Total solinnstråling. Solstråling: typer. Direkte, diffus og total stråling Direkte solstråling definisjon

Alle typer solstråler når jordoverflaten på tre måter – i form av direkte, reflektert og diffus solstråling.
Direkte solstråling– Dette er stråler som kommer direkte fra solen. Dens intensitet (effektivitet) avhenger av solens høyde over horisonten: maksimum observeres ved middagstid, og minimum om morgenen og kvelden; avhengig av årstiden: maksimum - om sommeren, minimum - om vinteren; på høyden til området over havet (høyere i fjellet enn på sletten); på atmosfærens tilstand (luftforurensning reduserer den). Spekteret av solstråling avhenger av solens høyde over horisonten (jo lavere solen er over horisonten, jo mindre ultrafiolette stråler).
Reflektert solstråling– Dette er solstrålene som reflekteres av jorden eller vannoverflaten. Det uttrykkes som en prosentandel av reflekterte stråler til deres totale fluks og kalles albedo. Størrelsen på albedoen avhenger av naturen til de reflekterende overflatene. Når du organiserer og gjennomfører soling, er det nødvendig å kjenne til og ta hensyn til albedoen til overflatene som soling utføres på. Noen av dem er preget av selektiv refleksjon. Snø reflekterer fullstendig infrarøde stråler, og ultrafiolette stråler i mindre grad.

Spredt solstråling dannet som et resultat av spredning av sollys i atmosfæren. Luftmolekyler og partikler suspendert i den (små dråper vann, iskrystaller, etc.), kalt aerosoler, reflekterer deler av strålene. Som et resultat av flere refleksjoner når noen av dem fortsatt jordoverflaten; Dette er spredte solstråler. Stort sett er ultrafiolette, fiolette og blå stråler spredt, noe som bestemmer den blå fargen på himmelen i klart vær. Andelen spredte stråler er høy på høye breddegrader (i de nordlige regionene). Der står solen lavt over horisonten, og derfor er strålenes vei til jordoverflaten lengre. På lang vei møter strålene flere hindringer og spres i større grad.

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

Total solinnstråling- all direkte og diffus solstråling som når jordoverflaten. Total solstråling er preget av intensitet. Med en skyfri himmel har den totale solinnstrålingen en maksimal verdi rundt middagstid, og hele året – om sommeren.

Strålingsbalanse
Strålingsbalansen på jordoverflaten er differansen mellom den totale solstrålingen absorbert av jordoverflaten og dens effektive stråling. For jordoverflaten
- den innkommende delen absorberes direkte og diffus solstråling, samt absorbert motstråling fra atmosfæren;
- forbruksdelen består av varmetap på grunn av jordas egen stråling.

Strålingsbalansen kan være positivt(dagtid, sommer) og negativ(om natten, om vinteren); målt i kW/kvm/min.
Strålingsbalansen på jordoverflaten er den viktigste komponenten i varmebalansen på jordoverflaten; en av de viktigste klimadannende faktorene.

Varmebalansen på jordoverflaten- den algebraiske summen av alle typer varmeinnstrømning og -utstrømning til overflaten av land og hav. Arten av varmebalansen og dens energinivå bestemmer egenskapene og intensiteten til de fleste eksogene prosesser. Hovedkomponentene i havvarmebalansen er:
- strålingsbalanse;
- varmeforbruk for fordampning;
- turbulent varmeveksling mellom havoverflaten og atmosfæren;
- vertikal turbulent varmeveksling av havoverflaten med de underliggende lagene; Og
- horisontal oseanisk adveksjon.

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

Måling av solstråling.

Aktinometre og pyrheliometre brukes til å måle solstråling. Intensiteten til solstråling måles vanligvis ved dens termiske effekt og uttrykkes i kalorier per overflateenhet per tidsenhet.

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

Intensiteten til solstråling måles ved hjelp av et Janiszewski-pyranometer komplett med et galvanometer eller potensiometer.

Ved måling av total solinnstråling monteres pyranometeret uten skyggeskjerm, mens ved måling av spredt stråling monteres det med skyggeskjerm. Direkte solinnstråling regnes som differansen mellom total og diffus stråling.

Når du bestemmer intensiteten av innfallende solstråling på et gjerde, er pyranometeret installert på det slik at den oppfattede overflaten av enheten er strengt parallell med overflaten av gjerdet. Hvis det ikke er automatisk registrering av stråling, bør målinger tas hvert 30. minutt mellom soloppgang og solnedgang.

Stråling som faller inn på overflaten av gjerdet absorberes ikke fullstendig. Avhengig av tekstur og farge på gjerdet, reflekteres noen av strålene. Forholdet mellom reflektert stråling og innfallende stråling, uttrykt i prosent, kalles overflate albedo og måles med et albedometer P.K. Kalitina komplett med galvanometer eller potensiometer.

For større nøyaktighet bør observasjoner gjøres under klar himmel og med intenst sollys som bestråler gjerdet.

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

Solstråling, som er hovedenergikilden for alle prosesser på jorden, inkludert i atmosfæren, forplanter seg i alle retninger i form av elektromagnetiske bølger. Den totale fluksen av solenergi utenfor atmosfæren ved gjennomsnittlig avstand mellom jorden og solen (149,6x10 6 km) regnes som en konstant verdi. Energibelysning av solstråling som faller inn på en arealenhet vinkelrett på solstrålene per tidsenhet ved atmosfærens øvre grense i gjennomsnittlig avstand fra jorden til sola kalles solkonstantenSO.

Dempning av solstråling når den passerer gjennom atmosfæren.

Dempningen av direkte solstråling når den passerer fra den øvre grensen av atmosfæren til jordoverflaten bestemmes av Bouguer-formelen

S = S 0 s m (1),

der S er energibelysningen ved solstråling av et sted nær jordoverflaten vinkelrett på solens stråler;

S 0 - solkonstant;

p - integrert koeffisient for atmosfærisk gjennomsiktighet;

m er den optiske massen til atmosfæren som passerer gjennom solens stråler.

Når m= 1, dvs. når solen er på sitt senit,

S=S0 p,p=S/S0.

Følgelig viser gjennomsiktighetskoeffisienten hvor stor andel av solstrålingen som når jordoverflaten når solens stråler faller vertikalt inn.

Ved h c = 0, dvs. med solen i horisonten er m ikke lik uendelig, men 35.

Dempningen av stråling ved absorpsjon og spredning kan deles inn i to deler: dempning av permanente gasser (ideell atmosfære) og demping av vanndamp og aerosol-urenheter.

Forholdet mellom gjennomsiktighetskoeffisienten til den ideelle atmosfæren (pi) og gjennomsiktighetskoeffisienten til den virkelige atmosfæren (p) kalles turbiditetsfaktor (K m). Den viser hvor mange ideelle atmosfærer som må tas for å oppnå samme dempning av stråling som den virkelige atmosfæren produserer.

TIL m = logg р/ logg р Jeg

K m-verdier bestemmes med en nøyaktighet på hundredeler.

Ankomsten av solstråling på jordens overflate.

Energibelysningen ved direkte solstråling av en horisontal overflate (S  isolasjon) beregnes ved hjelp av formelen:

S = Ssyndh c ,

hvor S er direkte stråling til en vinkelrett overflate;

h c er høyden til solen i det øyeblikket S beregnes.

Energibelysningen av total solstråling beregnes med formelen:

Q = S + D,

hvor S er energibelysningen av direkte stråling på en horisontal overflate;

D - energibelysning av diffus solstråling.

Disse øyeblikkelige (mer korrekt, andre) verdiene er uttrykt i kW/m2 med en nøyaktighet på hundredeler.

Faktisk timelig, daglig, månedlig og årlig energieksponering av solstråling på en horisontal overflate bestemmes av numerisk integrasjon av funksjoner som uttrykker avhengigheten av stråling på tid. Energieksponeringer for et visst tidsintervall kalles time-, daglig-, måneds- og årssum av den tilsvarende (direkte, diffuse, totale) strålingen og er betegnet med  h S, dag D. Alle disse summene er uttrykt i MJ/m 2 , timevis og daglig med en nøyaktighet på hundredeler, månedlig - opptil enheter, årlig opptil tiere.

Refleksjon og absorpsjon av solstråling av det aktive laget.

Refleksjonskoeffisienten av solstråling av det aktive laget - A (albedo) - er definert som forholdet:

A=Q negativ / Q,

hvor Q neg er reflektert stråling, dvs. reflektert del av den totale strålingen (kW/m2).

Q - total solinnstråling (kW/m2).

Albedo uttrykkes i brøkdeler av en enhet med en nøyaktighet på hundredeler eller i prosent. Den delen av den totale strålingen (kW/m2) som absorberes av det aktive laget er:

Q P = Q (1 – EN)

Denne mengden (Q p) kalles absorbert stråling eller kortbølget strålingsbalanse. I sistnevnte tilfelle er det betegnet B til

Stråling fra det aktive laget.

Den energetiske lysstyrken til det aktive laget (E c) beregnes ved hjelp av formelen:

E Med =  T 0 4 ,

hvor  er termisk strålingskoeffisient, også kalt emissivitetskoeffisienten,

 - Stefan-Boltzmann konstant, 5,67 x10 -8 W/m 2 x K

T 0 - temperatur på det aktive laget (K).

Produktet T 0 4 ved forskjellige temperaturer er tabellert (vedlegg 1).

De samme verdiene karakteriserer absorpsjonsegenskapene til det aktive laget i forhold til langbølget stråling som faller inn på det.

Strålingen fra det aktive laget kalles også indre stråling. Øyeblikkelige (andre) verdier av E c og energieksponering av denne strålingen for forskjellige intervaller (summer) uttrykkes i de samme enhetene og med samme avrunding som de tilsvarende egenskapene til kortbølget stråling.

Motstråling.

Energibelysningen av det aktive laget ved motstråling på en klar himmel bestemmes av Brents formel:

E A =T A 4 (D+G)

hvor -TA er lufttemperaturen (K) i en høyde av 2 m over jordoverflaten, e er partialtrykket av vanndamp (hPa) i samme høyde, D og G er konstanter (D = 0,61, G = 0,05 ).

Den delen av den motgående strålingen som absorberes (E Ap) og reflekteres (EA neg) av det aktive laget bestemmes av relasjonene:

E A s =  E EN , E Et negativt = (1-  ) E EN

hvor E A, E Ap og E A neg er uttrykt i samme enheter som E s.

Effektiv stråling og strålingsbalanse av det aktive laget.

Den effektive strålingen til det aktive laget (E eff) på en klar himmel bestemmes av forholdet:

E ef = E Med -  E V ,

hvor E c er sin egen stråling;

E in - motstråling.

 - emissivitetsfaktor.

Effektiv stråling, tatt med et minustegn, representerer langbølget strålingsbalanse

I d =  E V - E Med

Effektiv stråling i nærvær av skyer er preget av forholdet:

E ef o = E ef i (1-C n n n -C c n c -C in n c),

hvor E eff o er den effektive strålingen under uklarhet av forskjellige nivåer,

E ef i - effektiv stråling på en klar himmel,

C - empiriske skykoeffisienter for uklarhet på forskjellige nivåer (Cn - nedre, lik 0,076, Cs - midten, lik 0,052, og Cw - øvre -0,022).

n n, n s, n in - antall skyer i poeng etter lag

Strålingsbalansen til det aktive laget er preget av forholdet:

R = (S + D) (1- EN) - E ef

Øyeblikkelige verdier av strålingsbalansen til det aktive laget og dets sum uttrykkes i de samme enhetene og med samme avrunding som alle andre strålingsflukser.

FOREDRAG 3

STRÅLINGSBALANSE OG DETS KOMPONENTER

Solstråling som når jordoverflaten reflekteres delvis fra den og absorberes delvis av jorden. Jorden absorberer imidlertid ikke bare stråling, men sender også ut langbølget stråling inn i atmosfæren rundt. Atmosfæren, som absorberer noe av solstrålingen og mesteparten av strålingen fra jordoverflaten, sender også ut langbølget stråling. Mesteparten av denne atmosfæriske strålingen er rettet mot jordoverflaten. Det kallesmotstråling fra atmosfæren .

Forskjellen mellom strømmene av strålende energi som kommer til det aktive laget av jorden og forlater det kallesstrålingsbalanse aktivt lag.

Strålingsbalansen består fra kortbølget og langbølget stråling. Den inkluderer følgende elementer, kalt komponenter i strålingsbalansen:direkte stråling, diffus stråling, reflektert stråling (kortbølge), stråling fra jordoverflaten, motstråling fra atmosfæren .

La oss vurdere komponentene i strålingsbalansen.

Direkte solstråling

Energiinnstrålingen til direkte stråling avhenger av solens høyde og atmosfærens gjennomsiktighet og øker med økende høyde over havet. Skyer på lavt nivå sender vanligvis fullstendig eller nesten ikke direkte stråling.

Bølgelengdene til solstrålingen som når jordoverflaten ligger i området 0,29-4,0 mikron. Omtrent halvparten av energien kommer fra ftosyntetisk aktiv stråling. I området PAR Svekkelsen av stråling med synkende solhøyde skjer raskere enn i området for infrarød stråling. Ankomsten av direkte solstråling, som allerede indikert, avhenger av solens høyde over horisonten, og varierer både i løpet av dagen og gjennom året. Dette bestemmer den daglige og årlige syklusen for direkte stråling.

Endringen i direkte stråling i løpet av en skyfri dag (daglig syklus) uttrykkes ved en enkelttoppkurve med et maksimum ved sann solmiddag. Om sommeren, over land, kan maksimum inntreffe før middag, da støvet i atmosfæren øker mot middag.

Når du beveger deg fra polene til ekvator, øker ankomsten av direkte stråling når som helst på året, siden solens midthøyde øker.

Det årlige forløpet av direkte stråling er mest uttalt ved polene, siden om vinteren er det ingen solstråling her i det hele tatt, og om sommeren når dens ankomst 900 W/m². På middels breddegrader observeres maksimalt direkte stråling noen ganger ikke om sommeren, men om våren, siden i sommermånedene, på grunn av en økning i innholdet av vanndamp og støv, reduseres gjennomsiktigheten av atmosfæren. Minimumet oppstår i perioden nær vintersolverv (desember). Ved ekvator observeres to maksimum, lik omtrent 920 W/m² på dagene av vår- og høstjevndøgn, og to minimumsverdier (ca. 550 W/m²) på dagene for sommer- og vintersolverv.

Spredt stråling

Maksimum av spredt stråling er vanligvis mye mindre enn maksimum for direkte stråling. Jo høyere solhøyden er og jo mer forurenset atmosfæren er, jo større er fluksen av spredt stråling. Skyer som ikke dekker solen øker ankomsten av spredt stråling sammenlignet med en klar himmel. Avhengigheten av ankomsten av spredt stråling av uklarhet er kompleks. Det bestemmes av typen og antall skyer, deres vertikale kraft og optiske egenskaper. Den diffuse strålingen fra en overskyet himmel kan svinge med en faktor på mer enn 10.

Snødekke, som reflekterer opptil 70-90 % av direkte stråling, øker diffus stråling, som deretter spres ut i atmosfæren. Når høyden til et sted øker over havet, avtar spredt stråling under klar himmel.

Daglig og årssyklus spredt stråling under klar himmel tilsvarer generelt forløpet av direkte stråling. Men om morgenen vises spredt stråling før soloppgang, og om kvelden kommer den fortsatt i skumringsperioden, det vil si etter solnedgang. I det årlige kurset observeres maksimalt spredt stråling om sommeren.

Total stråling

Summen av diffus og direkte stråling som faller inn på en horisontal overflate kallestotal stråling .

Det er hovedkomponenten i strålingsbalansen. Dens spektrale sammensetning, sammenlignet med direkte og spredt stråling, er mer stabil og nesten ikke avhengig av solhøyden når den er mer enn 15°.

Forholdet mellom direkte og diffus stråling i sammensetningen av total stråling avhenger av solens høyde, overskyethet og atmosfærisk forurensning. Når solens høyde øker, reduseres andelen spredt stråling på en skyfri himmel. Jo mer gjennomsiktig atmosfæren er, jo lavere er andelen spredt stråling. Med kontinuerlige tette skyer består den totale strålingen utelukkende av spredt stråling. Om vinteren, på grunn av refleksjon av stråling fra snødekket og dens sekundære spredning i atmosfæren, øker andelen spredt stråling i den totale strålingen merkbart.

Ankomsten av total stråling i nærvær av skyer varierer innenfor vide grenser. Dens største ankomst er observert i klar himmel eller i lette skyer som ikke skjuler solen.

På daglig og årlig basis er endringer i total stråling nesten direkte proporsjonale med endringer i solens høyde. I en daglig syklus forekommer den maksimale totale strålingen under en skyfri himmel vanligvis ved middagstid. I det årlige forløpet observeres vanligvis maksimalt totalstråling på den nordlige halvkule i juni, og på den sørlige halvkule i desember.

Reflektert stråling. Albedo

En del av den totale strålingen som kommer til det aktive laget av jorden reflekteres fra det. Forholdet mellom den reflekterte delen av strålingen og hele den innkommende totale strålingen kallesreflektivitet , elleralbedo (A) av en gitt underliggende overflate.

Albedoen til en overflate avhenger av dens farge, ruhet, fuktighet og andre egenskaper.

Albedo av forskjellige naturlige overflater (ifølge V. L. Gaevsky og M. I. Budyko)

Albedoen til vannoverflater i en solhøyde over 60° er mindre enn albedoen til land, siden solstrålene, som trenger inn i vannet, i stor grad absorberes og spres i den. Med en vertikal innfall av stråler A = 2-5%, med en solhøyde på mindre enn 10° A = 50-70%. Den store albedoen av is og snø forårsaker et langsommere vårtempo i polarområdene og bevaring av evig is der.

Observasjoner av albedoen til land, hav og skydekke er utført fra kunstige jordsatellitter. Havets albedo lar oss beregne høyden på bølgene, albedoen til skyene karakteriserer kraften deres, og albedoen til forskjellige landområder lar oss bedømme graden av snødekning av felt og tilstanden til vegetasjonsdekket.

Albedoen for alle overflater, spesielt vannflater, avhenger av solens høyde: den laveste albedoen oppstår ved middagstid, den høyeste om morgenen og kvelden. Dette skyldes at ved lav solhøyde øker andelen spredt stråling i den totale strålingen, som i større grad enn direkte stråling reflekteres fra den ru underliggende overflaten.

Langbølget stråling fra jorden og atmosfæren

Terrestrisk strålinglitt mindre enn svart kroppsstråling ved samme temperatur.

Stråling fra jordoverflaten skjer kontinuerlig. Jo høyere temperaturen på den utstrålende overflaten er, desto mer intens er strålingen. Det er også kontinuerlig stråling fra atmosfæren, som absorberer en del av solstrålingen og stråling fra jordoverflaten, selv sender ut langbølget stråling.

På tempererte breddegrader med skyfri himmel er atmosfærisk stråling 280-350 W/m², og i tilfelle overskyet himmel er den 20-30 % mer. Omtrent 62-64 % av denne strålingen rettes mot jordoverflaten. Dens ankomst til jordens overflate utgjør motstråling fra atmosfæren. Forskjellen mellom disse to strømmene karakteriserer tapet av strålingsenergi fra det aktive laget. Denne forskjellen kalleseffektiv stråling Eef .

Den effektive strålingen til det aktive laget avhenger av dets temperatur, lufttemperatur og fuktighet og skydekke. Med økende temperatur på jordoverflaten øker Eeff, og med økende temperatur og luftfuktighet avtar den. Skyer påvirker spesielt den effektive strålingen, siden skydråper sender ut nesten det samme som det aktive laget av jorden. I gjennomsnitt varierer Eeff om natten og om dagen med klar himmel på forskjellige punkter på jordoverflaten innen 70-140 W/m².

Daglig syklus effektiv stråling kjennetegnes ved et maksimum ved 12-14 timer og et minimum før soloppgang.Årlig kurs effektiv stråling i områder med kontinentalt klima er preget av et maksimum i sommermånedene og et minimum om vinteren. I områder med marint klima er den årlige syklusen av effektiv stråling mindre uttalt enn i områder som ligger i innlandet

Stråling fra jordoverflaten absorberes av vanndamp og karbondioksid i luften. Men atmosfæren overfører i stor grad kortbølget stråling fra solen. Denne egenskapen til atmosfæren kalles"drivhuseffekt" , siden atmosfæren fungerer som glass i drivhus: glass lar solstrålene passere godt, og varmer opp jorda og plantene i drivhuset, men lar ikke termisk stråling fra den oppvarmede jorda passere godt inn i det ytre rommet. Beregninger viser at i fravær av en atmosfære, ville gjennomsnittstemperaturen på jordens aktive lag være 38°C lavere enn faktisk observert, og jorden ville være dekket med evig is.

Hvis strålingsinnstrømningen er større enn utstrømningen, er strålingsbalansen positiv og det aktive laget av jorden varmes opp. Med negativ strålingsbalanse avkjøles dette laget. Strålingsbalansen er vanligvis positiv om dagen og negativ om natten. Cirka 1-2 timer før solnedgang blir den negativ, og om morgenen, i gjennomsnitt 1 time etter soloppgang, blir den positiv igjen. Forløpet av strålingsbalansen på dagtid under klar himmel er nær forløpet til direkte stråling.

Å studere strålingsbalansen til jordbruksland gjør det mulig å beregne mengden stråling som absorberes av avlinger og jord, avhengig av solens høyde, strukturen til avlingen og fasen av planteutviklingen. For å vurdere ulike metoder for regulering av temperatur og jordfuktighet, fordampning og andre mengder, bestemmes strålingsbalansen til jordbruksfelt for ulike typer vegetasjonsdekke.

Metoder for måling av solstråling og komponenter i strålingsbalansen

For å måle solstrålingsflukser brukes deabsolutt Ogslektning metoder og følgelig utviklet absolutte og relative aktinometriske instrumenter. Absolutte instrumenter brukes vanligvis kun for kalibrering og verifisering av relative instrumenter.

Relative instrumenter brukes til regelmessige observasjoner på et nettverk av værstasjoner, samt på ekspedisjoner og under feltobservasjoner. Av disse er de mest brukte termoelektriske instrumentene aktinometer, pyranometer og albedometer. Mottakeren av solstråling i disse enhetene er termopiler som består av to metaller (vanligvis manganin og konstantan). Avhengig av intensiteten av stråling mellom koblingene til termopilen, dannes en temperaturforskjell og en elektrisk strøm av varierende styrke vises, som måles med et galvanometer. For å konvertere galvanometerskalainndelingene til absolutte enheter, brukes konverteringsfaktorer, som bestemmes for et gitt par: aktinometrisk enhet - galvanometer.

Termoelektrisk aktinometer (M-3) Savinov-Yanishevsky brukes til å måle direkte stråling som kommer til en overflate vinkelrett på solens stråler.

Pyranometer (M-80M) Yanishevsky brukes til å måle den totale og spredte strålingen som kommer til en horisontal overflate.

Under observasjoner er mottaksdelen av pyranometeret installert horisontalt. For å bestemme spredt stråling skygges pyranometeret fra direkte stråling av en skyggeskjerm i form av en rund skive montert på en stang i en avstand på 60 cm fra mottaksflaten. Ved måling av total stråling flyttes skyggeskjermen til siden

Albedometer er et pyranometer, også tilpasset. For måling av reflektert stråling. Til dette formålet brukes en enhet som lar deg rotere den mottakende delen av enheten opp (for å måle direkte stråling) og ned (for å måle reflektert stråling). Etter å ha bestemt den totale og reflekterte strålingen med et albedometer, beregnes albedoen til den underliggende overflaten. For feltmålinger brukes et reisealbedometer M-69.

Termoelektrisk balansemåler M-10M. Denne enheten brukes til å måle strålingsbalansen til den underliggende overflaten.

I tillegg til de omtalte instrumentene brukes også luxmeter - fotometriske instrumenter for måling av belysning, spektrofotometre, ulike instrumenter for måling av PAR osv. Mange aktinometriske instrumenter er tilpasset for kontinuerlig registrering av komponentene i strålingsbalansen.

En viktig egenskap ved solstrålingsregimet er solskinnets varighet. For å bestemme det, brukheliograf .

Under feltforhold er de mest brukte pyranometre, gangalbedometre, balansemålere og luxmålere. For observasjoner blant planter er turalbedometre og lux-målere, samt spesielle mikropyranometre, mest praktiske.

FOREDRAG 2.

SOLSTRÅLING.

Plan:

1. Solstrålingens betydning for livet på jorden.

2. Typer solstråling.

3. Spektral sammensetning av solstråling.

4. Absorpsjon og spredning av stråling.

5.PAR (fotosyntetisk aktiv stråling).

6. Strålingsbalanse.

1. Den viktigste energikilden på jorden for alle levende ting (planter, dyr og mennesker) er solens energi.

Solen er en gasskule med en radius på 695 300 km. Solens radius er 109 ganger større enn jordens radius (ekvatorial 6378,2 km, polar 6356,8 km). Solen består hovedsakelig av hydrogen (64 %) og helium (32 %). Resten står for bare 4% av massen.

Solenergi er hovedbetingelsen for biosfærens eksistens og en av de viktigste klimadannende faktorene. På grunn av solens energi beveger luftmasser i atmosfæren seg kontinuerlig, noe som sikrer konstantheten av atmosfærens gasssammensetning. Under påvirkning av solstråling fordamper en enorm mengde vann fra overflaten av reservoarer, jord og planter. Vanndamp som bæres av vinden fra hav og hav til kontinentene er hovedkilden til nedbør for land.

Solenergi er en uunnværlig betingelse for eksistensen av grønne planter, som omdanner solenergi til organiske stoffer med høy energi gjennom fotosynteseprosessen.

Vekst og utvikling av planter er en prosess med assimilering og prosessering av solenergi, derfor er landbruksproduksjon bare mulig hvis solenergi når jordens overflate. En russisk vitenskapsmann skrev: «Gi den beste kokken så mye frisk luft, sollys, en hel elv med rent vann han vil, be ham tilberede sukker, stivelse, fett og korn fra alt dette, og han vil bestemme at du ler på ham. Men det som virker helt fantastisk for en person, skjer uhindret i de grønne bladene til planter under påvirkning av solens energi.» Det er anslått at 1 kvm. En meter med blader produserer et gram sukker i timen. På grunn av det faktum at jorden er omgitt av et kontinuerlig skall av atmosfæren, passerer solstrålene, før de når jordoverflaten, gjennom hele atmosfærens tykkelse, som delvis reflekterer dem og delvis sprer dem, dvs. endres. mengden og kvaliteten på sollys som kommer til jordens overflate. Levende organismer reagerer følsomt på endringer i belysningsintensiteten skapt av solstråling. På grunn av ulike reaksjoner på lysintensitet er alle former for vegetasjon delt inn i lyselskende og skyggetolerante. Utilstrekkelig belysning i avlinger forårsaker for eksempel dårlig differensiering av halmvev av kornvekster. Som et resultat avtar styrken og elastisiteten til vev, noe som ofte fører til fastlegging av avlinger. I tette maisavlinger, på grunn av lav solinnstråling, svekkes dannelsen av kolber på planter.

Solstråling påvirker den kjemiske sammensetningen av landbruksprodukter. For eksempel er sukkerinnholdet i rødbeter og frukt, proteininnholdet i hvetekorn direkte avhengig av antall soldager. Mengden olje i solsikke- og linfrø øker også med økende solinnstråling.

Belysning av de overjordiske delene av planter påvirker absorpsjonen av næringsstoffer av røttene betydelig. Under dårlige lysforhold bremses overføringen av assimiler til røttene, og som et resultat hemmes de biosyntetiske prosessene som forekommer i planteceller.

Belysning påvirker også utseende, spredning og utvikling av plantesykdommer. Infeksjonsperioden består av to faser som er forskjellige i deres reaksjon på lysfaktoren. Den første av dem - den faktiske spiringen av sporer og penetrasjonen av det smittsomme prinsippet i vevet til den berørte kulturen - er i de fleste tilfeller ikke avhengig av tilstedeværelsen og intensiteten av lys. Den andre - etter spiring av sporene - er mest aktiv under økt belysning.

Den positive effekten av lys påvirker også utviklingshastigheten til patogenet i vertsplanten. Dette er spesielt tydelig hos rustsopp. Jo mer lys, jo kortere inkubasjonsperiode for lineær rust av hvete, gul rust av bygg, rust av lin og bønner, etc. Og dette øker antall generasjoner av soppen og øker intensiteten av skaden. Fruktbarheten øker i dette patogenet under intense lysforhold

Noen sykdommer utvikler seg mest aktivt i utilstrekkelig belysning, noe som forårsaker svekkelse av planter og en reduksjon i deres motstand mot sykdommer (patogener av forskjellige typer råte, spesielt vegetabilske avlinger).

Lys varighet og planter. Rytmen til solstråling (veksling av lyse og mørke deler av døgnet) er den mest stabile miljøfaktoren som gjentar seg fra år til år. Som et resultat av mange års forskning har fysiologer etablert avhengigheten av overgangen til planter til generativ utvikling på et visst forhold mellom lengden på dag og natt. I denne forbindelse kan avlinger klassifiseres i grupper i henhold til deres fotoperiodiske reaksjon: kort dag hvis utvikling forsinkes når daglengden er mer enn 10 timer. En kort dag fremmer blomstringen, mens en lang dag forhindrer dette. Slike avlinger inkluderer soyabønner, ris, hirse, sorghum, mais, etc.;

lang dag til kl 12-13, krever langvarig belysning for deres utvikling. Utviklingen deres akselererer når dagslengden er omtrent 20 timer Disse avlingene inkluderer rug, havre, hvete, lin, erter, spinat, kløver, etc.;

daglengde nøytral, hvis utvikling ikke avhenger av lengden på dagen, for eksempel tomat, bokhvete, belgfrukter, rabarbra.

Det er fastslått at for at planter skal begynne å blomstre, er det nødvendig med en overvekt av en viss spektral sammensetning i strålestrømmen. Kortdagsplanter utvikler seg raskere når maksimal stråling faller på blåfiolette stråler, og langdagsplanter - på røde. Varigheten av dagslystimene (astronomisk daglengde) avhenger av årstiden og breddegraden. Ved ekvator er lengden på døgnet gjennom hele året 12 timer ± 30 minutter. Når du beveger deg fra ekvator til polene etter vårjevndøgn (21.03), øker lengden på dagen mot nord og avtar mot sør. Etter høstjevndøgn (23. september) er fordelingen av daglengde snudd. På den nordlige halvkule er 22. juni den lengste dagen, varigheten er 24 timer nord for polarsirkelen Den korteste dagen på den nordlige halvkule er 22. desember, og utenfor polarsirkelen i vintermånedene står ikke solen opp over horisonten i det hele tatt. På middels breddegrader, for eksempel i Moskva, varierer lengden på dagen gjennom året fra 7 til 17,5 timer.

2. Typer solstråling.

Solinnstråling består av tre komponenter: direkte solinnstråling, diffus og total.

DIREKTE SOLSTRÅLINGS – stråling som kommer fra solen inn i atmosfæren og deretter til jordoverflaten i form av en stråle av parallelle stråler. Dens intensitet måles i kalorier per cm2 per minutt. Det avhenger av solhøyden og atmosfærens tilstand (sky, støv, vanndamp). Den årlige mengden direkte solstråling på den horisontale overflaten av Stavropol-territoriet er 65-76 kcal/cm2/min. Ved havnivå, med høy posisjon av solen (sommer, middag) og god gjennomsiktighet, er direkte solinnstråling 1,5 kcal/cm2/min. Dette er den korte bølgelengde delen av spekteret. Når strømmen av direkte solstråling passerer gjennom atmosfæren, svekkes den på grunn av absorpsjon (ca. 15%) og spredning (ca. 25%) av energi av gasser, aerosoler og skyer.

Strømmen av direkte solstråling som faller på en horisontal overflate kalles isolasjon S= S synd ho– vertikal komponent av direkte solstråling.

S – mengden varme som mottas av en overflate vinkelrett på strålen ,

ho – Solens høyde, det vil si vinkelen som dannes av en solstråle med en horisontal overflate .

Ved grensen til atmosfæren er intensiteten av solstrålingSå= 1,98 kcal/cm2/min. – i henhold til den internasjonale avtalen fra 1958 Og det kalles solkonstanten. Slik ville det sett ut på overflaten hvis atmosfæren var helt gjennomsiktig.

Ris. 2.1. Banen til en solstråle i atmosfæren i forskjellige høyder av solen

SPREDT STRÅLINGD – Som et resultat av spredning av atmosfæren går en del av solstrålingen tilbake til verdensrommet, men en betydelig del av den kommer til jorden i form av spredt stråling. Maksimal spredt stråling + 1 kcal/cm2/min. Det observeres når himmelen er klar og det er høye skyer. Under overskyet himmel er spekteret av spredt stråling likt solens. Dette er den korte bølgelengde delen av spekteret. Bølgelengde 0,17-4 mikron.

TOTAL STRÅLINGQ- består av diffus og direkte stråling på en horisontal overflate. Q= S+ D.

Forholdet mellom direkte og diffus stråling i sammensetningen av total stråling avhenger av solens høyde, overskyethet og atmosfærisk forurensning, og overflatens høyde over havet. Når solens høyde øker, reduseres andelen spredt stråling på en skyfri himmel. Jo mer gjennomsiktig atmosfæren er og jo høyere sola er, jo lavere er andelen spredt stråling. Med kontinuerlige tette skyer består den totale strålingen utelukkende av spredt stråling. Om vinteren, på grunn av refleksjon av stråling fra snødekket og dens sekundære spredning i atmosfæren, øker andelen spredt stråling i den totale strålingen merkbart.

Lyset og varmen som plantene mottar fra solen, er et resultat av den totale solstrålingen. Derfor er data om mengden stråling mottatt av overflaten per dag, måned, vekstsesong, år av stor betydning for landbruket.

Reflektert solstråling. Albedo. Den totale strålingen som når jordoverflaten, delvis reflektert fra den, skaper reflektert solstråling (RK), rettet fra jordoverflaten inn i atmosfæren. Verdien av reflektert stråling avhenger i stor grad av egenskapene og tilstanden til den reflekterende overflaten: farge, ruhet, fuktighet osv. Refleksjonsevnen til enhver overflate kan karakteriseres ved verdien av dens albedo (Ak), som forstås som forholdet mellom reflektert solstråling totalt. Albedo uttrykkes vanligvis som en prosentandel:

Observasjoner viser at albedoen til ulike overflater varierer innenfor relativt trange grenser (10...30%), med unntak av snø og vann.

