รังสีแสงอาทิตย์ที่ดูดกลืนโดยตรงทั้งหมด การวัดรังสีดวงอาทิตย์

จำนวนขาเข้า พื้นผิวโลกการแผ่รังสีดวงอาทิตย์โดยตรง (S) ในท้องฟ้าที่ไม่มีเมฆขึ้นอยู่กับความสูงของดวงอาทิตย์และความโปร่งใส โต๊ะสำหรับสามคน เขตละติจูดแจกแจงปริมาณรังสีโดยตรงทุกเดือนให้ ท้องฟ้าไร้เมฆ(ผลรวมที่เป็นไปได้) เป็นค่าเฉลี่ยสำหรับเดือนกลางของฤดูกาลและปี

การมาถึงของรังสีโดยตรงที่เพิ่มขึ้นในส่วนเอเชียนั้นเกิดจากความโปร่งใสของชั้นบรรยากาศในภูมิภาคนี้ที่สูงขึ้น ค่านิยมสูงการแผ่รังสีโดยตรงในฤดูร้อนในภาคเหนือของรัสเซียอธิบายโดยการรวมกันของความโปร่งใสของชั้นบรรยากาศและ ระยะเวลานานวัน

ลดการมาถึงของรังสีโดยตรงและสามารถเปลี่ยนแปลงหลักสูตรรายวันและรายปีได้อย่างมาก อย่างไรก็ตาม ภายใต้สภาวะที่มีเมฆมากโดยเฉลี่ย ปัจจัยทางดาราศาสตร์มีอิทธิพลเหนือกว่า ดังนั้น การแผ่รังสีโดยตรงสูงสุดจะอยู่ที่ ระดับความสูงสูงสุดดวงอาทิตย์.

ในพื้นที่ภาคพื้นทวีปส่วนใหญ่ของรัสเซียในช่วงฤดูใบไม้ผลิ-ฤดูร้อน การแผ่รังสีโดยตรงในช่วงก่อนเที่ยงจะมีมากกว่าในช่วงบ่าย ทั้งนี้เนื่องจากการพัฒนาของเมฆหมุนเวียนในช่วงบ่ายและความโปร่งใสของบรรยากาศในช่วงเวลานี้ของวันลดลงเมื่อเทียบกับช่วงเช้า ในฤดูหนาว อัตราส่วนของค่ารังสีก่อนเที่ยงและตอนบ่ายจะกลับกัน - ค่าการแผ่รังสีโดยตรงก่อนเที่ยงจะน้อยลงเนื่องจากความขุ่นสูงสุดในช่วงเช้าและการลดลงในช่วงครึ่งหลังของวัน ความแตกต่างระหว่างค่ารังสีโดยตรงก่อนและตอนบ่ายสามารถสูงถึง 25–35%

ในหลักสูตรประจำปี การแผ่รังสีโดยตรงสูงสุดจะอยู่ในช่วงเดือนมิถุนายน-กรกฎาคม ยกเว้นพื้นที่ ตะวันออกอันไกลโพ้นโดยจะเปลี่ยนเป็นเดือนพฤษภาคม และทางตอนใต้ของ Primorye มีค่าสูงสุดรองในเดือนกันยายน
ปริมาณรังสีโดยตรงรายเดือนสูงสุดในรัสเซียคือ 45–65% ของสิ่งที่เป็นไปได้ภายใต้ท้องฟ้าที่ไม่มีเมฆและแม้แต่ในตอนใต้ของยุโรปก็สูงถึง 70% เท่านั้น ค่าต่ำสุดจะสังเกตได้ในเดือนธันวาคมและมกราคม

การมีส่วนร่วมของรังสีโดยตรงต่อการมาถึงทั้งหมดภายใต้เมฆมากจริงถึงสูงสุดในเดือนฤดูร้อนและเฉลี่ย 50-60% ข้อยกเว้นคือ Primorsky Krai ซึ่งการแผ่รังสีโดยตรงที่ใหญ่ที่สุดตกอยู่ในช่วงฤดูใบไม้ร่วงและฤดูหนาว

การกระจายของรังสีโดยตรงภายใต้เมฆมากเฉลี่ย (จริง) ทั่วอาณาเขตของรัสเซียส่วนใหญ่ขึ้นอยู่กับ . สิ่งนี้นำไปสู่การละเมิดที่เห็นได้ชัดเจนของการกระจายรังสีในบางเดือน โดยเฉพาะอย่างยิ่งในฤดูใบไม้ผลิ ดังนั้น ในเดือนเมษายน มีสองสูงสุด - หนึ่งในภาคใต้

พลังงานที่ปล่อยออกมาจากดวงอาทิตย์เรียกว่ารังสีดวงอาทิตย์ มาสู่โลก รังสีดวงอาทิตย์ส่วนใหญ่จะเปลี่ยนเป็นความร้อน

รังสีดวงอาทิตย์เป็นแหล่งพลังงานเพียงแหล่งเดียวสำหรับโลกและชั้นบรรยากาศ เมื่อเทียบกับพลังงานแสงอาทิตย์ ความสำคัญของแหล่งพลังงานอื่นๆ สำหรับโลกนั้นมีความสำคัญเพียงเล็กน้อย ตัวอย่างเช่น อุณหภูมิของโลกโดยเฉลี่ยจะเพิ่มขึ้นตามความลึก (ประมาณ 1 ° C ทุกๆ 35 ม.) ด้วยเหตุนี้พื้นผิวของโลกจึงได้รับความร้อนบางส่วนจากชิ้นส่วนภายใน คาดว่าโดยเฉลี่ย 1 ซม. 2 ของพื้นผิวโลกจะได้รับประมาณ 220 จูลต่อปีจากส่วนในของโลก จำนวนนี้น้อยกว่าความร้อนที่ได้รับจากดวงอาทิตย์ถึง 5,000 เท่า โลกได้รับความร้อนจำนวนหนึ่งจากดาวฤกษ์และดาวเคราะห์ แต่ถึงแม้จะน้อยกว่าความร้อนที่มาจากดวงอาทิตย์ถึงหลายเท่า (ประมาณ 30 ล้าน)

ปริมาณพลังงานที่ดวงอาทิตย์ส่งมายังโลกมีมหาศาล ดังนั้นพลังของฟลักซ์การแผ่รังสีแสงอาทิตย์ที่เข้าสู่พื้นที่ 10 กม. 2 คือ 7-9 กิโลวัตต์ในฤดูร้อนที่ไม่มีเมฆ (คำนึงถึงความอ่อนแอของบรรยากาศ) เป็นมากกว่าพลัง ครัสโนยาสค์ HPP. ปริมาณพลังงานการแผ่รังสีที่มาจากดวงอาทิตย์ใน 1 วินาที เป็นพื้นที่ 15x15 กม. (นี่คือ พื้นที่น้อยเลนินกราด) เวลาประมาณเที่ยงในฤดูร้อน เกินความจุของโรงไฟฟ้าทั้งหมดของสหภาพโซเวียตที่ถล่ม (166 ล้านกิโลวัตต์)

รูปที่ 1 - ดวงอาทิตย์เป็นแหล่งรังสี

ประเภทของรังสีดวงอาทิตย์

ในชั้นบรรยากาศ รังสีดวงอาทิตย์ที่ส่งไปยังพื้นผิวโลกจะถูกดูดกลืนบางส่วน และกระจัดกระจายบางส่วนและสะท้อนจากเมฆและพื้นผิวโลก มีการสังเกตรังสีดวงอาทิตย์สามประเภทในชั้นบรรยากาศ: แบบตรง แบบกระจาย และแบบรวม

รังสีแสงอาทิตย์โดยตรง- การแผ่รังสีที่มายังพื้นผิวโลกโดยตรงจากจานสุริยะ รังสีดวงอาทิตย์แพร่กระจายจากดวงอาทิตย์ในทุกทิศทาง แต่ระยะทางจากโลกถึงดวงอาทิตย์นั้นยิ่งใหญ่มากจนการแผ่รังสีโดยตรงตกลงบนพื้นผิวใดๆ บนโลกในรูปแบบของลำแสงรังสีคู่ขนานที่เล็ดลอดออกมาจากอินฟินิตี้อย่างที่มันเป็น แม้แต่ทั้งหมด โลกโดยทั่วไปแล้วมันมีขนาดเล็กมากเมื่อเปรียบเทียบกับระยะห่างจากดวงอาทิตย์ที่รังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมดที่ตกลงมาสามารถถือได้ว่าเป็นลำแสงคู่ขนานโดยไม่มีข้อผิดพลาด

มีเพียงรังสีโดยตรงเท่านั้นที่ไปถึงขอบบนของชั้นบรรยากาศ ประมาณ 30% ของรังสีที่ตกกระทบบนโลกจะสะท้อนออกสู่อวกาศ ออกซิเจน ไนโตรเจน โอโซน คาร์บอนไดออกไซด์ ไอน้ำ (เมฆ) และอนุภาคละอองลอยดูดซับรังสีแสงอาทิตย์โดยตรงในบรรยากาศถึง 23% โอโซนดูดซับรังสีอัลตราไวโอเลตและรังสีที่มองเห็นได้ แม้ว่าเนื้อหาในอากาศจะมีขนาดเล็กมาก แต่ก็ดูดซับรังสีอัลตราไวโอเลตได้ทั้งหมด (ประมาณ 3%) ดังนั้นจึงไม่สังเกตเห็นเลยใกล้พื้นผิวโลก ซึ่งมีความสำคัญมากสำหรับสิ่งมีชีวิตบนโลก

รังสีแสงอาทิตย์โดยตรงผ่านชั้นบรรยากาศก็กระจัดกระจายเช่นกัน อนุภาค (หยด คริสตัล หรือโมเลกุล) ของอากาศ ซึ่งอยู่ในเส้นทางของคลื่นแม่เหล็กไฟฟ้า จะ "ดึง" พลังงานออกจากคลื่นที่ตกกระทบอย่างต่อเนื่องและแผ่รังสีออกไปใหม่ในทุกทิศทาง กลายเป็นตัวปล่อยพลังงาน

ประมาณ 25% ของพลังงานของฟลักซ์รังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมดที่ผ่านชั้นบรรยากาศกระจัดกระจายไปตามโมเลกุล ก๊าซในบรรยากาศและละอองและกลายเป็นรังสีแสงอาทิตย์กระจายในชั้นบรรยากาศ ทางนี้ รังสีดวงอาทิตย์กระจัดกระจาย- รังสีดวงอาทิตย์ที่มีการกระเจิงในชั้นบรรยากาศ รังสีที่กระจัดกระจายมาถึงพื้นผิวโลกไม่ใช่จากจานสุริยะ แต่มาจากทุกสิ่ง หลุมฝังศพของสวรรค์. รังสีที่กระจัดกระจายแตกต่างจากการแผ่รังสีโดยตรง องค์ประกอบสเปกตรัมเพราะรังสีที่มีความยาวคลื่นต่างกันจะกระจัดกระจายไปในองศาที่ต่างกัน

ตั้งแต่ต้นทาง รังสีกระจัดกระจายคือรังสีแสงอาทิตย์โดยตรง ฟลักซ์ของการกระจายขึ้นอยู่กับปัจจัยเดียวกันกับที่ส่งผลต่อฟลักซ์ของการแผ่รังสีโดยตรง โดยเฉพาะอย่างยิ่ง ฟลักซ์ของรังสีที่กระจัดกระจายจะเพิ่มขึ้นตามความสูงของดวงอาทิตย์ที่เพิ่มขึ้นและในทางกลับกัน นอกจากนี้ยังเพิ่มขึ้นตามการเพิ่มขึ้นของจำนวนอนุภาคที่กระเจิงในชั้นบรรยากาศเช่น ด้วยความโปร่งใสของชั้นบรรยากาศลดลงและลดลงเมื่อความสูงเหนือระดับน้ำทะเลเนื่องจากจำนวนอนุภาคกระเจิงในชั้นบรรยากาศที่อยู่เหนือลดลง ความขุ่นมัวและหิมะปกคลุมมีอิทธิพลอย่างมากต่อการแผ่รังสีแบบกระจาย ซึ่งเนื่องจากการกระเจิงและการสะท้อนของรังสีโดยตรงและแบบกระจายที่ตกกระทบบนตัวพวกมันและการกระเจิงซ้ำในชั้นบรรยากาศ สามารถเพิ่มการแผ่รังสีสุริยะแบบกระจายได้หลายครั้ง

รังสีที่กระจัดกระจายจะเสริมรังสีแสงอาทิตย์โดยตรงและเพิ่มปริมาณรังสีที่เข้ามาอย่างมาก พลังงานแสงอาทิตย์สู่พื้นผิวโลก บทบาทของมันมีความสำคัญอย่างยิ่งใน ฤดูหนาวที่ละติจูดสูงและในบริเวณอื่นๆ ที่มีเมฆมาก ซึ่งสัดส่วนของรังสีแบบกระจายอาจเกินสัดส่วนของรังสีโดยตรง ตัวอย่างเช่น ในปริมาณพลังงานแสงอาทิตย์ต่อปี รังสีกระจัดกระจายคิดเป็น 56% ใน Arkhangelsk และ 51% ในเซนต์ปีเตอร์สเบิร์ก

รังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมดคือผลรวมของฟลักซ์ของรังสีโดยตรงและแบบกระจายที่มาถึงพื้นผิวแนวนอน ก่อนพระอาทิตย์ขึ้นและหลังพระอาทิตย์ตกดิน เช่นเดียวกับในเวลากลางวันที่มีเมฆมากต่อเนื่อง การแผ่รังสีทั้งหมดจะสมบูรณ์ และที่ระดับความสูงต่ำของดวงอาทิตย์ ส่วนใหญ่จะประกอบด้วยรังสีกระจัดกระจาย ในท้องฟ้าที่ไม่มีเมฆหรือมีเมฆมากเล็กน้อย เมื่อความสูงของดวงอาทิตย์เพิ่มขึ้น สัดส่วนของการแผ่รังสีโดยตรงในองค์ประกอบของมวลรวมจะเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็ว และในเวลากลางวันจะมีค่าฟลักซ์มากกว่าฟลักซ์ของรังสีที่กระจัดกระจายหลายเท่า ความหมองโดยเฉลี่ยทำให้การแผ่รังสีโดยรวมอ่อนลง (20-30%) อย่างไรก็ตาม ด้วยความขุ่นมัวบางส่วนที่ไม่ครอบคลุมดิสก์สุริยะ ฟลักซ์ของมันอาจมากกว่าท้องฟ้าที่ไม่มีเมฆ หิมะที่ปกคลุมจะเพิ่มฟลักซ์ของรังสีทั้งหมดอย่างมีนัยสำคัญโดยการเพิ่มฟลักซ์ของรังสีที่กระจัดกระจาย

รังสีทั้งหมดตกลงบนพื้นโลก ส่วนใหญ่ดูดซับโดยชั้นบนสุดของดินหรือชั้นน้ำที่หนากว่า (รังสีที่ดูดซับ) และเปลี่ยนเป็นความร้อนและสะท้อนบางส่วน (รังสีสะท้อน)

ดวงอาทิตย์เป็นแหล่งกำเนิดของอวัยวะและ รังสีแม่เหล็กไฟฟ้า. รังสีจากร่างกายไม่ทะลุผ่านชั้นบรรยากาศต่ำกว่า 90 กม. ในขณะที่รังสีแม่เหล็กไฟฟ้าไปถึงพื้นผิวโลก ในอุตุนิยมวิทยาเรียกว่า รังสีดวงอาทิตย์หรือง่ายๆ รังสีมันเป็นหนึ่งในสองพันล้านของพลังงานทั้งหมดของดวงอาทิตย์และเดินทางจากดวงอาทิตย์มายังโลกในเวลา 8.3 นาที รังสีดวงอาทิตย์เป็นแหล่งพลังงานสำหรับกระบวนการเกือบทั้งหมดที่เกิดขึ้นในชั้นบรรยากาศและบนพื้นผิวโลก ส่วนใหญ่เป็นคลื่นสั้นและประกอบด้วยรังสีอัลตราไวโอเลตที่มองไม่เห็น - 9%, แสงที่มองเห็น - 47% และอินฟราเรดที่มองไม่เห็น - 44% เนื่องจากเกือบครึ่งหนึ่งของรังสีดวงอาทิตย์เป็นแสงที่มองเห็นได้ ดวงอาทิตย์จึงไม่เพียงแต่เป็นแหล่งความร้อนเท่านั้น แต่ยังมีแสงอีกด้วย เงื่อนไขที่จำเป็นเพื่อชีวิตบนโลก

การแผ่รังสีที่มายังโลกโดยตรงจากจานสุริยะเรียกว่า รังสีแสงอาทิตย์โดยตรงเนื่องจากระยะห่างจากดวงอาทิตย์ถึงโลกมีขนาดใหญ่ และโลกมีขนาดเล็ก รังสีจึงตกลงบนพื้นผิวใดๆ ของมันในรูปของลำแสงรังสีคู่ขนาน

รังสีดวงอาทิตย์มีความหนาแน่นฟลักซ์ที่แน่นอนต่อหน่วยพื้นที่ต่อหน่วยเวลา หน่วยวัดความเข้มของรังสีคือปริมาณพลังงาน (เป็นจูลหรือแคลอรี่ 1) ที่พื้นผิว 1 ซม. 2 ต่อนาทีได้รับเมื่อรังสีของดวงอาทิตย์ตกในแนวตั้งฉาก ที่ขอบบนของชั้นบรรยากาศ ที่ระยะห่างเฉลี่ยจากโลกถึงดวงอาทิตย์ เท่ากับ 8.3 J / cm 2 ต่อนาที หรือ 1.98 cal / cm 2 ต่อนาที ค่านี้ได้รับการยอมรับว่าเป็นมาตรฐานสากลและเรียกว่า ค่าคงที่แสงอาทิตย์(ส0). ของเธอ ความผันผวนเป็นระยะในระหว่างปีไม่มีนัยสำคัญ (+ 3.3%) และเกิดจากการเปลี่ยนแปลงระยะทางจากโลกถึง

1 1 แคล = 4.19 J, 1 กิโลแคลอรี = 41.9 MJ

2 ความสูงตอนเที่ยงของดวงอาทิตย์ขึ้นอยู่กับละติจูดทางภูมิศาสตร์และการเอียงของดวงอาทิตย์

ดวงอาทิตย์. การผันผวนแบบไม่เป็นระยะนั้นเกิดจากการแผ่รังสีที่แตกต่างกันของดวงอาทิตย์ อากาศที่ชั้นบนสุดของชั้นบรรยากาศเรียกว่า รังสีหรือ แสงอาทิตย์.คำนวณตามทฤษฎีโดยอิงจากมุมเอียงของรังสีดวงอาทิตย์บนพื้นผิวแนวนอน

ที่ ในแง่ทั่วไปภูมิอากาศแบบสุริยะสะท้อนบนผิวโลก ในเวลาเดียวกัน การแผ่รังสีและอุณหภูมิจริงบนโลกนั้นแตกต่างอย่างมากจากสภาพอากาศของดวงอาทิตย์เนื่องจากปัจจัยต่าง ๆ บนโลก สิ่งสำคัญคือการลดทอนของรังสีในบรรยากาศเนื่องจาก การสะท้อน การดูดซับและ กระเจิงและเป็นผลให้ การสะท้อนของรังสีจากพื้นผิวโลก

ที่ด้านบนของบรรยากาศ รังสีทั้งหมดมาในรูปของการแผ่รังสีโดยตรง จากข้อมูลของ S. P. Khromov และ M. A. Petrosyants 21% ของมันสะท้อนจากเมฆและอากาศกลับเข้าสู่อวกาศ รังสีที่เหลือจะเข้าสู่ชั้นบรรยากาศโดยที่รังสีโดยตรงถูกดูดกลืนและกระจายไปบางส่วน ที่เหลืออยู่ รังสีโดยตรง(24%) ไปถึงพื้นผิวโลก อย่างไรก็ตาม มันอ่อนกำลังลง รูปแบบของความอ่อนแอในชั้นบรรยากาศแสดงโดยกฎของ Bouguer: S=S 0 บ่ายโมง(J หรือ cal / cm 2 ต่อนาที) โดยที่ S คือปริมาณรังสีดวงอาทิตย์โดยตรงที่มาถึงพื้นผิวโลกต่อหน่วยพื้นที่ (ซม. 2) ที่ตั้งฉากกับรังสีของดวงอาทิตย์ S 0 คือค่าคงที่ของดวงอาทิตย์ R- ค่าสัมประสิทธิ์ความโปร่งใสในเศษส่วนของเอกภาพซึ่งแสดงว่าส่วนใดของรังสีมาถึงพื้นผิวโลก tคือ ความยาวทางเดินของลำแสงในบรรยากาศ

จริงๆ แสงแดดตกลงบนพื้นผิวโลกและชั้นบรรยากาศอื่นใดในมุมที่น้อยกว่า 90° การไหลของรังสีดวงอาทิตย์โดยตรงไปยังพื้นผิวแนวนอนเรียกว่า ไข้แดด(5,). คำนวณโดยสูตร S 1 \u003d S sin h ☼ (J หรือ cal / cm 2 ต่อนาที) โดยที่ h ☼ คือความสูงของดวงอาทิตย์ 2 โดยธรรมชาติจะมีพื้นผิวแนวนอนจำนวนน้อยกว่าต่อหน่วย

พลังงานต่อหน่วยพื้นที่ตั้งฉากกับแสงอาทิตย์ (รูปที่ 22)

ในบรรยากาศ ดูดซึมประมาณ 23% และ สลายไปประมาณ 32% ของรังสีดวงอาทิตย์โดยตรงเข้าสู่ชั้นบรรยากาศ โดย 26% ของรังสีที่กระจัดกระจายแล้วมายังพื้นผิวโลก และ 6% เข้าสู่อวกาศ

การแผ่รังสีดวงอาทิตย์ไม่เพียงแต่ผ่านการเปลี่ยนแปลงเชิงปริมาณเท่านั้น แต่ยังรวมถึงการเปลี่ยนแปลงเชิงคุณภาพในชั้นบรรยากาศด้วย เนื่องจากก๊าซในอากาศและละอองลอยดูดซับและกระจายรังสีแสงอาทิตย์อย่างเฉพาะเจาะจง ตัวดูดซับรังสีหลัก ได้แก่ ไอน้ำ เมฆ และละอองลอย เช่นเดียวกับโอโซนซึ่งดูดซับรังสีอัลตราไวโอเลตได้อย่างมาก โมเลกุลของก๊าซและละอองลอยต่างๆ มีส่วนร่วมในการกระเจิงของรังสี กระเจิง- การโก่งตัวของแสงในทุกทิศทางจากทิศทางเดิม ดังนั้น รังสีกระจัดกระจายมาถึงพื้นผิวโลกไม่ได้มาจากจานสุริยะ แต่มาจากท้องฟ้าทั้งหมด การกระเจิงขึ้นอยู่กับความยาวคลื่น: ตามกฎของ Rayleigh ยิ่งความยาวคลื่นสั้นเท่าใด การกระเจิงก็จะยิ่งรุนแรงมากขึ้นเท่านั้น ดังนั้นรังสีอัลตราไวโอเลตจึงกระจัดกระจายเป็นส่วนใหญ่และของที่มองเห็นได้คือสีม่วงและสีน้ำเงิน ดังนั้นสีฟ้าของอากาศและท้องฟ้าในอากาศแจ่มใส ในทางกลับกัน การแผ่รังสีโดยตรงกลายเป็นสีเหลือง ดังนั้นจานสุริยะจึงปรากฏเป็นสีเหลือง เวลาพระอาทิตย์ขึ้นและตก เมื่อวิถีของลำแสงในชั้นบรรยากาศยาวขึ้นและการกระเจิงมีมากขึ้น มีเพียงรังสีสีแดงเท่านั้นที่มาถึงผิวน้ำ ซึ่งทำให้ดวงอาทิตย์ปรากฏเป็นสีแดง การแผ่รังสีที่กระจัดกระจายทำให้เกิดแสงในเวลากลางวันในสภาพอากาศที่มีเมฆมากและในที่ร่มในสภาพอากาศแจ่มใสซึ่งเกี่ยวข้องกับปรากฏการณ์ของเวลาพลบค่ำและกลางคืนสีขาว บนดวงจันทร์ที่ซึ่งไม่มีบรรยากาศและด้วยเหตุนี้ การแผ่รังสีที่กระจัดกระจาย วัตถุที่ตกลงไปในเงามืดจึงมองไม่เห็นอย่างสมบูรณ์

ด้วยความสูง เมื่อความหนาแน่นของอากาศลดลง และด้วยจำนวนอนุภาคที่กระเจิง สีของท้องฟ้าจะเข้มขึ้น ตอนแรกเปลี่ยนเป็นสีน้ำเงินเข้ม จากนั้นกลายเป็นสีน้ำเงินอมม่วง ซึ่งมองเห็นได้ชัดเจนในภูเขาและสะท้อนให้เห็นใน ภูมิทัศน์หิมาลัยของ N. Roerich ในสตราโตสเฟียร์ สีของอากาศเป็นสีดำและสีม่วง นักบินอวกาศให้การว่าที่ระดับความสูง 300 กม. ท้องฟ้าเป็นสีดำ

ในที่ที่มีละอองลอย ละออง และผลึกขนาดใหญ่ในบรรยากาศ จะไม่กระเจิงอีกต่อไป แต่จะกระจายการสะท้อนแบบกระจาย และเนื่องจากรังสีสะท้อนแบบกระจายเป็น แสงสีขาวแล้วสีของท้องฟ้าจะกลายเป็นสีขาว

การแผ่รังสีแสงอาทิตย์โดยตรงและแบบกระจายมีช่วงรายวันและรายปีที่แน่นอนซึ่งขึ้นอยู่กับความสูงของดวงอาทิตย์เป็นหลัก

ข้าว. 22. การไหลเข้าของรังสีดวงอาทิตย์บนพื้นผิว AB ตั้งฉากกับรังสีและบนพื้นผิวแนวนอน AC (ตาม S. P. Khromov)

เหนือขอบฟ้าจากความโปร่งใสของอากาศและเมฆครึ้ม

ฟลักซ์ของรังสีโดยตรงใน ระหว่างวันเพิ่มขึ้นจากพระอาทิตย์ขึ้นถึงเที่ยงวันและลดลงจนพระอาทิตย์ตกเนื่องจากการเปลี่ยนแปลงความสูงของดวงอาทิตย์และเส้นทางของลำแสงในชั้นบรรยากาศ อย่างไรก็ตาม เนื่องจากความโปร่งใสของบรรยากาศลดลงในช่วงเที่ยงวันอันเนื่องมาจากการเพิ่มขึ้นของไอน้ำในอากาศและฝุ่นละออง และความขุ่นมัวจากการพาความร้อนที่เพิ่มขึ้น ค่าสูงสุดของการแผ่รังสีจะเปลี่ยนเป็นช่วงก่อนเที่ยง รูปแบบนี้มีอยู่ในละติจูดเส้นศูนย์สูตร-เขตร้อนตลอดทั้งปี และในละติจูดพอสมควรในฤดูร้อน ในฤดูหนาว ในละติจูดพอสมควร การแผ่รังสีสูงสุดจะเกิดขึ้นตอนเที่ยง

หลักสูตรประจำปีค่าการแผ่รังสีโดยตรงเฉลี่ยรายเดือนขึ้นอยู่กับละติจูด ที่เส้นศูนย์สูตร การแผ่รังสีโดยตรงประจำปีมีรูปแบบของคลื่นคู่: สูงสุดในช่วงฤดูใบไม้ผลิและฤดูใบไม้ร่วง Equinoxes ขั้นต่ำในช่วงฤดูร้อนและ เหมายัน. ในละติจูดพอสมควรค่าสูงสุดของการแผ่รังสีโดยตรงเกิดขึ้นในฤดูใบไม้ผลิ (เมษายนในซีกโลกเหนือ) และไม่ใช่ในฤดูร้อนเนื่องจากอากาศในเวลานี้มีความโปร่งใสมากขึ้นเนื่องจากมีไอน้ำและฝุ่นละอองต่ำกว่า รวมทั้งมีเมฆมากเล็กน้อย รังสีต่ำสุดจะสังเกตได้ในเดือนธันวาคมเมื่อ ความสูงที่เล็กที่สุดดวงอาทิตย์ เวลากลางวันสั้น ๆ และนี่คือเดือนที่มีเมฆมากที่สุดของปี

หลักสูตรการแผ่รังสีรายวันและรายปีถูกกำหนดโดยการเปลี่ยนแปลงความสูงของดวงอาทิตย์เหนือขอบฟ้าและความยาวของวันตลอดจนความโปร่งใสของชั้นบรรยากาศ การแผ่รังสีสูงสุดในระหว่างวันจะสังเกตได้ในระหว่างวันโดยการเพิ่มขึ้นของรังสีโดยทั่วไป แม้ว่าจะมีส่วนแบ่งในตอนเช้าและ ช่วงเย็นมากกว่าโดยตรง และในระหว่างวัน ในทางกลับกัน การแผ่รังสีโดยตรงจะมีผลเหนือการกระจายแบบกระจาย การแผ่รังสีกระเจิงประจำปีที่เส้นศูนย์สูตรมักจะทำซ้ำเป็นเส้นตรง ในละติจูดอื่น มากขึ้นในฤดูร้อนมากกว่าในฤดูหนาวเนื่องจากการเพิ่มขึ้นของปริมาณรังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมดในฤดูร้อน

อัตราส่วนระหว่างรังสีตรงและกระเจิงจะแตกต่างกันไปตามความสูงของดวงอาทิตย์ ความโปร่งใสของบรรยากาศ และความขุ่นมัว

สัดส่วนระหว่างรังสีตรงและกระจายบน ละติจูดที่แตกต่างกันไม่เหมือนกัน ในบริเวณขั้วโลกและใต้ขั้ว รังสีกระจัดกระจายคิดเป็น 70% ของฟลักซ์การแผ่รังสีทั้งหมด ค่าของมัน นอกเหนือจากตำแหน่งที่ต่ำของดวงอาทิตย์และความขุ่นมัว ยังได้รับผลกระทบจากการสะท้อนของรังสีดวงอาทิตย์หลายครั้งจากพื้นผิวหิมะด้วย เริ่มจากละติจูดพอสมควรและเกือบถึงเส้นศูนย์สูตร การแผ่รังสีโดยตรงมีชัยเหนือรังสีที่กระจัดกระจาย ความสำคัญอย่างยิ่งและสัมพัทธ์ของมันคือโดยเฉพาะอย่างยิ่งในทะเลทรายเขตร้อนภายในประเทศ (ซาฮารา, อาระเบีย) โดยมีเมฆมากน้อยที่สุดและอากาศแห้งแจ่มใส ตามแนวเส้นศูนย์สูตร รังสีที่กระจัดกระจายจะครอบงำเส้นตรงอีกครั้งเนื่องจากความชื้นในอากาศสูงและการปรากฏตัวของเมฆคิวมูลัสที่กระจายรังสีดวงอาทิตย์ได้ดี

ด้วยความสูงของสถานที่ที่อยู่เหนือระดับน้ำทะเลที่เพิ่มขึ้น ค่าสัมบูรณ์จะเพิ่มขึ้นอย่างมาก 23. ปริมาณรังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมดต่อปี [MJ / (m 2 x year)]

นายะและ ขนาดสัมพัทธ์การแผ่รังสีโดยตรงและการแผ่รังสีจะลดลงเมื่อชั้นบรรยากาศบางลง ที่ระดับความสูง 50-60 กม. ฟลักซ์การแผ่รังสีโดยตรงจะเข้าใกล้ค่าคงที่ของดวงอาทิตย์

รังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมด - ตรงและกระจายมาถึงพื้นผิวโลกเรียกว่า รังสีทั้งหมด: (Q=S· ซินหยู+D โดยที่ Q คือรังสีทั้งหมด, S คือทางตรง, D คือการกระจาย, h ¤ คือความสูงของดวงอาทิตย์เหนือขอบฟ้า รังสีทั้งหมดประมาณ 50% ของรังสีดวงอาทิตย์มาถึงขอบบนของชั้นบรรยากาศ

ด้วยท้องฟ้าที่ไม่มีเมฆ การแผ่รังสีทั้งหมดมีความสำคัญและมีความผันแปรรายวันโดยมีค่าสูงสุดประมาณเที่ยงวัน และค่าแปรผันรายปีสูงสุดในฤดูร้อน ความขุ่นมัวช่วยลดการแผ่รังสี ดังนั้นในฤดูร้อนจะมาถึงช่วงก่อนเที่ยงโดยเฉลี่ยจะมากกว่าในตอนบ่าย ด้วยเหตุผลเดียวกัน ครึ่งปีแรกจึงใหญ่กว่าครึ่งปีที่สอง

มีการสังเกตความสม่ำเสมอหลายประการในการกระจายของรังสีทั้งหมดบนพื้นผิวโลก

ความสม่ำเสมอหลักคือมีการกระจายรังสีทั้งหมด โซนลงมาจากเส้นศูนย์สูตร tropi-

ละติจูด ic ถึงขั้วตามการลดลงของมุมตกกระทบของรังสีดวงอาทิตย์ (รูปที่ 23) ความเบี่ยงเบนจากการกระจายแบบเป็นโซนอธิบายได้จากความขุ่นและความโปร่งใสของชั้นบรรยากาศที่แตกต่างกัน ค่าสูงสุดของการแผ่รังสีรวม 7200 - 7500 MJ / m 2 ต่อปี (ประมาณ 200 kcal / cm 2 ต่อปี) อยู่ที่ละติจูดเขตร้อนซึ่งมีเมฆมากและความชื้นในอากาศต่ำ ในทะเลทรายเขตร้อนภายในประเทศ (ซาฮารา ประเทศอาระเบีย) ที่ซึ่งมีรังสีโดยตรงจำนวนมากและแทบไม่มีเมฆเลย การแผ่รังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมดยังสูงถึง 8,000 MJ/m 2 ต่อปี (สูงถึง 220 kcal/cm 2 ต่อปี) . ใกล้เส้นศูนย์สูตรรังสีทั้งหมดลดลงเป็น 5600 - 6500 MJ / m ต่อปี (140-160 kcal / cm 2 ต่อปี) เนื่องจากเมฆมาก ความชื้นสูงและความโปร่งใสของอากาศน้อยลง ในละติจูดพอสมควร รังสีทั้งหมดอยู่ที่ 5,000 - 3500 MJ / m 2 ต่อปี (≈ 120 - 80 kcal / cm 2 ต่อปี) ในบริเวณขั้วโลก - 2500 MJ / m ต่อปี (≈60 kcal / cm 2 ต่อปี ). ยิ่งกว่านั้น ในทวีปแอนตาร์กติกา มันมากกว่าในอาร์กติก 1.5-2 เท่า สาเหตุหลักมาจากความสูงสัมบูรณ์ของทวีป (มากกว่า 3 กม.) และด้วยเหตุนี้ความหนาแน่นของอากาศต่ำ ความแห้งแล้งและความโปร่งใส มีเมฆบางส่วน. ขอบเขตของรังสีทั้งหมดจะแสดงได้ดีกว่ามหาสมุทรมากกว่าในทวีป

แบบที่สองที่สำคัญรังสีทั้งหมดคือ ทวีปได้รับมากกว่ามหาสมุทรเนื่องจากมีเมฆมากน้อยกว่า (15-30%)

ทวีป ข้อยกเว้นเพียงอย่างเดียวคือละติจูดของเส้นศูนย์สูตร เนื่องจากในตอนกลางวัน เมฆครึ้มที่พาความร้อนเหนือมหาสมุทรจะน้อยกว่าบนบก

คุณสมบัติที่สามคือว่า ในซีกโลกเหนือซึ่งเป็นซีกโลกเหนือ การแผ่รังสีทั้งหมดโดยทั่วไปจะมากกว่าในมหาสมุทรใต้

ในเดือนมิถุนายน ซีกโลกเหนือได้รับรังสีดวงอาทิตย์รายเดือนมากที่สุด โดยเฉพาะอย่างยิ่งในเขตร้อนและกึ่งเขตร้อนในแผ่นดิน ในละติจูดพอสมควรและขั้วโลก ปริมาณของรังสีจะแตกต่างกันเล็กน้อยตามละติจูด เนื่องจากมุมตกกระทบของรังสีที่ลดลงจะถูกชดเชยด้วยระยะเวลาของแสงแดดถึง วันขั้วโลกเหนือเส้นอาร์กติกเซอร์เคิล ในซีกโลกใต้ด้วยละติจูดที่เพิ่มขึ้น การแผ่รังสีจะลดลงอย่างรวดเร็วและอยู่นอกวงกลมแอนตาร์กติกเป็นศูนย์

ในเดือนธันวาคม ซีกโลกใต้ได้รับรังสีมากกว่าทางเหนือ ในขณะนี้จำนวนเงินรายเดือนที่ใหญ่ที่สุด ความร้อนจากแสงอาทิตย์เกิดขึ้นในทะเลทรายของออสเตรเลียและคาลาฮารี เพิ่มเติมในละติจูดพอสมควรการแผ่รังสีจะค่อยๆลดลง แต่ในแอนตาร์กติกาจะเพิ่มขึ้นอีกครั้งและถึงค่าเดียวกับในเขตร้อน ในซีกโลกเหนือ ด้วยละติจูดที่เพิ่มขึ้น มันจะลดลงอย่างรวดเร็วและหายไปนอกเส้นอาร์กติกเซอร์เคิล

โดยทั่วไป แอมพลิจูดที่ใหญ่ที่สุดประจำปีของรังสีทั้งหมดจะสังเกตเห็นได้ไกลกว่าวงกลมขั้วโลก โดยเฉพาะอย่างยิ่งในแอนตาร์กติกา ซึ่งเล็กที่สุด - ในเขตเส้นศูนย์สูตร

รังสีดวงอาทิตย์ (รังสีดวงอาทิตย์) คือจำนวนรวมของสสารและพลังงานสุริยะที่มายังโลก การแผ่รังสีสุริยะประกอบด้วยสองส่วนหลักดังนี้ ประการแรก การแผ่รังสีความร้อนและแสง ซึ่งเป็นการรวมกัน คลื่นแม่เหล็กไฟฟ้า; ประการที่สอง การแผ่รังสีของกล้ามเนื้อ

ในดวงอาทิตย์ พลังงานความร้อน ปฏิกิริยานิวเคลียร์กลายเป็นพลังงานที่เปล่งประกาย เมื่อรังสีของดวงอาทิตย์ตกบนพื้นผิวโลก พลังงานการแผ่รังสีจะถูกแปลงเป็นพลังงานความร้อนอีกครั้ง รังสีดวงอาทิตย์จึงนำแสงและความร้อน

ความเข้มของรังสีดวงอาทิตย์ ค่าคงที่แสงอาทิตย์รังสีดวงอาทิตย์เป็นแหล่งความร้อนที่สำคัญที่สุดสำหรับ ซองจดหมายทางภูมิศาสตร์. แหล่งความร้อนที่สองสำหรับเปลือกทางภูมิศาสตร์คือความร้อนที่มาจากทรงกลมชั้นในและชั้นต่างๆ ของโลกของเรา

เนื่องจากในซองจดหมายทางภูมิศาสตร์มีพลังงานประเภทหนึ่ง ( พลังงานสดใส ) เทียบเท่ากับรูปแบบอื่น ( พลังงานความร้อน ) จากนั้นพลังงานการแผ่รังสีของรังสีดวงอาทิตย์สามารถแสดงเป็นหน่วยของพลังงานความร้อน - จูลส์ (J).

ความเข้มของรังสีดวงอาทิตย์ต้องวัดจากภายนอกบรรยากาศเป็นหลัก เพราะเมื่อผ่านทรงกลมอากาศจะแปรสภาพและอ่อนตัวลง ความเข้มของรังสีดวงอาทิตย์แสดงโดยค่าคงที่ของดวงอาทิตย์

ค่าคงที่แสงอาทิตย์ - นี่คือการไหลของพลังงานแสงอาทิตย์ใน 1 นาทีไปยังพื้นที่ที่มีหน้าตัด 1 ซม. 2 ตั้งฉากกับรังสีของดวงอาทิตย์และตั้งอยู่นอกชั้นบรรยากาศ ค่าคงที่แสงอาทิตย์ยังสามารถกำหนดเป็นปริมาณความร้อนที่ได้รับใน 1 นาทีที่ขอบบนของบรรยากาศโดย 1 ซม. 2 ของพื้นผิวสีดำตั้งฉากกับรังสีของดวงอาทิตย์

ค่าคงที่แสงอาทิตย์คือ 1.98 cal / (ซม. 2 x นาที) หรือ 1.352 kW / m 2 x min.

เนื่องจากบรรยากาศชั้นบนดูดซับส่วนสำคัญของการแผ่รังสี จึงเป็นสิ่งสำคัญที่จะต้องทราบค่าของมันที่ขอบบนของซองจดหมายทางภูมิศาสตร์ นั่นคือ ในสตราโตสเฟียร์ตอนล่าง แสดงการแผ่รังสีดวงอาทิตย์ที่ขอบบนของเปลือกทางภูมิศาสตร์ ค่าคงที่พลังงานแสงอาทิตย์แบบมีเงื่อนไข . ค่าของค่าคงที่แสงอาทิตย์แบบมีเงื่อนไขคือ 1.90 - 1.92 cal / (cm 2 x min) หรือ 1.32 - 1.34 kW / (m 2 x min)

ค่าคงที่สุริยะซึ่งตรงกันข้ามกับชื่อนั้นไม่คงที่ มันเปลี่ยนแปลงเนื่องจากการเปลี่ยนแปลงในระยะทางจากดวงอาทิตย์สู่โลกเมื่อโลกเคลื่อนที่ในวงโคจรของมัน ไม่ว่าความผันผวนเหล่านี้จะมีน้อยเพียงใด แต่ก็ส่งผลกระทบต่อสภาพอากาศและภูมิอากาศเสมอ

โดยเฉลี่ยแต่ละอย่าง ตารางกิโลเมตรชั้นโทรโพสเฟียร์ได้รับ 10.8 x 10 15 J. (2.6 x 10 15 cal) ต่อปี ความร้อนปริมาณนี้หาได้จากการเผาไหม้ 400,000 ตัน ถ่านหินแข็ง. โลกทั้งโลกในหนึ่งปีได้รับความร้อนจำนวนมากซึ่งกำหนดโดยค่า 5.74 x 10 24 J. (1.37 x 10 24 cal)

การกระจายของรังสีดวงอาทิตย์ "ที่ขอบบนของบรรยากาศ" หรือด้วยบรรยากาศที่โปร่งใสอย่างยิ่ง ความรู้เกี่ยวกับการกระจายรังสีดวงอาทิตย์ก่อนเข้าสู่ชั้นบรรยากาศหรือที่เรียกว่า สภาพภูมิอากาศ (แสงอาทิตย์) มีความสำคัญต่อการกำหนดบทบาทและส่วนแบ่งของการมีส่วนร่วมของ เปลือกอากาศโลก (บรรยากาศ) ในการกระจายความร้อนเหนือพื้นผิวโลกและในการก่อตัวของระบอบความร้อน

ปริมาณความร้อนและแสงจากแสงอาทิตย์ที่เข้าสู่พื้นที่ต่อหน่วยพื้นที่นั้น ประการแรก กำหนดโดยมุมตกกระทบของรังสี ซึ่งขึ้นอยู่กับความสูงของดวงอาทิตย์เหนือขอบฟ้า และประการที่สอง ตามความยาวของวัน

การกระจายของรังสีใกล้ขอบบนของซองจดหมายทางภูมิศาสตร์ ซึ่งกำหนดโดยปัจจัยทางดาราศาสตร์เท่านั้น มีค่ามากกว่าการกระจายจริงใกล้พื้นผิวโลก

ในกรณีที่ไม่มีบรรยากาศ ผลรวมของรังสีรายปีที่ละติจูดเส้นศูนย์สูตรจะเท่ากับ 13,480 MJ/cm 2 (322 kcal/cm 2) และที่ขั้ว 5,560 MJ/m 2 (133 kcal/cm 2) ในละติจูดขั้วโลก ดวงอาทิตย์ส่งความร้อนน้อยกว่าครึ่งหนึ่งเล็กน้อย (ประมาณ 42%) ของปริมาณที่เข้าสู่เส้นศูนย์สูตร

ดูเหมือนว่าการฉายรังสีดวงอาทิตย์ของโลกจะสมมาตรเมื่อเทียบกับระนาบของเส้นศูนย์สูตร แต่สิ่งนี้เกิดขึ้นเพียงปีละสองครั้งในวันวิษุวัตฤดูใบไม้ผลิและฤดูใบไม้ร่วง ความเอียงของแกนหมุนและการเคลื่อนที่ของโลกในแต่ละปีเป็นตัวกำหนดการฉายรังสีอสมมาตรจากดวงอาทิตย์ ในช่วงเดือนมกราคมของปี ซีกโลกใต้จะได้รับความร้อนมากขึ้นในเดือนกรกฎาคม - ทางเหนือ นี่คือสิ่งที่ เหตุผลหลักจังหวะตามฤดูกาลในซองทางภูมิศาสตร์

ความแตกต่างระหว่างเส้นศูนย์สูตรและขั้วของซีกโลกฤดูร้อนมีขนาดเล็ก: 6,740 MJ/m 2 (161 kcal/cm 2) มาถึงเส้นศูนย์สูตร และประมาณ 5,560 MJ/m 2 (133 kcal/cm 2 ต่อครึ่งปี) ที่เสา แต่ประเทศขั้วโลกของซีกโลกฤดูหนาวในเวลาเดียวกันนั้นปราศจากความร้อนและแสงจากแสงอาทิตย์อย่างสมบูรณ์

ในวันครีษมายัน เสาจะได้รับความร้อนมากกว่าเส้นศูนย์สูตร - 46.0 MJ / m 2 (1.1 kcal / cm 2) และ 33.9 MJ / m 2 (0.81 kcal / cm 2)

โดยทั่วไป สภาพอากาศประจำปีที่ขั้วโลกจะเย็นกว่าที่เส้นศูนย์สูตร 2.4 เท่า อย่างไรก็ตาม ต้องระลึกไว้เสมอว่าในฤดูหนาว เสาจะไม่ได้รับความร้อนจากดวงอาทิตย์เลย

สภาพภูมิอากาศที่แท้จริงของละติจูดทั้งหมดนั้นส่วนใหญ่มาจากปัจจัยทางบก ปัจจัยที่สำคัญที่สุด ได้แก่ ประการแรก การลดลงของรังสีในชั้นบรรยากาศ และประการที่สอง ความเข้มที่แตกต่างกันของการดูดซึมของรังสีดวงอาทิตย์ที่พื้นผิวโลกในสภาพทางภูมิศาสตร์ต่างๆ

การเปลี่ยนแปลงของรังสีดวงอาทิตย์เมื่อผ่านชั้นบรรยากาศ แสงแดดส่องทะลุผ่านชั้นบรรยากาศเมื่อท้องฟ้าไม่มีเมฆ เรียกว่า รังสีแสงอาทิตย์โดยตรง . ค่าสูงสุดที่ความโปร่งใสสูงของชั้นบรรยากาศบนพื้นผิวตั้งฉากกับรังสีใน เขตร้อนคือประมาณ 1.05 - 1.19 kW / m 2 (1.5 - 1.7 cal / cm 2 x min. ในละติจูดกลาง แรงดันไฟฟ้าของการแผ่รังสีตอนเที่ยงมักจะประมาณ 0.70 - 0.98 kW / m 2 x min (1.0 - 1.4 cal/cm 2 x นาที) ในภูเขา ค่านี้จะเพิ่มขึ้นอย่างมาก

ส่วนหนึ่งของรังสีดวงอาทิตย์จากการสัมผัสกับโมเลกุลของก๊าซและละอองลอยกระจัดกระจายและแปลงเป็น รังสีกระจัดกระจาย . บนพื้นผิวโลก รังสีที่กระจัดกระจายไม่ได้มาจากจานสุริยะอีกต่อไป แต่มาจากท้องฟ้าทั้งหมดและสร้างแสงสว่างในเวลากลางวันอย่างกว้างขวาง จากเธอถึง วันที่มีแดดแสงและที่แสงส่องไม่ถึง เช่น ใต้ร่มไม้ นอกจากการแผ่รังสีโดยตรงแล้ว การแผ่รังสีแบบกระจายยังทำหน้าที่เป็นแหล่งกำเนิดความร้อนและแสงอีกด้วย

ค่าสัมบูรณ์การแผ่รังสีที่กระจัดกระจายนั้นยิ่งใหญ่กว่าเส้นตรงที่เข้มข้นกว่า ค่าสัมพัทธ์รังสีกระเจิงจะเพิ่มขึ้นตามบทบาทของเส้นตรงที่ลดลง: ในละติจูดกลางในฤดูร้อนคือ 41% และในฤดูหนาว 73% ของรังสีทั้งหมดมาถึง แรงดึงดูดเฉพาะรังสีกระจัดกระจายใน มูลค่ารวมรังสีทั้งหมดขึ้นอยู่กับความสูงของดวงอาทิตย์ด้วย ในละติจูดสูง รังสีที่กระจัดกระจายคิดเป็นประมาณ 30% และในละติจูดขั้วโลก ประมาณ 70% ของรังสีทั้งหมด

โดยทั่วไป รังสีกระจายคิดเป็น 25% ของรังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมดที่มาถึงโลกของเรา

ดังนั้นรังสีตรงและแบบกระจายเข้าสู่พื้นผิวโลก รวมกันโดยตรงและกระจายรูปแบบรังสี รังสีทั้งหมด ซึ่งกำหนด ระบอบความร้อนของโทรโพสเฟียร์ .

การดูดซับและกระจายรังสีทำให้บรรยากาศอ่อนลงอย่างมาก จำนวนการลดทอน ขึ้นอยู่กับ ค่าสัมประสิทธิ์ความโปร่งใส แสดงปริมาณรังสีที่ไปถึงพื้นผิวโลก หากชั้นโทรโพสเฟียร์ประกอบด้วยก๊าซเพียงอย่างเดียว ค่าสัมประสิทธิ์ความโปร่งใสจะเท่ากับ 0.9 กล่าวคือ มันจะส่งผ่านประมาณ 90% ของการแผ่รังสีที่มายังโลก อย่างไรก็ตาม มีละอองลอยอยู่ในอากาศเสมอ โดยลดค่าสัมประสิทธิ์ความโปร่งใสเป็น 0.7 - 0.8 ความโปร่งใสของบรรยากาศเปลี่ยนไปตามสภาพอากาศที่เปลี่ยนแปลง

เนื่องจากความหนาแน่นของอากาศลดลงตามความสูง ชั้นของก๊าซที่ทะลุผ่านรังสีจึงไม่ควรแสดงเป็นกิโลเมตรของความหนาของชั้นบรรยากาศ หน่วยวัดคือ มวลแสง เท่ากับความหนาของชั้นอากาศที่มีอุบัติการณ์รังสีในแนวตั้ง

การแผ่รังสีที่อ่อนลงในชั้นโทรโพสเฟียร์นั้นสังเกตได้ง่ายในระหว่างวัน เมื่อดวงอาทิตย์อยู่ใกล้ขอบฟ้า รังสีของดวงอาทิตย์จะทะลุผ่านมวลแสงจำนวนมาก ในเวลาเดียวกัน ความเข้มของดวงอาทิตย์อ่อนลงจนสามารถมองดวงอาทิตย์ด้วยตาเปล่าได้ เมื่อดวงอาทิตย์ขึ้น จำนวนมวลแสงที่รังสีผ่านลดลง ซึ่งทำให้รังสีเพิ่มขึ้น

ระดับการลดทอนของรังสีดวงอาทิตย์ในบรรยากาศแสดงเป็น สูตรของแลมเบิร์ต :

ฉัน ฉัน = ฉัน 0 น ม โดยที่

ฉัน ฉัน - การแผ่รังสีที่พื้นผิวโลก

ฉัน 0 - ค่าคงที่แสงอาทิตย์

p คือสัมประสิทธิ์ความโปร่งใส

m คือจำนวนมวลแสง

รังสีดวงอาทิตย์ใกล้พื้นผิวโลกปริมาณพลังงานการแผ่รังสีต่อหน่วยของพื้นผิวโลกขึ้นอยู่กับมุมตกกระทบของรังสีดวงอาทิตย์เป็นหลัก บน พื้นที่เท่ากันที่เส้นศูนย์สูตร ที่ละติจูดกลางและสูง มีปริมาณรังสีต่างกัน

ไข้แดด (แสงสว่าง) อ่อนแอลงอย่างมาก มีเมฆมาก ความหมองมากของละติจูดเส้นศูนย์สูตรและเขตอบอุ่น และความขุ่นมัวของละติจูดในเขตร้อนชื้น ทำให้เกิดการปรับเปลี่ยนอย่างมีนัยสำคัญต่อการกระจายพลังงานการแผ่รังสีของดวงอาทิตย์ตามโซน

การกระจายความร้อนจากแสงอาทิตย์บนพื้นผิวโลกแสดงบนแผนที่ของการแผ่รังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมด ตามที่การ์ดเหล่านี้แสดง จำนวนมากที่สุดความร้อนจากแสงอาทิตย์ - จาก 7,530 ถึง 9,200 MJ / m 2 (180-220 kcal / cm 2) รับละติจูดเขตร้อน เส้นศูนย์สูตรเนื่องจากมีเมฆมากจึงได้รับความร้อนน้อยกว่า: 4,185 - 5,860 MJ / m 2 (100-140 kcal / cm 2)

จากละติจูดเขตร้อนถึงเขตอบอุ่น รังสีจะลดลง บนเกาะอาร์กติก ไม่เกิน 2,510 MJ/m 2 (60 kcal/cm 2) ต่อปี การกระจายของรังสีบนพื้นผิวโลกมีลักษณะเป็นเขต-ภูมิภาค แต่ละโซนจะแบ่งเป็นโซนๆ (ภาค) ต่างกันบ้าง

ความผันผวนตามฤดูกาลรังสีทั้งหมด

ในละติจูดของเส้นศูนย์สูตรและเขตร้อน ความสูงของดวงอาทิตย์และมุมตกกระทบของรังสีดวงอาทิตย์จะแตกต่างกันเล็กน้อยในแต่ละเดือน รังสีทั้งหมดในทุกเดือนมีค่ามาก การเปลี่ยนแปลงตามฤดูกาลสภาพความร้อนขาดหายไปหรือมีขนาดเล็กมาก ในแถบเส้นศูนย์สูตร จุดสูงสุดสองจุดจะร่างไว้จางๆ ซึ่งสอดคล้องกับตำแหน่งซีนิทอลของดวงอาทิตย์

ที่ เขตอบอุ่น ในการฉายรังสีประจำปี ค่าสูงสุดของฤดูร้อนจะแสดงอย่างรวดเร็ว ซึ่งค่ารายเดือนของรังสีทั้งหมดต้องไม่น้อยกว่าค่าเขตร้อน ตัวเลข เดือนที่อบอุ่นลดลงตามละติจูด

ในบริเวณขั้วโลกระบอบการแผ่รังสีเปลี่ยนแปลงไปอย่างมาก ที่นี่ขึ้นอยู่กับละติจูดจากหลายวันถึงหลายเดือนไม่เพียง แต่ให้ความร้อน แต่ยังหยุดแสงด้วย ในฤดูร้อน การส่องสว่างที่นี่จะต่อเนื่อง ทำให้ปริมาณรังสีรายเดือนเพิ่มขึ้นอย่างมาก

การดูดซึมของรังสีโดยพื้นผิวโลก อัลเบโด้. รังสีทั้งหมดที่ไปถึงพื้นผิวโลกถูกดูดซับโดยดินและแหล่งน้ำบางส่วนและเปลี่ยนเป็นความร้อน ในมหาสมุทรและทะเล รังสีทั้งหมดถูกใช้ไปกับการระเหย ส่วนหนึ่งของรังสีทั้งหมดสะท้อนสู่ชั้นบรรยากาศ ( รังสีสะท้อน)

