieniowania może przekroczyć promieniowanie na bezchmurnym niebie.
Czynnik astronomiczny jest czynnikiem decydującym o rocznym przebiegu całkowitego promieniowania, jednak ze względu na wpływ zachmurzenia maksymalne nabycie promieniowania można zaobserwować nie w czerwcu, jak to jest typowe dla bezchmurnego nieba, ale w lipcu, a nawet w maju.
Byłbym wdzięczny, jeśli udostępnisz ten artykuł w sieciach społecznościowych: