Mis määrab päikesekiirguse hulga. Päikesekiirgus - mis see on? Kogu päikesekiirgus

LOENG 3

KIIRGUSBILANS JA SELLE KOMPONENDID

Päikesekiirguse jõudmine maa pind, peegeldub osaliselt sellest ja osaliselt neeldub Maast. Kuid Maa mitte ainult ei neela kiirgust, vaid kiirgab ka ise pikalainelist kiirgust ümbritsevasse atmosfääri. Atmosfäär, mis neelab osa päikesekiirgusest ja suurema osa maapinna kiirgusest, kiirgab ka ise pikalainelist kiirgust. Suurem osa sellest atmosfäärikiirgusest on suunatud maapinnale. Seda nimetatakseatmosfääri kiirguse vastu .

Maa aktiivsesse kihti tuleva ja sealt lahkuva kiirgusenergia voogude vahet nimetataksekiirgusbilanss aktiivne kiht.

Kiirgusbilanss koosneb lühi- ja pikalainekiirgusest. See sisaldab järgmisi elemente, mida nimetatakse kiirgusbilansi komponentideks:otsene kiirgus, hajutatud kiirgus, peegeldunud kiirgus (lühilaine), maapinna kiirgus, atmosfääri vastukiirgus .

Vaatleme kiirgusbilansi komponente.

otsene päikesekiirgus

Otsese kiirguse energiavalgustus sõltub Päikese kõrgusest ja atmosfääri läbipaistvusest ning suureneb kõrguse suurenedes merepinnast. Madalama astme pilved ei edasta otsest kiirgust tavaliselt täielikult või peaaegu mitte.

Maapinnale jõudva päikesekiirguse lainepikkused jäävad vahemikku 0,29-4,0 mikronit. Ligikaudu pool selle energiast pärineb fluorosünteetiliselt aktiivne kiirgus. Piirkonnas PAR Kiirguse nõrgenemine Päikese kõrguse vähenemisega toimub kiiremini kui infrapunakiirguse piirkonnas. Päikese otsese kiirguse saabumine, nagu juba mainitud, sõltub Päikese kõrgusest horisondi kohal, mis varieerub nii päeval kui ka aasta jooksul. See määrab otsese kiirguse igapäevase ja aastase kulgemise.

Otsese kiirguse muutust pilvitu päeva jooksul (ööpäevane kõikumine) väljendab unimodaalne kõver, mille maksimum on tõelise päikese keskpäeval. Suvel võib maismaa kohal maksimum tekkida enne keskpäeva, kuna keskpäevaks suureneb atmosfääri tolmusus.

Poolustelt ekvaatorile liikudes suureneb otsekiirguse saabumine igal aastaajal, kuna see suurendab Päikese keskpäevast kõrgust.

Otsese kiirguse aastane kulg on kõige tugevam poolustel, kuna talvel pole päikesekiirgust üldse ja suvel ulatub selle saabumine 900 W / m². Keskmistel laiuskraadidel täheldatakse otsese kiirguse maksimumi mõnikord mitte suvel, vaid kevadel, kuna suvekuudel väheneb veeauru ja tolmu sisalduse suurenemise tõttu atmosfääri läbipaistvus / Miinimum langeb talvisele pööripäevale lähedane periood (detsember). Ekvaatoril on kaks maksimumi, mis on võrdsed ligikaudu 920 W / m² kevad- ja sügispööripäevadel ning kaks miinimumi (umbes 550 W / m²) suviste ja talviste pööripäevade päevadel.

hajutatud kiirgus

Hajutatud kiirguse maksimum on tavaliselt palju väiksem kui otsese kiirguse maksimum. Mida suurem on Päikese kõrgus ja mida suurem on atmosfääri saastatus, seda suurem on hajutatud kiirguse voog. Pilved, mis Päikest ei kata, suurendavad hajutatud kiirguse hulka võrreldes selge taevaga. Hajukiirguse saabumise sõltuvus pilvesusest on keeruline. Selle määrab pilvede tüüp ja hulk, nende vertikaalne võimsus ja optilised omadused. Pilves taeva hajutatud kiirgus võib kõikuda rohkem kui 10 korda.

Lumikate, mis peegeldab kuni 70-90% otsesest kiirgusest, suurendab hajutatud kiirgust, mis seejärel hajub atmosfääris. Koha kõrguse tõusuga merepinnast väheneb hajutatud kiirgus selges taevas.

Igapäevane ja aastane kursus hajutatud kiirgus selge taeva all vastab üldiselt otsese kiirguse kulgemisele. Ent hommikuti tekib hajutatud kiirgus juba enne päikesetõusu ja õhtul siseneb see ikka hämaruse perioodil ehk pärast päikeseloojangut. Aastasel kulgemisel täheldatakse hajutatud kiirguse maksimumi suvel.

Kogu kiirgus

Horisontaalsele pinnale langeva hajutatud ja otsese kiirguse summat nimetataksekogukiirgus .

See on kiirgusbilansi põhikomponent. Selle spektraalne koostis võrreldes otsese ja hajutatud kiirgusega on stabiilsem ja peaaegu ei sõltu Päikese kõrgusest, kui see on üle 15 °.

Otsese ja hajutatud kiirguse suhe kompositsioonis kogukiirgus oleneb Päikese kõrgusest, pilvisusest ja atmosfääri saastatusest. Päikese kõrguse suurenemisega hajutatud kiirguse osa juures pilvitu taevas väheneb. Mida läbipaistvam on atmosfäär, seda väiksem on hajutatud kiirguse osakaal. Pidevate tihedate pilvede korral koosneb kogukiirgus täielikult hajutatud kiirgusest. Talvel suureneb kiirguse peegeldumisel lumikattelt ja selle sekundaarse hajumise tõttu atmosfääris märgatavalt hajutatud kiirguse osakaal kogukoosseisus.

Pilvesuse korral on kogukiirguse saabumine väga erinev. Selle suurimat saabumist täheldatakse selges taevas või väikese pilvkattega, mis ei kata Päikest.

Päevasel ja aastasel kulgemisel on kogukiirguse muutused peaaegu otseselt võrdelised Päikese kõrguse muutusega. Ööpäevases kulgemises saabub pilvitu taevaga kogukiirguse maksimum tavaliselt keskpäeval. Aasta jooksul täheldatakse kogukiirguse maksimumi põhjapoolkeral, tavaliselt juunis, lõunas - detsembris.

peegeldunud kiirgus. Albedo

Osa Maa aktiivsesse kihti tulevast kogukiirgusest peegeldub sellelt. Nimetatakse kiirguse peegeldunud osa ja kogu sissetuleva kiirguse suhetpeegeldusvõime , võialbeedo (A) antud aluspind.

Pinna albeedo oleneb selle värvist, karedusest, niiskusest ja muudest omadustest.

Erinevate looduslike pindade albeedo (V. L. Gaevsky ja M. I. Budyko järgi)

Pind	Albeedo, %	Pind	Albeedo, %
Värske kuiv lumi	80-95	Rukki- ja nisupõllud	10-25
saastunud lumi	40-50	kartulipõllud	15-25
merejää	30-40	puuvillaväljad	20-25
tumedad mullad	5-15	heinamaad	15-25
Kuivad savimullad	20-35	kuiv stepp	20-30

Veepindade albeedo päikese kõrgusel üle 60° on väiksem kui maismaa albeedo, kuna vette tungivad päikesekiired neelduvad ja hajuvad selles suures osas. Ainuüksi kiirte esinemissagedusega A \u003d 2–5%, Päikese kõrgusega alla 10 ° A \u003d 50–70%. Jää ja lume suur albeedo määrab polaaraladel kevade aeglase kulgemise ja sealse igavese jää säilimise.

Vaatlusi teostatakse maa, mere ja pilvkatte albeedo kohta tehissatelliite Maa. Mere albeedo võimaldab arvutada lainete kõrgust, pilvede albeedo iseloomustab nende võimsust ning maa eri osade albeedo võimaldab hinnata põldude lumekatte astet ja taimestiku seisundit.

Kõigi pindade ja eriti vee pindade albeedo sõltub Päikese kõrgusest: madalaim albeedo esineb keskpäeval, kõrgeim - hommikul ja õhtul. See on tingitud asjaolust, et päikese madalal kõrgusel suureneb hajutatud kiirguse osa kogukiirguse koostises, mis rohkem kui otsene kiirgus peegeldub krobeliselt aluspinnalt.

Maa ja atmosfääri pikalaineline kiirgus

maapealne kiirgusveidi vähem kui musta keha kiirgus samal temperatuuril.

Maapinna kiirgus on pidev. Mida kõrgem on kiirgava pinna temperatuur, seda intensiivsem on selle kiirgus. Samuti toimub pidev atmosfääri emissioon, mis neelates osa päikesekiirgusest ja maapinna kiirgusest, kiirgab ise pikalainelist kiirgust.

Parasvöötme laiuskraadidel pilvitu taevaga on atmosfäärikiirgus 280-350 W / m² ja pilvise taeva korral 20-30% rohkem. Umbes 62-64% sellest kiirgusest on suunatud maapinnale. Selle jõudmine maapinnale on atmosfääri vastukiirgus. Nende kahe voo erinevus iseloomustab aktiivse kihi kiirgusenergia kadu. Seda erinevust nimetatakseefektiivne kiirgus Eeff .

Aktiivse kihi efektiivne kiirgus sõltub selle temperatuurist, õhu temperatuurist ja niiskusest ning ka hägususest. Maapinna temperatuuri tõusuga Eeff suureneb ning temperatuuri ja õhuniiskuse tõusuga väheneb. Pilved mõjutavad eriti efektiivset kiirgust, kuna pilvepiisad kiirgavad peaaegu samamoodi nagu Maa aktiivne kiht. Keskmiselt varieerub Eef öösel ja päeval selge taevaga maapinna eri punktides vahemikus 70–140 W / m².

igapäevane kursus efektiivset kiirgust iseloomustab maksimum 12-14 h ja miinimum enne päikesetõusu.aasta kursus Kontinentaalse kliimaga piirkondades on efektiivset kiirgust iseloomustab maksimum suvekuudel ja miinimum talvel. Merelise kliimaga piirkondades on efektiivse kiirguse aastane kõikumine vähem märgatav kui sisemaal asuvates piirkondades.

Maapinna kiirgus neeldub õhus sisalduva veeauru ja süsinikdioksiidiga. Kuid Päikese lühilainekiirgust edastab suures osas atmosfäär. Seda atmosfääri omadust nimetatakse"kasvuhooneefekt" , kuna atmosfäär toimib sel juhul kasvuhoonetes nagu klaas: klaas laseb hästi läbi päikesekiiri, soojendades kasvuhoone mulda ja taimi, kuid laseb halvasti läbi soojendatud pinnase soojuskiirgust välisruumi. Arvutused näitavad, et atmosfääri puudumisel oleks Maa aktiivse kihi keskmine temperatuur 38°C madalam kui tegelikult vaadeldi ning Maa oleks kaetud igavese jääga.

Kui kiirguse sisend on suurem kui väljund, siis on kiirgusbilanss positiivne ja Maa aktiivne kiht kuumeneb. Negatiivse kiirgusbilansi korral see kiht jahtub. Kiirgusbilanss on päeval tavaliselt positiivne ja öösel negatiivne. Umbes 1-2 tundi enne päikeseloojangut muutub see negatiivseks ja hommikul keskmiselt 1 tund pärast päikesetõusu taas positiivseks. Kiirgusbilansi kulg päeval selge taevaga on lähedane otsese kiirguse kulgemisele.

Põllumajandusmaa kiirgusbilansi uurimine võimaldab arvutada põllukultuuride ja pinnasesse neelduva kiirguse hulka, olenevalt Päikese kõrgusest, põllukultuuride struktuurist, taimede arengufaasist. Temperatuuri ja mulla niiskuse, aurumise ja muude suuruste reguleerimise erinevate meetodite hindamiseks määratakse põllumajanduspõldude kiirgusbilanss erinevat tüüpi taimkatte jaoks.

Päikesekiirguse mõõtmise meetodid ja kiirgusbilansi komponendid

Päikesekiirguse voogude mõõtmiseks kasutatakseabsoluutne jasugulane meetodid ja vastavalt välja töötatud absoluutsed ja suhtelised aktinomeetrilised instrumendid. Absoluutinstrumente kasutatakse tavaliselt ainult suhteliste instrumentide kalibreerimiseks ja kontrollimiseks.

Suhtelisi instrumente kasutatakse regulaarseteks vaatlusteks ilmajaamade võrgus, samuti ekspeditsioonidel ja välivaatlustel. Neist kõige laialdasemalt kasutatakse termoelektrilisi seadmeid: aktinomeeter, püranomeeter ja albedomeeter. Nendes seadmetes on päikesekiirguse vastuvõtjad termovaiad, mis koosnevad kahest metallist (tavaliselt manganiinist ja konstantaanist). Sõltuvalt kiirguse intensiivsusest tekib termovaia ühenduskohtade vahel temperatuuride erinevus ja tekib erineva tugevusega elektrivool, mida mõõdetakse galvanomeetriga. Galvanomeetri skaala jaotuste teisendamiseks absoluutühikuteks kasutatakse teisendustegureid, mis määratakse antud paari jaoks: aktinomeetriline seade - galvanomeeter.

Termoelektriline aktinomeeter (M-3) Savinov – Janiševskit kasutatakse päikesekiirtega risti pinnale tuleva otsese kiirguse mõõtmiseks.

Püranomeeter (M-80M) Yanishevskyt kasutatakse horisontaalsele pinnale tuleva kogu- ja hajutatud kiirguse mõõtmiseks.

Vaatluste ajal paigaldatakse püranomeetri vastuvõtuosa horisontaalselt. Hajunud kiirguse määramiseks varjutatakse püranomeeter otsese kiirguse eest varjuekraaniga, mis on ümmarguse ketta kujul, mis on kinnitatud vardale 60 cm kaugusel vastuvõtupinnast. Kogukiirguse mõõtmisel nihutatakse varjuekraan küljele

Albedomeeter on paigaldatud ka püranomeeter. Peegeldunud kiirguse mõõtmiseks. Selleks kasutatakse seadet, mis võimaldab keerata seadme vastuvõtvat osa üles (otse mõõtmiseks) ja alla (peegeldunud kiirguse mõõtmiseks). Olles määranud albedomeetriga kogu- ja peegeldunud kiirguse, arvutatakse aluspinna albeedo. Välimõõtmisteks kasutatakse M-69 marssialbedomeetrit.

Termoelektriline tasakaalumõõtur M-10M. Seda seadet kasutatakse aluspinna kiirgusbilansi mõõtmiseks.

Lisaks vaadeldavatele seadmetele kasutatakse ka luksmeetreid - valgustuse mõõtmiseks mõeldud fotomeetrilisi seadmeid, spektrofotomeetreid, erinevaid PAR-i mõõtmise seadmeid jne. Paljud aktinomeetrilised seadmed on kohandatud kiirgusbilansi komponentide pidevaks registreerimiseks.

Päikese kiirgusrežiimi oluline tunnus on päikesepaiste kestus. Seda kasutatakse määratlemiseksheliograaf .

Põllul kasutatakse kõige sagedamini püranomeetreid, marssi-albedomeetriid, tasakaalumõõtjaid ja valgusmõõtjaid. Taimede seas vaatlemiseks on kõige mugavamad matkaalbedomeetrid ja luksmeetrid, aga ka spetsiaalsed mikropüranomeetrid.

Päikese kiirgavat energiat nimetatakse päikesekiirguseks. Maale jõudes muundub suurem osa päikesekiirgusest soojuseks.

Päikesekiirgus on praktiliselt ainus Maa ja atmosfääri energiaallikas. Võrreldes päikeseenergiaga on teiste energiaallikate tähtsus Maa jaoks tühine. Näiteks Maa temperatuur tõuseb keskmiselt sügavusega (umbes 1 ° C iga 35 m kohta). Tänu sellele saab Maa pind siseosadest veidi soojust. Arvatakse, et keskmiselt 1 cm 2 maapinnast saab aastas Maa siseosadest umbes 220 J. See kogus on 5000 korda väiksem kui Päikeselt saadav soojus. Maa saab tähtedelt ja planeetidelt teatud koguse soojust, kuid isegi see on kordades (umbes 30 miljonit) väiksem kui Päikeselt tulev soojus.

Päikese poolt Maale saadetav energiahulk on tohutu. Seega on 10 km 2 suurusele alale siseneva päikesekiirgusvoo võimsus pilvitu suvel 7-9 kW (arvestades atmosfääri nõrgenemist). See on rohkem kui Krasnojarski HEJ võimsus. Päikeselt 1 sekundi jooksul 15x15 km suurusele alale tulev kiirgusenergia hulk (see on vähem ala Leningrad) ületab suvel keskpäeva paiku kõigi kokkuvarisenud NSV Liidu elektrijaamade võimsuse (166 miljonit kW).

Joonis 1 – Päike on kiirgusallikas

Päikesekiirguse tüübid

Atmosfääris neeldub maapinnale teel olev päikesekiirgus osaliselt ning osaliselt hajub ja peegeldub pilvedelt ja maapinnalt. Atmosfääris täheldatakse kolme tüüpi päikesekiirgust: otsene, hajus ja summaarne.

otsene päikesekiirgus- otse päikesekettalt maapinnale tulev kiirgus. Päikesekiirgus levib Päikeselt igas suunas. Kuid kaugus Maast Päikeseni on nii suur, et otsene kiirgus langeb mis tahes Maa pinnale paralleelsete kiirtekiire kujul, mis väljuvad justkui lõpmatusest. Isegi kogu maakera tervikuna on Päikese kaugusega võrreldes nii väike, et kogu sellele langevat päikesekiirgust võib ilma märgatava veata pidada paralleelsete kiirte kiireks.

Atmosfääri ülemise piirini jõuab ainult otsene kiirgus. Umbes 30% Maale langevast kiirgusest peegeldub avakosmosesse. Hapnik, lämmastik, osoon, süsihappegaas, veeaur (pilved) ja aerosooliosakesed neelavad atmosfääris 23% otsesest päikesekiirgusest. Osoon neelab ultraviolettkiirgust ja nähtavat kiirgust. Vaatamata asjaolule, et selle sisaldus õhus on väga väike, neelab see kogu ultraviolettkiirguse (umbes 3%). Seega ei täheldata seda üldse maapinna lähedal, mis on elu jaoks Maal väga oluline.

Hajus on ka otsene päikesekiirgus, mis on teel läbi atmosfääri. Elektromagnetlaine teel olev õhuosake (tilk, kristall või molekul) "väljastab" langevast lainest pidevalt energiat ja kiirgab seda igas suunas, muutudes energia kiirgajaks.

Umbes 25% atmosfääri läbiva päikese kogukiirgusvoo energiast on molekulide poolt hajutatud atmosfääri gaasid ja aerosool ning muutub atmosfääris hajusaks päikesekiirguseks. Seega hajutatud päikesekiirgus- päikesekiirgus, mis on atmosfääris hajunud. Hajutatud kiirgus ei tule maapinnale mitte päikesekettalt, vaid kõigest taevavõlv. Hajukiirgus erineb otsesest kiirgusest spektraalse koostise poolest, kuna erineva lainepikkusega kiired hajuvad erineval määral.

Kuna hajuskiirguse esmaseks allikaks on otsene päikesekiirgus, siis sõltub hajutatud kiirguse voog samadest teguritest, mis mõjutavad otsekiirguse voogu. Eelkõige suureneb hajutatud kiirguse voog Päikese kõrguse kasvades ja vastupidi. Samuti suureneb see koos atmosfääris hajuvate osakeste arvu suurenemisega, s.o. koos atmosfääri läbipaistvuse vähenemisega ja väheneb kõrgusega merepinnast, kuna atmosfääri kattekihtides hajuvate osakeste arv väheneb. Pilvisus ja lumikate omavad väga suurt mõju hajuskiirgusele, mis neile langeva otsese ja hajutatud kiirguse hajumise ja peegeldumise ning atmosfääris uuesti hajumise tõttu võib hajutatud päikesekiirgust kordades suurendada.

Hajukiirgus täiendab oluliselt otsest päikesekiirgust ja suurendab oluliselt sissetulevat kiirgust päikeseenergia maapinnale. Selle roll on eriti suur talvel kõrgetel laiuskraadidel ja teistes suure pilvisusega piirkondades, kus hajuskiirguse osa võib ületada otsese kiirguse osa. Näiteks päikeseenergia aastases koguses moodustab hajutatud kiirgus Arhangelskis 56% ja Peterburis 51%.

Kogu päikesekiirgus on horisontaalsele pinnale saabuva otsese ja hajutatud kiirguse voogude summa. Enne päikesetõusu ja pärast päikeseloojangut, samuti päeval pideva pilvisusega on kogukiirgus täielikult ja Päikese madalatel kõrgustel koosneb see peamiselt hajutatud kiirgusest. Pilveta või vähese pilvisusega taevas suureneb Päikese kõrguse tõusuga otsekiirguse osatähtsus koguhulga koostises kiiresti ja päevasel ajal on selle voog mitu korda suurem kui hajutatud kiirguse voog. Pilvisus nõrgendab keskmiselt kogukiirgust (20-30%), kuid osalise pilvisusega, mis ei kata päikeseketast, võib selle voog olla suurem kui pilvitu taevaga. Lumikate suurendab oluliselt kogukiirguse voogu, suurendades hajutatud kiirguse voogu.

Maa pinnale langev kogukiirgus, enamjaolt pinnase pealmine kiht või paksem veekiht neeldub (neeldunud kiirgus) ja muundub soojuseks ning osaliselt peegeldub (peegeldunud kiirgus).

Maa saab Päikeselt aastas 1,36 * 10v24 cal soojust. Võrreldes selle energiahulgaga on ülejäänud Maa pinnale jõudev kiirgusenergia hulk tühine. Seega on tähtede kiirgusenergia sada miljondik päikeseenergiast, kosmiline kiirgus on kaks miljardit, Maa sisesoojus selle pinnal on võrdne ühe viie tuhandikuga päikese soojusest.
Päikese kiirgus - päikesekiirgus- on peamine energiaallikas peaaegu kõigi protsesside jaoks, mis toimuvad atmosfääris, hüdrosfääris ja litosfääri ülemistes kihtides.
Päikesekiirguse intensiivsuse mõõtühik on soojuse kalorite arv, mis neelab 1 cm2 absoluutselt musta pinnaga risti suunaga. päikesekiired, 1 minut (cal/cm2*min).

Päikeselt Maa atmosfääri jõudev kiirgusenergia voog on väga pidev. Selle intensiivsust nimetatakse päikesekonstandiks (Io) ja see on keskmiselt 1,88 kcal/cm2 min.
Päikesekonstandi väärtus kõigub sõltuvalt Maa kaugusest Päikesest ja päikese aktiivsusest. Selle kõikumised aasta jooksul on 3,4-3,5%.
Kui päikesekiired langeksid kõikjal vertikaalselt maapinnale, siis atmosfääri puudumisel ja päikesekonstandiga 1,88 cal / cm2 * min saaks selle iga ruutsentimeeter 1000 kcal aastas. Tulenevalt asjaolust, et Maa on sfääriline, väheneb see kogus 4 korda ja 1 ruutmeetrit. cm saab aastas keskmiselt 250 kcal.
Pinnale vastuvõetava päikesekiirguse hulk sõltub kiirte langemisnurgast.
Maksimaalse kiirgushulga võtab vastu päikesekiirte suunaga risti olev pind, sest sel juhul jaotatakse kogu energia alale, mille ristlõige on võrdne kiirtekiire ristlõikega - a. Sama kiirte kaldus langemisel jaotub energia suurele alale (jaotis c) ja ühikpind saab sellest väiksema koguse. Mida väiksem on kiirte langemisnurk, seda väiksem on päikesekiirguse intensiivsus.
Päikesekiirguse intensiivsuse sõltuvust kiirte langemisnurgast väljendatakse valemiga:

I1 = I0 * sinh,

kus I0 on päikesekiirguse intensiivsus ainult kiirte langemise korral. Väljaspool atmosfääri päikesekonstant;
I1 - päikesekiirguse intensiivsus, kui päikesekiired langevad nurga h all.
I1 on sama mitu korda väiksem kui I0, mitu korda on lõik a väiksem kui lõik b.
Joonisel 27 on näidatud, et a / b \u003d sin A.
Päikese kiirte langemisnurk (Päikese kõrgus) on 90 ° ainult laiuskraadidel 23 ° 27 "N kuni 23 ° 27" S. (st troopika vahel). Teistel laiuskraadidel on see alati alla 90° (tabel 8). Vastavalt kiirte langemisnurga vähenemisele peaks vähenema ka pinnale saabuva päikesekiirguse intensiivsus. erinevad laiuskraadid. Kuna Päikese kõrgus ei püsi aastaringselt ja päeva jooksul muutumatuna, muutub pinnale vastuvõetava päikesesoojuse hulk pidevalt.

Pinnale vastuvõetava päikesekiirguse hulk on otseselt seotud päikesevalguse käes viibimise kestusest.

Ekvatoriaalvööndis väljaspool atmosfääri ei esine päikesesoojuse aasta jooksul suuri kõikumisi, samas kui kõrgetel laiuskraadidel on need kõikumised väga suured (vt tabel 9). Talvel on erinevused päikesesoojuse saabumises kõrgete ja madalate laiuskraadide vahel eriti olulised. AT suveperiood, pideva valgustuse tingimustes saavad polaaralad Maa peal maksimaalselt päikesesoojust ööpäevas. Suvise pööripäeva päeval on see põhjapoolkeral 36% kõrgem ööpäevasest soojahulgast ekvaatoril. Kuid kuna päeva kestus ekvaatoril ei ole 24 tundi (nagu praegu poolusel), vaid 12 tundi, jääb päikesekiirguse hulk ajaühiku kohta ekvaatoril suurimaks. Päevase päikesesoojuse summa suvine maksimum, mida täheldatakse umbes 40–50° laiuskraadil, on seotud suhteliselt pika päevaga (mis on praegusest 10–20° laiuskraadi võrra suurem) Päikese olulisel kõrgusel. Ekvatoriaal- ja polaaralade poolt vastuvõetava soojushulga erinevused on suvel väiksemad kui talvel.
Lõunapoolkera saab suvel rohkem soojust kui põhjapoolkera ja talvel vastupidi (seda mõjutab Maa kauguse muutumine Päikesest). Ja kui mõlema poolkera pind oleks täiesti homogeenne, oleksid lõunapoolkera temperatuurikõikumiste aastased amplituudid suuremad kui põhjapoolkeral.
Päikesekiirgus atmosfääris läbib kvantitatiivsed ja kvalitatiivsed muutused.
Isegi ideaalne, kuiv ja puhas atmosfäär neelab ja hajutab kiiri, vähendades päikesekiirguse intensiivsust. Veeauru ja tahkeid lisandeid sisaldava reaalse atmosfääri nõrgendav mõju päikesekiirgusele on palju suurem kui ideaalne. Atmosfäär (hapnik, osoon, süsinikdioksiid, tolm ja veeaur) neelab peamiselt ultraviolett- ja infrapunakiired. Atmosfääris neeldunud Päikese kiirgusenergia muundatakse teist tüüpi energiaks: soojus-, keemiliseks jne. Üldiselt nõrgendab neeldumine päikesekiirgust 17-25%.
Atmosfäärigaaside molekulid hajutavad kiiri suhteliselt lühikeste lainetega – violetsed, sinised. See seletab taeva sinist värvi. Lisandid hajutavad võrdselt kiiri erineva lainepikkusega lainetega. Seetõttu omandab taevas nende olulise sisalduse korral valkja varjundi.
Päikesekiirte hajumise ja peegeldumise tõttu atmosfääri poolt on pilvistel päevadel päevavalgust näha, varjus olevad objektid on nähtavad ja ilmneb hämaruse nähtus.
Kuidas pikem tee kiirt atmosfääris, seda suurema paksusega see läbima peab ja seda oluliselt nõrgeneb päikesekiirgus. Seetõttu väheneb tõusuga atmosfääri mõju kiirgusele. Päikesevalguse tee pikkus atmosfääris sõltub Päikese kõrgusest. Kui võtta ühikuks päikesekiire teepikkus atmosfääris Päikese kõrgusel 90 ° (m), on Päikese kõrguse ja kiirte tee pikkuse suhe atmosfääris nagu on näidatud tabelis. kümme.

Kiirguse summaarset sumbumist atmosfääris Päikese mis tahes kõrgusel saab väljendada Bougueri valemiga: Im = I0 * pm, kus Im on atmosfääris muutunud päikesekiirguse intensiivsus maapinna lähedal; I0 - päikesekonstant; m on kiire teekond atmosfääris; Päikese kõrgusel 90 ° on see võrdne 1-ga (atmosfääri mass), p on läbipaistvuse koefitsient ( murdarv, mis näitab, milline osa kiirgusest jõuab pinnale, kui m = 1).
Päikese kõrgusel 90°, m=1 juures, on päikesekiirguse intensiivsus maapinna lähedal I1 p korda väiksem kui Io, st I1=Io*p.
Kui Päikese kõrgus on väiksem kui 90°, siis m on alati suurem kui 1. Päikesekiire teekond võib koosneda mitmest segmendist, millest igaüks on võrdne 1-ga. Päikesekiirguse intensiivsus piiril esimene (aa1) ja teine (a1a2) segment I1 on ilmselgelt võrdne Io *p-ga, kiirgusintensiivsus pärast teise segmendi läbimist I2=I1*p=I0 p*p=I0 p2; I3=I0p3 jne.

Atmosfääri läbipaistvus ei ole püsiv ega ole sama erinevaid tingimusi. Reaalse atmosfääri läbipaistvuse ja ideaalse atmosfääri läbipaistvuse suhe – hägusustegur – on alati suurem kui üks. See sõltub veeauru ja tolmu sisaldusest õhus. Koos tõusuga geograafiline laiuskraad hägususteguri vähenemine: laiuskraadidel 0 kuni 20 ° N. sh. laiuskraadidel 40–50 ° N on see keskmiselt 4,6. sh. - 3,5, laiuskraadidel 50–60 ° N. sh. - 2,8 ja laiuskraadidel 60–80 ° N. sh. - 2.0. Parasvöötme laiuskraadidel on hägusustegur talvel väiksem kui suvel ja hommikuti väiksem kui pärastlõunal. See väheneb koos kõrgusega. Mida suurem on hägusustegur, seda suurem on päikesekiirguse sumbumine.
Eristama otsene, hajutatud ja kogu päikesekiirgus.
Osa päikesekiirgusest, mis tungib läbi atmosfääri maapinnale, on otsene kiirgus. Osa atmosfääri hajutatud kiirgusest muundatakse hajuskiirguseks. Kogu maapinnale sattuvat otsest ja hajusat päikesekiirgust nimetatakse kogukiirguseks.
Otsese ja hajutatud kiirguse suhe varieerub oluliselt sõltuvalt pilvisusest, atmosfääri tolmususest ja ka Päikese kõrgusest. Selge taeva korral ei ületa hajutatud kiirguse osa 0,1%, pilvise taeva korral võib hajuskiirgus olla suurem kui otsene kiirgus.
Päikese madalal kõrgusel koosneb kogukiirgus peaaegu täielikult hajutatud kiirgusest. Päikese kõrgusel 50° ja selge taeva korral ei ületa hajutatud kiirguse osa 10-20%.
Kogukiirguse keskmiste aasta- ja kuuväärtuste kaardid võimaldavad märgata selle geograafilise jaotuse peamisi mustreid. Kogukiirguse aastased väärtused jagunevad peamiselt tsooniliselt. Suurima aastase kogukiirguse koguse Maal saab pind troopilistes sisemaa kõrbetes (Ida-Sahara ja Araabia keskosa). Märgatavat summaarse kiirguse vähenemist ekvaatoril põhjustab kõrge õhuniiskus ja suur pilvisus. Arktikas on summaarne kiirgus 60-70 kcal/cm2 aastas; Antarktikas on selgete päevade sagedase kordumise ja atmosfääri suurema läbipaistvuse tõttu mõnevõrra suurem.

Juunis suurimad summad Kiirgus võtab vastu põhjapoolkera ja eriti sisemaa troopilised ja subtroopilised piirkonnad. Põhjapoolkera parasvöötme ja polaarsete laiuskraadide pinnale vastuvõetud päikesekiirguse kogused erinevad vähe, mis on tingitud peamiselt päeva pikkusest polaaraladel. Ülaltoodud summaarse kiirguse jaotuse tsoneerimine. mandritel põhjapoolkeral ja lõunapoolkera troopilistel laiuskraadidel peaaegu ei väljendata. See avaldub paremini põhjapoolkeral üle ookeani ja on selgelt väljendunud lõunapoolkera ekstratroopilistel laiuskraadidel. Lõunapoolsel polaarringil läheneb päikese kogukiirguse väärtus nullile.
Detsembris satub kõige rohkem kiirgust lõunapoolkerale. Antarktika kõrgel asetsev ja suure õhu läbipaistvusega jääpind saab juunis oluliselt rohkem kogukiirgust kui Arktika pind. Kõrbetes (kalahari, suur austraallane) on palju soojust, kuid lõunapoolkera suurema ookeanilisuse tõttu (kõrge õhuniiskuse ja pilvisuse mõju) on selle kogused siin mõnevõrra väiksemad kui juunis samadel laiuskraadidel. põhjapoolkeral. Põhjapoolkera ekvatoriaalsetel ja troopilistel laiuskraadidel varieerub summaarne kiirgus suhteliselt vähe ning tsoneering selle levikul väljendub selgelt vaid põhjatroopikast põhja pool. Laiuskraadi suurenedes väheneb summaarne kiirgus üsna kiiresti, selle nullisoliin möödub polaarjoonest mõnevõrra põhja pool.
Maa pinnale langev kogu päikesekiirgus peegeldub osaliselt tagasi atmosfääri. Pinnalt peegeldunud kiirguse ja sellele pinnale langeva kiirguse hulga suhet nimetatakse albeedo. Albedo iseloomustab pinna peegeldusvõimet.
Maapinna albeedo oleneb selle seisundist ja omadustest: värvus, niiskus, karedus jne. Värskelt sadanud lumel on kõrgeim peegeldusvõime (85-95%). Rahulik veepind peegeldab vertikaalselt langedes vaid 2-5% päikesekiirtest, madalal päikesel aga peaaegu kõik sellele langevad kiired (90%). Kuiva tšernozemi albeedo - 14%, märg - 8, mets - 10-20, heinamaa taimestik - 18-30, liivased kõrbepinnad - 29-35, pinnad merejää - 30-40%.
Põhjuseks on jääpinna suur albeedo, eriti kaetud värske lumega (kuni 95%) madalad temperatuurid polaaraladel suvel, mil päikesekiirguse saabumine on sinna märkimisväärne.
Maapinna ja atmosfääri kiirgus. Iga keha, mille temperatuur on kõrgem absoluutne null(suurem kui miinus 273°), kiirgab kiirgusenergiat. Musta keha summaarne kiirgusvõime on võrdeline selle absoluutse temperatuuri (T) neljanda astmega:
E \u003d σ * T4 kcal / cm2 minutis (Stefan-Boltzmanni seadus), kus σ on konstantne koefitsient.
Mida kõrgem on kiirgava keha temperatuur, seda lühem on kiiratavate nm kiirte lainepikkus. Hõõguv Päike saadab kosmosesse lühilaine kiirgus. Maa pind, neelab lühilainelist päikesekiirgust, soojeneb ja muutub ka kiirgusallikaks (maakiirgus). Ho, kuna maapinna temperatuur ei ületa mitukümmend kraadi, siis selle pikalaineline kiirgus, nähtamatu.
Maakiirgust hoiab suures osas atmosfäär (veeaur, süsihappegaas, osoon), kuid lainepikkusega 9-12 mikronit kiired väljuvad vabalt atmosfäärist ja seetõttu kaotab Maa osa oma soojusest.
Atmosfäär, neelates osa seda läbivast päikesekiirgusest ja üle poole maakera omast, kiirgab ise energiat nii maailmaruumi kui ka maapinnale. Maapinna suunas maapinna poole suunatud atmosfäärikiirgust nimetatakse vastupidine kiirgus. See kiirgus, nagu maapealne, on pikalaineline, nähtamatu.
Atmosfääris kohtuvad kaks pikalainelise kiirguse voogu – Maapinna kiirgus ja atmosfääri kiirgus. Nende erinevust, mis määrab tegeliku soojuskao maapinna poolt, nimetatakse tõhus kiirgus. Efektiivne kiirgus on seda suurem, mida kõrgem on kiirgava pinna temperatuur. Õhuniiskus vähendab efektiivset kiirgust, selle pilved vähendavad seda oluliselt.
Efektiivse kiirguse aastaste summade suurim väärtus on troopilistes kõrbetes – 80 kcal/cm2 aastas – tänu kõrge temperatuur pind, õhu kuivus ja taeva selgus. Ekvaatoril on kõrge õhuniiskusega efektiivne kiirgus vaid umbes 30 kcal/cm2 aastas ning selle väärtus maismaal ja ookeanis erineb väga vähe. Polaaralade madalaim efektiivne kiirgus. Parasvöötme laiuskraadidel kaotab maapind ligikaudu poole soojushulgast, mida ta saab kogukiirguse neeldumisel.
Atmosfääri võimet läbida Päikese lühilainekiirgust (otsene ja hajus kiirgus) ja edasi lükata Maa pikalainelist kiirgust nimetatakse kasvuhoone (kasvuhoone) efektiks. Tänu kasvuhooneefektile keskmine temperatuur maapind on +16°, atmosfääri puudumisel oleks see -22° (38° madalam).
Kiirgusbilanss (jääkkiirgus). Maa pind saab samaaegselt kiirgust ja annab seda ära. Kiirguse saabumine on päikese kogukiirgus ja atmosfääri vastukiirgus. Tarbimine - päikesevalguse peegeldumine pinnalt (albeedo) ja maapinna enda kiirgus. Sissetuleva ja väljamineva kiirguse erinevus on kiirgusbilanss, või jääkkiirgus. Kiirgusbilansi väärtus määratakse võrrandiga

R \u003d Q * (1-α) - I,

kus Q on kogu päikesekiirgus pinnaühiku kohta; α - albedo (fraktsioon); I - efektiivne kiirgus.
Kui sisend on väljundist suurem, on kiirgusbilanss positiivne, kui sisend on väljundist väiksem, on bilanss negatiivne. Öösel on kiirgusbilanss kõigil laiuskraadidel negatiivne, päeval kuni lõunani kõikjal positiivne, välja arvatud talvel kõrgetel laiuskraadidel; pärastlõunal - jälle negatiivne. Keskmiselt ööpäevas võib kiirgusbilanss olla nii positiivne kui negatiivne (tabel 11).

Maapinna kiirgusbilansi aastasummade kaardil on näha järsk muutus isoliinide asukohad nende üleminekul maismaalt ookeanile. Ookeani pinna kiirgusbilanss ületab reeglina maismaa kiirgusbilansi (albeedo ja efektiivse kiirguse mõju). Kiirgusbilansi jaotus on üldiselt tsooniline. Ookeanil troopilistel laiuskraadidel ulatuvad aastased kiirgusbilansi väärtused 140 kcal/cm2 (Araabia meri) ja ei ületa ujuva jää piiril 30 kcal/cm2. Kõrvalekalded Ookeani kiirgusbilansi tsoonilisest jaotusest on tähtsusetud ja on põhjustatud pilvede jaotusest.
Ekvatoriaalsel ja troopilisel laiuskraadil asuval maal on kiirgusbilansi aastaväärtused olenevalt niiskustingimustest vahemikus 60–90 kcal/cm2. Suurimad aastased kiirgusbilansi summad on neil aladel, kus albeedo ja efektiivne kiirgus on suhteliselt väikesed (niisked troopilised metsad, savannid). Nende madalaim väärtus on väga niisketes (suur pilvisus) ja väga kuivades (suur efektiivne kiirgus) piirkondades. Parasvöötme ja kõrgetel laiuskraadidel kiirgusbilansi aastane väärtus väheneb laiuskraadi suurenedes (kogu kiirguse vähenemise mõju).
Antarktika keskpiirkondade kiirgusbilansi aastasummad on negatiivsed (mitu kalorit 1 cm2 kohta). Arktikas on need väärtused nullilähedased.
Juulis on olulisel osal lõunapoolkeral maapinna kiirgusbilanss negatiivne. Nullbilansi joon kulgeb vahemikus 40–50° S. sh. Kiirgusbilansi kõrgeim väärtus saavutatakse ookeani pinnal põhjapoolkera troopilistel laiuskraadidel ja mõne sisemere pinnal, näiteks Mustal merel (14-16 kcal/cm2 kuus).
Jaanuaris asub nulltasakaalu joon vahemikus 40–50° N. sh. (üle ookeanide tõuseb mõnevõrra põhja poole, üle mandrite laskub lõunasse). Märkimisväärne osa põhjapoolkerast on negatiivse kiirgusbilansiga. Suurimad väärtused kiirgusbilanss piirdub lõunapoolkera troopiliste laiuskraadidega.
Aasta keskmiselt on maapinna kiirgusbilanss positiivne. Sel juhul pinnatemperatuur ei tõuse, vaid jääb ligikaudu konstantseks, mis on seletatav vaid pideva liigse soojuse tarbimisega.
Atmosfääri kiirgusbilanss koosneb ühelt poolt selles neeldunud päikese- ja maakiirgusest ning teiselt poolt atmosfäärikiirgusest. See on alati negatiivne, kuna atmosfäär neelab vaid väikese osa päikesekiirgusest ja kiirgab peaaegu sama palju kui pind.
Maapinna ja atmosfääri kiirgusbilanss kokku tervikuna on kogu Maa aasta jooksul keskmiselt võrdne nulliga, kuid laiuskraadidel võib see olla nii positiivne kui ka negatiivne.
Kiirgusbilansi sellise jaotuse tagajärg peaks olema soojuse ülekandmine ekvaatorilt poolustele.
Termiline tasakaal. Kiirgusbilanss on soojusbilansi kõige olulisem komponent. Pinna soojusbilansi võrrand näitab, kuidas saabuva päikesekiirguse energia muundub Maa pinnal:

kus R on kiirgusbilanss; LE - soojuse tarbimine aurustamiseks (L - latentne aurustumissoojus, E - aurustumissoojus);
P - turbulentne soojusvahetus pinna ja atmosfääri vahel;
A - soojusvahetus pinnase ja alumiste pinnase- või veekihtide vahel.
Pinna kiirgusbilanss loetakse positiivseks, kui pinnal neeldunud kiirgus ületab soojuskadu, ja negatiivseks, kui see neid ei täienda. Kõik muud soojusbilansi tingimused loetakse positiivseks, kui need põhjustavad pinna poolt soojuskadu (kui need vastavad soojuse tarbimisele). Nagu. kõik võrrandi liikmed võivad muutuda, soojusbilanss on pidevalt häiritud ja taastub uuesti.
Eespool vaadeldud pinna soojusbilansi võrrand on ligikaudne, kuna see ei võta arvesse mõningaid sekundaarseid, vaid konkreetsetel tingimustel oluliseks muutuvaid tegureid, näiteks soojuse eraldumist külmumisel, selle kulumist sulatamiseks jne. .
Atmosfääri soojusbilanss koosneb atmosfääri Ra kiirgusbilansist, pinnalt tulevast soojusest Pa, kondenseerumisel atmosfääri eralduvast soojusest LE ja horisontaalsest soojusülekandest (advektsioonist) Aa. Atmosfääri kiirgusbilanss on alati negatiivne. Niiskuse kondenseerumise tagajärjel tekkiv soojuse juurdevool ja turbulentse soojusülekande suurus on positiivsed. Kuumuse advektsioon viib keskmiselt aastas selle üleminekuni madalatelt laiuskraadidelt kõrgetele laiuskraadidele: seega tähendab see soojuse tarbimist madalatel laiuskraadidel ja jõudmist kõrgetele laiuskraadidele. Mitmeaastases tuletises saab atmosfääri soojusbilanssi väljendada võrrandiga Ra=Pa+LE.
Pinna ja atmosfääri soojusbilanss kokku on pikaajaliselt keskmiselt 0 (joonis 35).

Aastas atmosfääri siseneva päikesekiirguse hulk (250 kcal/cm2) võetakse 100%-ks. Atmosfääri tungiv päikesekiirgus peegeldub osaliselt pilvedelt ja läheb atmosfäärist tagasi - 38%, osaliselt atmosfääri neeldunud - 14% ja osaliselt otsese päikesekiirguse kujul jõuab maapinnani - 48%. Pinnale jõudvast 48%-st neeldub see 44% ja peegeldub 4%. Seega on Maa albeedo 42% (38+4).
Maapinnal neeldunud kiirgus kulub järgmiselt: efektiivse kiirgusega kaob 20%, pinnalt aurustumiseks kulub 18%, turbulentsel soojusülekandel õhu soojendamiseks kulub 6% (kokku 24%). Pinna soojuskadu tasakaalustab selle saabumist. Atmosfääri (14% otse Päikeselt, 24% maapinnalt) vastuvõetav soojus koos Maa efektiivse kiirgusega suunatakse maailmaruumi. Maa albeedo (42%) ja kiirgus (58%) tasakaalustavad päikesekiirguse sissevoolu atmosfääri.

Päikesekiirguse üldised omadused
otsene päikesekiirgus
Kogu päikesekiirgus
Päikesekiirguse neeldumine atmosfääris

Päikese kiirgusenergia ehk päikesekiirgus on Maa pinna ja selle atmosfääri peamine soojusallikas. Tähtedelt ja Kuult tulev kiirgus on päikesekiirgusega võrreldes tühine ega anna olulist panust Maal toimuvatesse soojusprotsessidesse. Ka planeedi sügavustest pinnale suunatud soojusvoog on tühiselt väike. Päikesekiirgus levib allikast (Päikesest) kõikides suundades elektromagnetlainetena kiirusega ligi 300 000 km/sek. Meteoroloogias käsitletakse peamiselt soojuskiirgust, mille määrab kehatemperatuur ja selle emissioon. Soojuskiirguse lainepikkused ulatuvad sadadest mikromeetritest kuni tuhandikmikromeetrini. Röntgen- ja gammakiirgust meteoroloogias ei arvestata, kuna need praktiliselt ei satu atmosfääri alumistesse kihtidesse. Soojuskiirgus jaguneb tavaliselt lühi- ja pikalaineliseks kiirguseks. Lühilainekiirgust nimetatakse kiirguseks lainepikkuste vahemikus 0,1 kuni 4 mikronit, pikalainelist kiirgust - 4 kuni 100 mikronit. Maa pinnale jõudev päikesekiirgus on 99% ulatuses lühilaineline. Lühilainekiirgus jaguneb ultraviolettkiirguseks (UV), mille lainepikkus on 0,1–0,39 mikronit; nähtav valgus (VS) - 0,4 - 0,76 mikronit; infrapuna (IR) - 0,76 - 4 mikronit. Päike ja infrapunakiirgus annavad suurima energia: päike moodustab 47% kiirgusenergiast, IR - 44% ja UV - ainult 9% kiirgusenergiast. Selline soojuskiirguse jaotus vastab energia jaotusele täiesti musta keha spektris, mille temperatuur on 6000K. Seda temperatuuri peetakse tinglikult lähedaseks Päikese pinna (fotosfääris, mis on Päikese kiirgusenergia allikas) tegelikule temperatuurile. Maksimaalne kiirgusenergia sellisel emitteri temperatuuril vastavalt Wieni seadusele l \u003d 0,2898 / T (cm * deg). (1) langeb umbes 0,475 mikroni pikkustele sini-sinistele kiirtele (l. on lainepikkus, T on emitteri absoluutne temperatuur). Kiirgava soojusenergia koguhulk on Stefan-Boltzmanni seaduse kohaselt võrdeline radiaatori absoluutse temperatuuri neljanda astmega: E \u003d sT 4 (2) kus s \u003d 5,7 * 10-8 W / m 2 * K 4 (Stefan-Boltzmanni konstant). kvantitatiivne mõõt Pinnale jõudev päikesekiirgus on energia valgustus ehk kiirgusvoo tihedus. Energiavalgustus on kiirgusenergia hulk pindalaühiku kohta ajaühikus. Seda mõõdetakse W / m 2 (või kW / m 2). See tähendab, et 1 m 2 kohta sekundis antakse 1 J (või 1 kJ) kiirgusenergiat. Päikese kiirguse energiavalgustust, mis langeb Päikese kiirtega risti olevale pindalaühikule ajaühikus atmosfääri ülemisel piiril Maa ja Päikese keskmisel kaugusel, nimetatakse päikesekonstandiks So. Samal ajal mõistetakse atmosfääri ülemise piiri all tingimust, et atmosfääri mõju päikesekiirgusele puudub. Seetõttu määrab päikesekonstandi väärtuse ainult Päikese kiirgusvõime ning Maa ja Päikese vaheline kaugus. Kaasaegsed satelliitide ja rakettide abil tehtud uuringud on tuvastanud So väärtuseks 1367 W / m 2 veaga ± 0,3%, Maa ja Päikese vaheline keskmine kaugus on antud juhul 149,6 * 106 km. Kui võtta arvesse päikesekonstandi muutusi, mis on tingitud Maa ja Päikese vahelise kauguse muutumisest, siis keskmise aastaväärtusega 1,37 kW / m 2 võrdub see jaanuaris 1,41 kW / m 2, ja juunis - 1,34 kW / m 2, seetõttu saab põhjapoolkera suvepäeval atmosfääri piiril mõnevõrra vähem kiirgust kui lõunapoolkera oma suvepäeval. Päikese aktiivsuse pideva muutumise tõttu võib päikesekonstant aasta-aastalt kõikuda. Kuid need kõikumised, kui need on olemas, on nii väikesed, et jäävad mõõtmise täpsuse piiridesse. kaasaegsed seadmed. Kuid Maa eksisteerimise ajal muutis päikesekonstant tõenäoliselt oma väärtust. Teades päikesekonstanti, on võimalik välja arvutada valgustatud poolkerale siseneva päikeseenergia hulk atmosfääri ülemisel piiril. See võrdub päikesekonstandi ja Maa suure ringi pindala korrutisega. Maa keskmise raadiusega 6371 km on suure ringi pindala p * (6371) 2 = 1,275 * 1014 m 2 ja sellele saabuv kiirgusenergia on 1,743 * 1017 W. Aastaks on see 5,49 * 1024 J. Päikesekiirguse saabumist horisontaalsele pinnale atmosfääri ülemisel piiril nimetatakse päikesekliimaks. Päikesekliima kujunemise määravad kaks tegurit – päikesepaiste kestus ja Päikese kõrgus. Kiirguse hulk atmosfääri piiril horisontaalpinna pindalaühiku kohta on võrdeline Päikese kõrguse siinusega, mis ei muutu mitte ainult päeva jooksul, vaid sõltub ka aastaajast. Nagu teate, määratakse pööripäevade Päikese kõrgus valemiga 900 - (j ± 23,50), pööripäeva päevade puhul - 900 -j, kus j on koha laiuskraad. Seega varieerub Päikese kõrgus ekvaatoril aastaringselt 90° kuni 66,50°, troopikas - 90 kuni 43°, polaarringides - 47 kuni 0° ja poolustel - 23,5° kuni 0° . Vastavalt Päikese kõrguse sellisele muutusele talvel igal poolkeral väheneb päikesekiirguse sissevool horisontaalsele alale kiiresti ekvaatorilt poolustele. Suvel on pilt keerulisem: kesksuvel pole maksimumväärtused mitte ekvaatoril, vaid poolustel, kus päeva pikkus on 24 tundi. Ekstratroopilises vööndis on aastakäigus üks maksimum (suvine pööripäev) ja üks miinimum (talvine pööripäev). Troopilises vööndis saavutab kiirguse sissevool maksimumi kaks korda aastas (pööripäevade päevad). Aastased päikesekiirguse kogused varieeruvad 133*102 MJ/m 2 (ekvaator) kuni 56*102 MJ/m 2 (poolused). Aastase kõikumise amplituud ekvaatoril on väike, samas kui ekstratroopilises vööndis on see märkimisväärne.

2 otsene päikesekiirgus Otsene päikesekiirgus on kiirgus, mis tuleb otse päikesekettalt maapinnale. Hoolimata asjaolust, et päikesekiirgus levib Päikeselt igas suunas, tuleb see Maale paralleelsete kiirte kiirena, mis väljub justkui lõpmatusest. Päikese otsese kiirguse sissevoolu maapinnale või atmosfääri mis tahes tasemele iseloomustab energiavalgustus – ajaühikus vastuvõetud kiirgusenergia hulk pindalaühiku kohta. Otsese päikesekiirguse maksimaalne sissevool jõuab päikesekiirtega risti olevasse piirkonda. Kõigil muudel juhtudel määrab energiavalgustuse Päikese kõrgus või siinus nurgast, mille päikesekiir moodustab ala pinnaga S’=S sin hc (3) V üldine juhtum S (päikesekiirtega risti oleva pindalaühiku energia valgustus) on võrdne So-ga. Horisontaalsele alale langevat otsese päikesekiirguse voolu nimetatakse insolatsiooniks.

3. hajutatud päikesekiirgus Atmosfääri läbides hajub otsene päikesekiirgus atmosfäärigaaside molekulide ja aerosoollisandite kaudu. Hajumise ajal neelab elektromagnetlaine levimise teel olev osake pidevalt energiat ja kiirgab seda uuesti igas suunas. Selle tulemusena kiirgatakse teatud suunas liikuv paralleelsete päikesekiirte voog uuesti kõikides suundades. Hajumine toimub kõigil lainepikkustel elektromagnetiline kiirgus, kuid selle intensiivsuse määrab hajuvate osakeste suuruse ja langeva kiirguse lainepikkuste suhe. Absoluutselt puhtas atmosfääris, kus hajumist tekitavad ainult gaasimolekulid, mille mõõtmed on väiksemad kui kiirguse lainepikkused, järgib see Rayleigh' seadust, mis ütleb, et spektraalne tihedus hajutatud kiirguse energiavalgustus on pöördvõrdeline hajutatud kiirte lainepikkuse neljanda astmega Dl=a Sl /l 4 (4) kus Sl on lainepikkusega l lainepikkuse l otsekiirguse energiavalgustuse spektraaltihedus, Dl on lainepikkuse l spektraaltihedus. sama lainepikkusega hajutatud kiirguse energiavalgustus, a on proportsionaalsustegur. Rayleighi seaduse kohaselt domineerivad hajutatud kiirguses lühemad lainepikkused, kuna punased kiired, mis on kaks korda pikemad kui violetsed, hajuvad 14 korda vähem. Infrapunakiirgust hajub väga vähe. Arvatakse, et umbes 26% kogu päikesekiirguse voost on hajutatud, 2/3 sellest kiirgusest tuleb maapinnale. Kuna hajutatud kiirgus ei tule päikesekettalt, vaid kogu taevast, mõõdetakse selle kiirgustihedust horisontaalsel pinnal. Hajukiirguse kiirgustiheduse mõõtühik on W/m 2 või kW/m 2. Kui hajumine toimub osakestel, mis on proportsionaalsed kiirguse lainepikkustega (aerosooli lisandid, jääkristallid ja veepiisad), siis hajumine ei allu Rayleigh' seadusele ja hajutatud kiirguse energiavalgustus muutub pöördvõrdeliseks mitte neljanda, vaid lainepikkuste väiksemate võimsustega - st. hajumise maksimum nihkub spektri pikema lainepikkuse ossa. Suure suurte osakeste sisaldusega atmosfääris asendub hajumine hajusa peegeldusega, milles valgusvoog peegeldub osakestelt peeglitena, muutmata spektraalset koostist. Kuna valge valgus langeb, peegeldub ka valge valguse voog. Selle tulemusena muutub taeva värv valkjaks. Hajutamisega on seotud kaks huvitavat nähtust – see on taeva sinine värv ja hämarus. Taeva sinine värv on õhu enda värv, mis on tingitud päikesevalguse hajumisest selles. Kuna selges taevas hajumine järgib Rayleighi seadust, langeb taevalaotusest tuleva hajutatud kiirguse maksimaalne energia sinisele värvile. Õhu sinist värvi on näha, kui vaadata kaugeid objekte, mis näivad olevat sinakasse udusse mähkunud. Kõrgusega, kui õhutihedus väheneb, muutub taeva värvus tumedamaks ja muutub sügavsiniseks ning stratosfääris lillaks. Mida rohkem lisandeid atmosfäär sisaldab, seda suurem on pikalainelise kiirguse osakaal spektris päikesevalgus, seda valgemaks taevas muutub. Lühimate lainete hajumise tõttu kahaneb otsene päikesekiirgus selle ulatusega lainetega, mistõttu otsekiirguse maksimaalne energia nihkub kollasele osale ja päikeseketas värvitakse kollane. Päikese madala nurga all toimub hajumine väga intensiivselt, nihkudes elektromagnetilise spektri pika lainepikkusele, eriti saastatud atmosfääris. Päikese otsese kiirguse maksimum nihkub punasele osale, päikeseketas muutub punaseks ja tekivad erekollased-punased päikeseloojangud. Pärast päikeseloojangut ei tule pimedus kohe, sarnaselt hommikul muutub see maapinnal heledaks mõni aeg enne päikeseketta ilmumist. Seda mittetäieliku pimeduse nähtust päikeseketta puudumisel nimetatakse õhtu- ja hommikuhämaraks. Selle põhjuseks on atmosfääri kõrgete kihtide valgustamine horisondi all oleva Päikese poolt ja päikesevalguse hajumine nende poolt. Eristada astronoomilist hämarust, mis jätkub seni, kuni Päike langeb horisondist 180 võrra allapoole ja samal ajal muutub nii pimedaks, et on eristatavad ka tuhmimad tähed. Õhtuse astronoomilise hämaruse esimest osa ja hommikuse astronoomilise hämaruse viimast osa nimetatakse tsiviilhämaraks, mille jooksul Päike langeb horisondi alla vähemalt 80 . Astronoomilise hämaruse kestus sõltub piirkonna laiuskraadist. Üle ekvaatori on need lühikesed, kuni 1 tund, parasvöötme laiuskraadidel 2 tundi. Suvehooaja kõrgetel laiuskraadidel sulandub õhtuhämarus hommikuhämarusega, moodustades valged ööd.

4 Päikesekiirguse neeldumine atmosfääris. Päikesekiirgus jõuab atmosfääri ülemise piirini otsese kiirgusena. Umbes 30% sellest kiirgusest peegeldub tagasi kosmosesse, 70% satub atmosfääri. Atmosfääri läbides kogeb see kiirgus muutusi, mis on seotud selle neeldumise ja hajutamisega. Umbes 20-23% otsesest päikesekiirgusest neeldub. Neeldumine on selektiivne ja sõltub atmosfääri lainepikkustest ja materjali koostisest. Lämmastik, atmosfääri peamine gaas, neelab kiirgust ainult väga väikestel lainepikkustel spektri ultraviolettkiirguses. Päikesekiirguse energia selles spektri osas on väga väike ja kiirguse neeldumine lämmastiku poolt praktiliselt ei mõjuta kogu energiavoo suurust. Hapnik neelab mõnevõrra rohkem spektri nähtava osa kahes kitsas piirkonnas ja ultraviolettkiirguses. Osoon neelab kiirgust jõulisemalt. Osooni neeldunud kiirguse koguhulk ulatub 3%-ni otsesest päikesekiirgusest. Põhiosa neeldunud kiirgusest langeb ultraviolettkiirgusele lainepikkustel, mis on lühemad kui 0,29 mikronit. Väikestes kogustes neelab osoon ka nähtavat kiirgust. Süsinikdioksiid neelab kiirgust IR-vahemikus, kuid oma väikese koguse tõttu on selle neeldunud kiirguse osakaal üldiselt väike. Peamised otsese päikesekiirguse neelajad on veeaur, pilved ja troposfääri koondunud aerosoollisandid. Veeaur ja aerosoolid moodustavad neeldunud kiirgusest kuni 15%, pilvede puhul kuni 5%. Kuna põhiosa neeldunud kiirgusest langeb sellistele atmosfääri muutuvatele komponentidele nagu veeaur ja aerosoolid, siis päikesekiirguse neeldumise tase varieerub oluliselt ja sõltub atmosfääri seisundi spetsiifilistest tingimustest (selle niiskus ja saastatus). Lisaks sõltub neeldunud kiirguse hulk Päikese kõrgusest horisondi kohal, s.o. atmosfäärikihi paksusele, mida päikesekiir läbib.

5. Nähtavus, kiirguse sumbumise seadus, hägusustegur. Valguse hajumine atmosfääris toob kaasa asjaolu, et kaugel asuvad objektid muutuvad halvasti eristatavaks mitte ainult nende suuruse vähenemise, vaid ka atmosfääri hägususe tõttu. Kaugust, mille juures objektide piirjooned atmosfääris enam eristamast, nimetatakse nähtavusvahemikuks ehk lihtsalt nähtavuseks. Nähtavuse ulatuse määrab kõige sagedamini silm teatud, eelnevalt valitud objektidel (tume taeva taustal), mille kaugus on teada. Väga puhta õhu korral võib nähtavus ulatuda sadadesse kilomeetritesse. Õhus, mis sisaldab palju aerosoolseid lisandeid, võib nähtavus ulatuda mitme kilomeetri või isegi meetrini. Nii on kerges udus nähtavus 500–1000 m ja tugevas udus või liivatormis langeb see mitme meetrini. Neeldumine ja hajumine põhjustavad atmosfääri läbiva päikesekiirguse voo märkimisväärset nõrgenemist. Kiirgus nõrgeneb proportsionaalselt vooluga endaga (koos teiste võrdsed tingimused, mida suurem on vool, seda suurem on energiakadu) ning neelavate ja hajutavate osakeste arv. Viimane oleneb atmosfääri läbiva kiire tee pikkusest.Aerosoollisanditeta atmosfääri puhul (ideaalne atmosfäär) on läbipaistvuskoefitsient p 0,90-0,95. Reaalses atmosfääris on selle väärtused vahemikus 0,6–0,85 (talvel veidi kõrgem, suvel madalam). Veeauru ja lisandite sisalduse suurenemisega läbipaistvuskoefitsient väheneb. Piirkonna laiuskraadi suurenedes suureneb läbipaistvuskoefitsient veeauru rõhu languse ja atmosfääris tolmu vähenemise tõttu. Kogu atmosfääri kiirguse nõrgenemise võib jagada kahte ossa: sumbumine püsigaasidega (ideaalne atmosfäär) ning nõrgenemine veeauru ja aerosoollisanditega. Nende protsesside suhet võetakse arvesse hägusustegur 6. Geograafilised mustrid otsese ja hajutatud kiirguse jaotus. Päikese otsese kiirguse voog sõltub Päikese kõrgusest horisondi kohal. Seetõttu päikesekiirguse voog päeval algul kiiresti, siis aeglaselt tõuseb päikesetõusust keskpäevani ja algul aeglaselt, seejärel väheneb kiiresti keskpäevast päikeseloojanguni. Kuid atmosfääri läbipaistvus päeva jooksul muutub, seega pole otsese kiirguse igapäevase kulgemise kõver ühtlane, vaid sellel on kõrvalekalded. Kuid keskmiselt ilmnevad kiirguse muutused päeva jooksul pika vaatlusperioodi jooksul sujuva kõvera kujul. Aasta jooksul muutub päikese otsese kiirguse energeetiline valgustatus põhiosa Maa pinnast oluliselt, mis on seotud Päikese kõrguse muutustega. Põhjapoolkeral toimuvad nii risti pinnaga otsekiirguse kui ka insolatsiooni miinimumväärtused detsembris, maksimumväärtused ei ole suveperioodil, vaid kevadel, kui õhk on kondensatsiooniproduktidega vähem hägune. ja vähem tolmune. Keskmine keskpäevane energiavalgustus Moskvas on detsembris 0,54, aprill 1,05, juuni-juuli 0,86-0,99 kW / m 2. Päevased otsese kiirguse väärtused on maksimaalsed suvel, maksimaalse päikesepaiste ajal. Maksimaalsed väärtused otsene päikesekiirgus mõne punkti jaoks on järgmine (kW / m 2): Tiksi laht 0,91, Pavlovsk 1,00, Irkutsk 1,03, Moskva 1,03, Kursk 1,05, Thbilisi 1,05, Vladivostok 1,02, Taškent 1,06. Päikese otsese kiirguse maksimumväärtused tõusevad laiuskraadi vähenedes vähe, hoolimata Päikese kõrguse suurenemisest. Selle põhjuseks on asjaolu, et lõunapoolsetel laiuskraadidel suureneb õhu niiskuse- ja tolmusisaldus. Seetõttu on ekvaatoril maksimumväärtused veidi kõrgemad kui parasvöötme laiuskraadide maksimumid. Suurimad aastased otsese päikesekiirguse väärtused Maal on Saharas - kuni 1,10 kW / m 2. Otsese kiirguse saabumise hooajalised erinevused on järgmised. Suvisel ajal kõrgeimad väärtused otsest päikesekiirgust täheldatakse suvepoolkera 30-400 laiuskraadil, ekvaatori suunas ja suunas polaarringid otsese päikesekiirguse väärtused vähenevad. Suvise poolkera pooluste poole on otsese päikesekiirguse vähenemine väike, talvel võrdub see nulliga. Kevadel ja sügisel on otsese päikesekiirguse maksimumväärtused kevadpoolkeral 10-200 ja sügisel 20-300. Ainult ekvaatorivööndi talvine osa saab maksimumi antud periood otsese päikesekiirguse väärtused. Kõrgusel merepinnast tõusevad kiirguse maksimaalsed väärtused atmosfääri optilise paksuse vähenemise tõttu: iga 100 meetri kõrguse kohta suureneb kiirguse hulk troposfääris 0,007–0,14 kW / m 2 võrra. Mägedes registreeritud maksimaalsed kiirgusväärtused on 1,19 kW/m 2 . Horisontaalsele pinnale saabuv hajutatud kiirgus muutub ka päeva jooksul: see suureneb enne lõunat ja väheneb pärastlõunal. Hajutatud kiirgusvoo suurus sõltub üldiselt päeva pikkusest ja Päikese kõrgusest horisondi kohal, samuti atmosfääri läbipaistvusest (läbipaistvuse vähenemine toob kaasa hajumise suurenemise). Lisaks varieerub hajutatud kiirgus sõltuvalt pilvisusest väga laias vahemikus. Pilvedest peegelduv kiirgus on samuti hajutatud. Samuti hajub lumelt peegelduv kiirgus, mis suurendab selle osakaalu talvel. Keskmise pilvisusega hajutatud kiirgus on enam kui kaks korda suurem kui pilvitu päeval. Moskvas on hajutatud kiirguse keskmine keskpäevane väärtus suvel selge taevaga 0,15 ja talvel madala päikesega 0,08 kW / m 2. Laigulise pilvisusega on need väärtused suvel 0,28 ja talvel 0,10 kW/m 2 . Suhteliselt õhukeste pilvede ja lumikattega Arktikas võivad need väärtused ulatuda suvel 0,70 kW/m 2 -ni. Hajutatud kiirguse väärtused Antarktikas on väga kõrged. Kõrguse kasvades hajutatud kiirgus väheneb. Hajutatud kiirgus võib otsest kiirgust oluliselt täiendada, eriti kui päikest on vähe. Hajutatud valguse tõttu toimib valgusallikana kogu atmosfäär päeval: päeval on hele nii sinna, kuhu päikesekiired otseselt ei lange, kui ka siis, kui Päikest varjavad pilved. Hajutatud kiirgus suurendab mitte ainult valgustust, vaid ka maapinna kuumenemist. Hajutatud kiirguse väärtused on üldiselt väiksemad kui otsesed, kuid suurusjärk on sama. Troopilistel ja keskmistel laiuskraadidel on hajutatud kiirguse hulk pool kuni kaks kolmandikku otsese kiirguse väärtustest. 50-600 juures on nende väärtused lähedased ja poolustele lähemal valitseb hajutatud kiirgus.