รังสีสุริยะทุกชนิดเข้าถึงพื้นผิวโลกได้ 3 วิธี คือ ในรูปของรังสีดวงอาทิตย์โดยตรง สะท้อนและกระจาย
รังสีแสงอาทิตย์โดยตรงคือรังสีที่มาจากดวงอาทิตย์โดยตรง ความเข้ม (ประสิทธิภาพ) ขึ้นอยู่กับความสูงของดวงอาทิตย์เหนือขอบฟ้า: ค่าสูงสุดจะสังเกตได้ตอนเที่ยงและค่าต่ำสุด - ในตอนเช้าและตอนเย็น จากช่วงเวลาของปี: สูงสุด - ในฤดูร้อน ขั้นต่ำ - ในฤดูหนาว; จากความสูงของภูมิประเทศเหนือระดับน้ำทะเล (บนภูเขาสูงกว่าที่ราบ); เกี่ยวกับสถานะของบรรยากาศ (มลพิษทางอากาศลด) สเปกตรัมการแผ่รังสีของดวงอาทิตย์ยังขึ้นอยู่กับความสูงของดวงอาทิตย์ที่อยู่เหนือขอบฟ้าด้วย (ยิ่งดวงอาทิตย์อยู่ต่ำกว่าขอบฟ้ามากเท่าใด รังสีอัลตราไวโอเลต).
สะท้อนแสงอาทิตย์คือรังสีของดวงอาทิตย์ที่สะท้อนจากโลกหรือ ผิวน้ำ. เธอแสดงออก เปอร์เซ็นต์รังสีสะท้อนถึงฟลักซ์ทั้งหมดเรียกว่าอัลเบโด ค่าอัลเบโดขึ้นอยู่กับธรรมชาติของพื้นผิวสะท้อนแสง เมื่อจัดระเบียบและดำเนินการอาบแดด จำเป็นต้องรู้และคำนึงถึงอัลเบโดของพื้นผิวที่อาบแดด อาบแดด. บางส่วนมีลักษณะเฉพาะด้วยการสะท้อนแสงแบบเลือก หิมะสะท้อนอย่างสมบูรณ์ รังสีอินฟราเรดและรังสีอัลตราไวโอเลตในระดับที่น้อยกว่า

รังสีดวงอาทิตย์กระจัดกระจายเกิดจากการกระเจิงของแสงแดดในชั้นบรรยากาศ โมเลกุลของอากาศและอนุภาคที่ลอยอยู่ในอากาศ (หยดน้ำที่เล็กที่สุด ผลึกน้ำแข็ง ฯลฯ) เรียกว่าละอองลอย สะท้อนส่วนหนึ่งของรังสี ผลจากการสะท้อนหลายครั้ง บางส่วนยังคงไปถึงพื้นผิวโลก นี่คือรังสีที่กระจัดกระจายของดวงอาทิตย์ รังสีอัลตราไวโอเลต ไวโอเล็ต และสีน้ำเงินส่วนใหญ่กระจัดกระจาย ซึ่งเป็นตัวกำหนดสีฟ้าของท้องฟ้าในสภาพอากาศแจ่มใส สัดส่วนของรังสีที่กระจัดกระจายมีมากที่ละติจูดสูง (ในภาคเหนือ) ที่นั่นดวงอาทิตย์อยู่ต่ำเหนือขอบฟ้า ดังนั้นเส้นทางของรังสีที่มายังพื้นผิวโลกจึงยาวกว่า บน ทางยาวรังสีพบอุปสรรคมากขึ้นและใน มากกว่ากระจาย

(http://new-med-blog.livejournal.com/204

รังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมด- รังสีดวงอาทิตย์โดยตรงและกระจายทั้งหมดเข้าสู่พื้นผิวโลก รังสีสุริยะทั้งหมดมีลักษณะเป็นความเข้ม ด้วยท้องฟ้าที่ไม่มีเมฆ การแผ่รังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมดคือ มูลค่าสูงสุดประมาณเที่ยงและระหว่างปี - ในฤดูร้อน

ความสมดุลของรังสี
ความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลกคือความแตกต่างระหว่างรังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมดที่ดูดซับโดยพื้นผิวโลกกับการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ สำหรับพื้นผิวโลก
- ส่วนที่เข้ามาคือรังสีแสงอาทิตย์ที่ถูกดูดกลืนโดยตรงและกระเจิง เช่นเดียวกับรังสีที่ดูดกลืนจากบรรยากาศ
- ส่วนค่าใช้จ่ายประกอบด้วยการสูญเสียความร้อนเนื่องจากการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก

สมดุลรังสีสามารถ เชิงบวก(กลางวัน ฤดูร้อน) และ เชิงลบ(ตอนกลางคืนในฤดูหนาว); หน่วยวัดเป็นกิโลวัตต์/ตร.ม./นาที
สมดุลการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก - องค์ประกอบที่สำคัญสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก หนึ่งในปัจจัยหลักในการสร้างสภาพภูมิอากาศ

สมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก- ผลรวมเชิงพีชคณิตอินพุตและเอาต์พุตความร้อนทุกประเภทบนพื้นผิวดินและมหาสมุทร ธรรมชาติของสมดุลความร้อนและของมัน ระดับพลังงานกำหนดคุณสมบัติและความเข้มข้นของกระบวนการภายนอกส่วนใหญ่ องค์ประกอบหลักของสมดุลความร้อนในมหาสมุทรคือ:
- ความสมดุลของรังสี
- ปริมาณการใช้ความร้อนสำหรับการระเหย
- การแลกเปลี่ยนความร้อนที่ปั่นป่วนระหว่างพื้นผิวมหาสมุทรกับบรรยากาศ
- การแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วนในแนวตั้งของพื้นผิวมหาสมุทรกับชั้นที่อยู่ด้านล่าง และ
- การเคลื่อนตัวของมหาสมุทรในแนวนอน

(http://www.glossary.ru/cgi-bin/gl_sch2.c gi?RQgkog.outt:p!hgrgtx!nlstup!vuilw)tux yo)

การวัดรังสีดวงอาทิตย์

Actinometers และ pyrheliometers ใช้ในการวัดรังสีดวงอาทิตย์ ความเข้มของรังสีดวงอาทิตย์มักจะวัดจากผลกระทบจากความร้อน และแสดงเป็นแคลอรี่ต่อหน่วยพื้นผิวต่อหน่วยเวลา

(http://www.ecosystema.ru/07referats/slo vgeo/967.htm)

การวัดความเข้มของรังสีดวงอาทิตย์นั้นดำเนินการโดย Yanishevsky pyranometer พร้อมด้วยกัลวาโนมิเตอร์หรือโพเทนชิออมิเตอร์

เมื่อวัดรังสีสุริยะทั้งหมด ไพราโนมิเตอร์จะถูกติดตั้งโดยไม่มีหน้าจอเงา ในขณะที่วัดการแผ่รังสีที่กระจัดกระจายด้วยหน้าจอเงา รังสีแสงอาทิตย์โดยตรงคำนวณจากผลต่างระหว่างรังสีทั้งหมดและรังสีที่กระจัดกระจาย

เมื่อกำหนดความเข้มของรังสีดวงอาทิตย์ตกกระทบบนรั้ว จะมีการติดตั้งไพราโนมิเตอร์ไว้เพื่อให้พื้นผิวที่รับรู้ของอุปกรณ์ขนานกับพื้นผิวของรั้วอย่างเคร่งครัด ในกรณีที่ไม่มีการบันทึกรังสีโดยอัตโนมัติ ควรทำการวัดหลังจาก 30 นาทีระหว่างพระอาทิตย์ขึ้นและพระอาทิตย์ตก

รังสีที่ตกลงมาบนพื้นผิวของรั้วจะไม่ถูกดูดกลืนอย่างสมบูรณ์ รังสีบางส่วนจะสะท้อนขึ้นอยู่กับพื้นผิวและสีของรั้ว อัตราส่วนของรังสีสะท้อนต่อรังสีตกกระทบ ซึ่งแสดงเป็นเปอร์เซ็นต์ เรียกว่า พื้นผิวอัลเบโดและวัดโดยพี.เค. Kalitina พร้อมกัลวาโนมิเตอร์หรือโพเทนชิออมิเตอร์

เพื่อความแม่นยำที่มากขึ้น ควรสังเกตการณ์ในท้องฟ้าแจ่มใสและมีการฉายรังสีแสงอาทิตย์อย่างแรงที่รั้ว

(http://www.constructioncheck.ru/default.a spx?textpage=5)