7 Kogu kiirgus Kogu maapinnale jõudvat päikesekiirgust nimetatakse kogu päikesekiirguseks.Pilvetu taeva all on päikese kogukiirguse ööpäevane kõikumine maksimumiga keskpäeva paiku ja aastane kõikumine maksimumiga suvel. Osaline pilvisus, mis ei kata päikeseketast, suurendab kogukiirgust võrreldes pilvitu taevaga, täielik pilvisus aga hoopis vähendab seda. Keskmiselt vähendab pilvisus kiirgust. Seetõttu on suvel summaarse kiirguse saabumine lõunaeelsetel tundidel suurem kui pärastlõunal ja esimesel poolaastal rohkem kui teisel. Keskpäevased summaarse kiirguse väärtused suvekuudel Moskva lähistel pilvitu taevaga keskmiselt 0,78, avatud päikese ja pilvedega 0,80, pidevate pilvede korral - 0,26 kW / m 2. Kogukiirguse väärtuste jaotus üle maakera erineb tsoonist, mis on seletatav atmosfääri läbipaistvuse ja hägususe mõjuga. Kogukiirguse maksimaalsed aastased väärtused on 84*102 - 92*102 MJ/m 2 ja seda täheldatakse Põhja-Aafrika kõrbetes. Suure pilvisusega ekvatoriaalmetsade aladel vähenevad kogukiirguse väärtused 42*102–50*102 MJ/m2. Mõlema poolkera kõrgematele laiuskraadidele vähenevad kogukiirguse väärtused, ulatudes 60. paralleeli all 25 * 102 - 33 * 102 MJ/m 2 . Kuid siis kasvavad nad uuesti - veidi üle Arktika ja oluliselt - üle Antarktika, kus mandri keskosades on neid 50 * 102 - 54 * 102 MJ / m 2. Üldiselt on nadookeanide kogukiirguse väärtused madalamad kui vastavatel maismaa laiuskraadidel. Detsembris on kogukiirguse kõrgeimad väärtused lõunapoolkera kõrbetes (8*102 - 9*102 MJ/m2). Ekvaatori kohal vähenevad summaarsed kiirgusväärtused 3*102 - 5*102 MJ/m 2 -ni. Põhjapoolkeral väheneb kiirgus kiiresti polaaralade suunas ja on nullist väljaspool polaarjoont. Lõunapoolkeral väheneb summaarne kiirgus lõuna pool 50-600 S. (4 * 102 MJ / m 2) ja seejärel suureneb Antarktika kesklinnas 13 * 102 MJ / m 2-ni. Juulis täheldatakse kogukiirguse kõrgeimaid väärtusi (üle 9 * 102 MJ / m2) Kirde-Aafrikas ja Araabia poolsaarel. Ekvatoriaalpiirkonnas on kogukiirguse väärtused madalad ja võrdsed detsembri omadega. Troopikast põhja pool väheneb summaarne kiirgus aeglaselt 600 N-ni, seejärel tõuseb Arktikas 8*102 MJ/m 2 -ni. Lõunapoolkeral väheneb ekvaatori kogukiirgus kiiresti lõunasse, jõudes polaarringi lähedal nullväärtusteni.

8. Päikesekiirguse peegeldus. Maa albeedo. Pinnale jõudes neeldub kogukiirgus osaliselt ülemises õhukeses mulla- või veekihis ja muundatakse soojuseks ning peegeldub osaliselt. Päikese kiirguse maapinnalt peegeldumise tingimusi iseloomustab albedo väärtus, mis võrdub peegeldunud kiirguse ja sissetuleva voo suhtega (kogu kiirgusega). A = Qref / Q (8) Teoreetiliselt võivad albedo väärtused varieeruda vahemikus 0 (absoluutselt must pind) kuni 1 (absoluutselt valge pind). Olemasolevad vaatlusandmed näitavad, et aluspindade albeedoväärtused varieeruvad laias vahemikus ja nende muutused hõlmavad peaaegu kogu erinevate pindade võimalikku peegeldusväärtuste vahemikku. Eksperimentaalsetes uuringutes leiti albedo väärtused peaaegu kõigi tavaliste looduslike aluspindade jaoks. Need uuringud näitavad esiteks, et päikesekiirguse neeldumise tingimused maal ja veekogudes on märgatavalt erinevad. Kõrgeimad albedo väärtused on puhta ja kuiva lume puhul (90-95%). Kuid kuna lumikate on harva täiesti puhas, on lumealbedo keskmised väärtused enamikul juhtudel 70–80%. Märja ja saastunud lume puhul on need väärtused veelgi madalamad - 40-50%. Lume puudumisel on maapinna kõrgeim albeedo iseloomulik mõnele kõrbealale, kus pind on kaetud kristalsete soolade kihiga (kuivanud järvede põhi). Nendes tingimustes on albeedo väärtus 50%. vähe vähem väärtust albedo liivastes kõrbetes. Märja mulla albeedo on väiksem kui kuiva pinnase albeedo. Niiskete tšernozemide puhul on albeedo väärtused äärmiselt väikesed - 5%. Pideva taimkattega looduslike pindade albeedo varieerub suhteliselt väikestes piirides - 10-20-25%. Samas on metsa (eriti okaspuu) albeedo enamikul juhtudel väiksem kui niidutaimestiku albeedo. Kiirguse neeldumise tingimused veekogudes erinevad maapinna neeldumistingimustest. Puhas vesi on lühilainekiirgusele suhteliselt läbipaistev, mille tulemusena ülemistesse kihtidesse tungivad päikesekiired hajuvad mitmekordselt ja alles pärast seda neelduvad suurel määral. Seetõttu sõltub päikesekiirguse neeldumisprotsess Päikese kõrgusest. Kui see seisab kõrgel, tungib märkimisväärne osa sissetulevast kiirgusest vee ülemistesse kihtidesse ja neeldub peamiselt. Seetõttu albedo veepind moodustab kõrge Päikese juures mõne protsendi ja madalal päikesel suureneb albeedo mitmekümne protsendini. Süsteemi "Maa-atmosfäär" albeedol on keerulisem iseloom. Atmosfääri sattuv päikesekiirgus peegeldub osaliselt atmosfääri tagasihajumise tulemusena. Pilvede olemasolul peegeldub nende pinnalt märkimisväärne osa kiirgusest. Pilvede albeedo sõltub nende kihi paksusest ja on keskmiselt 40-50%. Pilvede täieliku või osalise puudumise korral on süsteemi albeedo " Maa – atmosfäär» sõltub oluliselt maapinna enda albeedost. Planeedi albeedo geograafilise jaotuse olemus satelliidivaatluste järgi näitab olulisi erinevusi põhja- ja lõunapoolkera kõrgete ja keskmiste laiuskraadide albeedo vahel. Troopikas on albedo kõrgeimad väärtused kõrbete kohal, konvektiivse pilvisusega tsoonides. Kesk-Ameerika ja üle ookeanide. Lõunapoolkeral, erinevalt põhjapoolkeral, on albeedos tsooniline kõikumine, mis on tingitud lihtne jaotus maa ja meri. Enamik kõrged väärtused albedo asub polaarsetel laiuskraadidel. Valdav osa maapinnalt ja pilvede ülemisest piirist peegelduvast kiirgusest läheb maailmaruumi. Kolmandik hajutatud kiirgusest läheb samuti ära. Kosmosesse väljuva peegeldunud ja hajutatud kiirguse suhe kokku atmosfääri sisenevat päikesekiirgust nimetatakse Maa planetaarseks albeedoks või Maa albeedoks. Selle väärtus on hinnanguliselt 30%. Planeedi albeedo põhiosa moodustab pilvedelt peegelduv kiirgus. 6.1.8. enda kiirgus. kiirguse vastane. Tõhus kiirgus. Päikesekiirgus, neeldudes Maa ülemisse kihti, soojendab seda, mille tulemusena pinnas ja pinnavesi nad ise kiirgavad pikalainelist kiirgust. Seda maapealset kiirgust nimetatakse maapinna sisemiseks kiirguseks. Selle kiirguse intensiivsus järgib teatud eeldusel Stefan-Boltzmanni seadust absoluutselt musta keha jaoks, mille temperatuur on 150 ° C. Aga kuna maa ei ole absoluutselt must keha(selle kiirgus vastab halli keha kiirgusele), arvutustes on vaja sisse viia parandus, mis on võrdne e=0,95. Seega saab Maa enda kiirgust määrata valemiga Ез = esТ 4 (9) Määrati, et Maa planeedi keskmisel temperatuuril 150С on Maa enda kiirgus Ез = 3,73*102 W/m2. Nii suur kiirguse tagasitulek maapinnalt tooks kaasa selle väga kiire jahtumise, kui seda ei takistaks vastupidine protsess – päikese- ja atmosfäärikiirguse neeldumine maapinnale. Maapinna absoluutsed temperatuurid jäävad vahemikku 190-350K. Sellistel temperatuuridel on isekiirguse lainepikkused vahemikus 4-120 µm ja maksimaalne energia langeb 10-15 µm. Atmosfäär, mis neelab nii päikesekiirgust kui ka maapinna enda kiirgust, soojeneb. Lisaks soojendatakse atmosfäär mittekiirguslikul viisil (soojusjuhtimise teel, veeauru kondenseerumisel). Kuumutatud atmosfäär muutub pikalainelise kiirguse allikaks. Suurem osa sellest atmosfäärikiirgusest (70%) on suunatud maapinnale ja seda nimetatakse vastukiirguseks (Ea). Teine osa atmosfääri kiirgusest neeldub katvatesse kihtidesse, kuid veeaurusisalduse vähenedes väheneb atmosfääri neeldunud kiirguse hulk ja osa sellest läheb maailmaruumi. Maapind neelab vastukiirguse peaaegu täielikult (95-99%). Seega on vastukiirgus lisaks neelduvale päikesekiirgusele maapinna oluline soojusallikas. Pilvede puudumisel määrab atmosfääri pikalainelise kiirguse veeauru ja süsihappegaasi olemasolu. Atmosfääri osooni mõju nende teguritega võrreldes on tähtsusetu. Veeaur ja süsinikdioksiid neelavad pikalainelist kiirgust vahemikus 4,5 kuni 80 mikronit, kuid mitte täielikult, vaid teatud kitsastes spektripiirkondades. Kiirguse tugevaim neeldumine veeauru poolt toimub lainepikkuste vahemikus 5-7,5 µm, samas kui vahemikus 9,5-12 µm 4.1. Atmosfääri läbipaistvusaknad optilises vahemikus, neeldumine praktiliselt puudub. Seda lainepikkuste vahemikku nimetatakse atmosfääri läbipaistvuse aknaks. Süsinikdioksiidil on mitu neeldumisriba, millest kõige olulisem riba on lainepikkusega 13-17 mikronit, mis moodustab maapealse kiirguse maksimumi. Tuleb märkida, et sisu süsinikdioksiid suhteliselt konstantne, samas kui veeauru hulk varieerub olenevalt ilmastikutingimustest suuresti. Seetõttu mõjutab õhuniiskuse muutus oluliselt atmosfääri kiirguse hulka. Näiteks suurim vastukiirgus on ekvaatori lähedal aastas keskmiselt 0,35-0,42 kW / m 2 ja polaaralade suunas väheneb see 0,21 kW / m 2 -ni, tasastel aladel Ea on 0,21-0,28 kW / m 2 ja 0,07-0,14 kW / m 2 - mägedes. Vastukiirguse vähenemine mägedes on seletatav veeauru sisalduse vähenemisega kõrgusega. Atmosfääri vastukiirgus suureneb tavaliselt pilvede olemasolul oluliselt. Alumise ja keskmise astme pilved on reeglina üsna tihedad ja kiirgavad sobival temperatuuril absoluutselt musta kehana. Kõrgpilved kiirgavad oma väikese tiheduse tõttu tavaliselt vähem kui must keha, mistõttu neil on oma ja vastutuleva kiirguse suhtele vähe mõju. Veeauru ja muude pikalainelise isekiirguse gaaside neeldumine tekitab " kasvuhooneefekt”, st. päästab päikesesoojus maa atmosfääris. Nende gaaside, eelkõige süsinikdioksiidi kontsentratsiooni suurenemine inimtegevuse tagajärjel võib kaasa tuua planeedile jääva soojuse osakaalu suurenemise, planeedi keskmise temperatuuri tõusu ja muutuse globaalne kliima Maa, mille tagajärgi on siiani raske ennustada. Kuid tuleb märkida, et peamist rolli maapealse kiirguse neeldumisel ja vastukiirguse moodustamisel mängib veeaur. Läbipaistvusakna kaudu pääseb osa pika lainepikkusega maapealsest kiirgusest läbi atmosfääri maailmaruumi. Koos atmosfäärikiirgusega nimetatakse seda kiirgust väljuvaks kiirguseks. Kui võtta päikesekiirguse sissevooluks 100 ühikut, siis väljaminev kiirgus on 70 ühikut. Võttes arvesse 30 peegeldunud ja hajutatud kiirguse ühikut (Maa planetaarne albeedo), annab Maa avakosmosesse nii palju kiirgust, kui palju ta vastu võtab, s.o. on kiirguse tasakaalus.

9. Maapinna kiirgusbilanss Maapinna kiirgusbilanss on kiirguse maapinnale jõudmise (neeldunud kiirguse kujul) ja soojuskiirguse (efektiivse kiirguse) tulemusena tarbimise vahe. Kiirgusbilanss muutub öistest negatiivsetest väärtustest päevasteks positiivseteks väärtusteks suvel päikese kõrgusel 10-15 kraadi ja vastupidi, positiivsest negatiivseks - enne päikeseloojangut samadel päikesekõrgustel. Talvel toimub kiirgusbilansi väärtuste üleminek nullist Päikese suurte nurkade korral (20-25 kraadi). Öösel on kogukiirguse puudumisel kiirgusbilanss negatiivne ja võrdne efektiivse kiirgusega. Kiirgusbilansi jaotus üle maakera on üsna ühtlane. Kiirgusbilansi aastaväärtused on positiivsed kõikjal, välja arvatud Antarktika ja Gröönimaa. Kiirgusbilansi positiivsed aastaväärtused tähendavad, et neeldunud kiirguse ülejääk tasakaalustatakse mittekiirgusliku soojusülekandega maapinnalt atmosfääri. See tähendab, et maapinnal puudub kiirgustasakaal (sissetulev kiirgus on suurem kui selle tagasituli), küll aga on termiline tasakaal, mis tagab atmosfääri soojuskarakteristikute stabiilsuse. Kiirgusbilansi suurimaid aastaväärtusi täheldatakse ekvatoriaalvööndis 200 põhja- ja lõunalaiuskraadi vahel. Siin on see üle 40 * 102 MJ / m 2. Kõrgematele laiuskraadidele kiirgusbilansi väärtused vähenevad ja jäävad 60. paralleeli lähedal vahemikku 8*102 kuni 13*102 MJ/m 2 . Edasi poolustele langeb kiirgusbilanss veelgi ja ulatub Antarktikas 2*102 - 4*102 MJ/m 2 -ni. Ookeanide kohal on kiirgusbilanss suurem kui maismaa kohal samadel laiuskraadidel. Märkimisväärseid kõrvalekaldeid tsooniväärtustest leidub ka kõrbetes, kus suure efektiivse kiirguse tõttu on tasakaal laiuskraadist madalam. Detsembris on kiirgusbilanss negatiivne olulisel osal põhjapoolkeral 40. paralleelist põhja pool. Arktikas jõuab see väärtusteni 2*102 MJ/m 2 ja alla selle. 40. paralleelist lõuna pool suureneb see lõunatroopikuni (4 * 102 - 6 * 102 MJ / m 2) ja väheneb seejärel kuni lõunapoolus, ulatudes Antarktika rannikul 2*102 MJ/m 2 Juunis on kiirgusbilanss maksimaalne üle põhjatroopika (5*102 - 6*102 MJ/m 2). Põhja pool see väheneb, jäädes positiivseks kuni põhjapoolus, ja lõunas väheneb, muutudes Antarktika ranniku lähedal negatiivseks (-0,4 -0,8 * 102 MJ / m 2).

©2015-2019 sait
Kõik õigused kuuluvad nende autoritele. See sait ei pretendeeri autorlusele, kuid pakub tasuta kasutamist.
Lehe loomise kuupäev: 2017-06-30

Kui atmosfäär edastaks kõik päikesekiired maapinnale, siis sõltuks mis tahes Maa punkti kliima ainult geograafilisest laiuskraadist. Nii usuti seda iidsetel aegadel. Kui aga päikesevalgus läbib maa atmosfäär nagu juba nägime, on nende nõrgenemine samaaegsete neeldumis- ja hajumisprotsesside tõttu. Pilvedest koosnevad veepiisad ja jääkristallid neelavad ja hajutavad palju.

Seda osa päikesekiirgusest, mis jõuab maapinnale pärast atmosfääri ja pilvede hajutamist, nimetatakse hajutatud kiirgus. Päikese kiirguse osa, mis läbib atmosfääri hajumiseta, nimetatakseotsene kiirgus.

Kiirgust hajutavad mitte ainult pilved, vaid selges taevas ka molekulid, gaasid ja tolmuosakesed. Otsese ja hajutatud kiirguse suhe varieerub laias vahemikus. Kui selge taeva ja vertikaalse päikesevalguse langemise korral on hajutatud kiirguse osa 0,1% otsesest kiirgusest, siis

pilvises taevas võib hajuskiirgus olla suurem kui otsene kiirgus.

Nendes maapiirkondades, kus valitseb selge ilm, näiteks aastal Kesk-Aasia, on maapinna peamiseks kütteallikaks otsene päikesekiirgus. Samas kohas, kus valitseb pilves ilm, näiteks põhjas ja loodes Euroopa territoorium NSV Liidus omandab hajutatud päikesekiirgus märkimisväärse tähtsuse. Põhjas asuv Tikhaya laht saab hajutatud kiirgust peaaegu poolteist korda rohkem kui otsest kiirgust (tabel 5). Taškendis, vastupidi, on hajuskiirgus alla 1/3 otsesest kiirgusest. Otsene päikesekiirgus Jakutskis on suurem kui Leningradis. Seda seletatakse asjaoluga, et Leningradis on rohkem pilviseid päevi ja õhu läbipaistvus on väiksem.

Maapinna albeedo. Maa pinnal on võime peegeldada sellele langevaid kiiri. Neeldunud ja peegeldunud kiirguse hulk sõltub maapinna omadustest. Keha pinnalt peegeldunud kiirgusenergia hulga ja langeva kiirgusenergia hulga suhet nimetatakse albeedo. Albedo iseloomustab kehapinna peegelduvust. Kui näiteks öeldakse, et värskelt sadanud lume albeedo on 80-85%, siis see tähendab, et 80-85% kogu lumepinnale langevast kiirgusest peegeldub sellelt.

Lume ja jää albeedo oleneb nende puhtusest. AT tööstuslinnad seoses erinevate lisandite, peamiselt tahma ladestumisega lumele, on albeedot vähem. Vastupidi, Arktika piirkondades ulatub lumealbeedo mõnikord 94% -ni. Kuna lume albeedo on teiste maapinna tüüpide albeedoga võrreldes kõrgeim, toimub maapinna soojenemine lumikatte all nõrgalt. Rohtse taimestiku ja liiva albeedot on palju vähem. Rohttaimestiku albeedo on 26% ja liival 30%. See tähendab, et rohi neelab 74% päikeseenergiast, liiv aga 70%. Neeldunud kiirgust kasutatakse aurustamiseks, taimede kasvatamiseks ja soojendamiseks.

Vesi on kõrgeima imamisvõimega. Mered ja ookeanid neelavad umbes 95% nende pinnale sisenevast päikeseenergiast, s.t veealbeedos on 5% (joonis 9). Tõsi, vee albeedo oleneb päikesekiirte langemisnurgast (VV Shuleikin). Kui kiired langevad pinnalt vertikaalselt puhas vesi ainult 2% kiirgusest peegeldub ja madalal päikesel - peaaegu kõik.