Albedo er avhengig av jordfuktighet, med en økning der den avtar, noe som er viktig i prosessen med å endre det termiske regimet til vannede felt. På grunn av en nedgang i albedo når jorda er fuktet, øker den absorberte strålingen. Albedoen til forskjellige overflater har en veldefinert daglig og årlig variasjon, på grunn av albedoens avhengighet av solens høyde. Den laveste albedoverdien observeres rundt middagstid, og hele året - om sommeren.

Jordens egen stråling og motstråling fra atmosfæren. Effektiv stråling. Jordens overflate som en fysisk kropp med en temperatur over absolutt null (-273 ° C) er en kilde til stråling, som kalles jordens egen stråling (E3). Det ledes inn i atmosfæren og absorberes nesten fullstendig av vanndamp, vanndråper og karbondioksid i luften. Jordens stråling avhenger av overflatetemperaturen.

Atmosfæren, som absorberer en liten mengde solstråling og nesten all energien som sendes ut av jordoverflaten, varmes opp og sender i sin tur også ut energi. Omtrent 30 % av atmosfærisk stråling går ut i verdensrommet, og rundt 70 % kommer til jordens overflate og kalles motatmosfærisk stråling (Ea).

Mengden energi som slippes ut av atmosfæren er direkte proporsjonal med dens temperatur, karbondioksid, ozon og uklarhet.

Jordens overflate absorberer denne motstrålingen nesten helt (90...99%). Dermed er den en viktig varmekilde for jordoverflaten i tillegg til absorbert solstråling. Denne påvirkningen av atmosfæren på jordens termiske regime kalles drivhus- eller drivhuseffekten på grunn av den eksterne analogien med effekten av glass i drivhus og drivhus. Glass overfører solstrålene godt, varmer jord og planter, men blokkerer den termiske strålingen fra den oppvarmede jorda og plantene.

Forskjellen mellom jordoverflatens egen stråling og motstrålingen fra atmosfæren kalles effektiv stråling: Eeff.

Eef= E3-EA

På klare og delvis overskyede netter er den effektive strålingen mye større enn på overskyede netter, og derfor er natteavkjølingen av jordoverflaten større. I løpet av dagen er den dekket av den absorberte totale strålingen, som et resultat av at overflatetemperaturen stiger. Samtidig øker også effektiv stråling. Jordoverflaten på mellombreddegrader mister 70...140 W/m2 på grunn av effektiv stråling, som er omtrent halvparten av mengden varme den mottar fra absorpsjon av solstråling.

3. Spektral sammensetning av stråling.

Solen, som en kilde til stråling, har en rekke utsendte bølger. Strålende energiflukser i henhold til bølgelengde er konvensjonelt delt inn i kortbølge (X < 4 мкм) и длинноволновую (А. >4 µm) stråling. Spekteret av solstråling ved grensen til jordens atmosfære ligger praktisk talt mellom bølgelengder på 0,17 og 4 mikron, og det for terrestrisk og atmosfærisk stråling - fra 4 til 120 mikron. Følgelig tilhører strømmene av solstråling (S, D, RK) kortbølget stråling, og strålingen fra jorden (£3) og atmosfæren (Ea) tilhører langbølget stråling.

Spekteret av solstråling kan deles inn i tre kvalitativt forskjellige deler: ultrafiolett (Y< 0,40 мкм), ви­димую (0,40 мкм < Y < 0,75 µm) og infrarød (0,76 µm < Y < 4 µm). Før den ultrafiolette delen av solstrålingsspekteret ligger røntgenstråling, og bortenfor den infrarøde delen ligger radioemisjonen fra Solen. Ved den øvre grensen av atmosfæren står den ultrafiolette delen av spekteret for omtrent 7 % av solstrålingsenergien, 46 % for det synlige og 47 % for det infrarøde.

Strålingen som sendes ut av jorden og atmosfæren kalles langt infrarød stråling.

Den biologiske effekten av ulike typer stråling på planter er forskjellig. Ultrafiolett stråling bremser vekstprosesser, men akselererer passasjen av stadier av dannelse av reproduktive organer i planter.

Betydningen av infrarød stråling, som aktivt absorberes av vann fra bladene og stilkene til planter, er dens termiske effekt, som betydelig påvirker veksten og utviklingen av planter.

Langt infrarød stråling gir kun en termisk effekt på planter. Dens innflytelse på vekst og utvikling av planter er ubetydelig.

Synlig del av solspekteret, for det første, skaper belysning. For det andre faller den såkalte fysiologiske strålingen (A, = 0,35...0,75 μm), som absorberes av bladpigmenter, nesten sammen med området for synlig stråling (som delvis fanger området med ultrafiolett stråling). Dens energi har en viktig regulatorisk og energetisk betydning i plantelivet. Innenfor denne delen av spekteret skilles en region med fotosyntetisk aktiv stråling.

4. Absorpsjon og spredning av stråling i atmosfæren.

Når solstråling passerer gjennom jordens atmosfære, blir den svekket på grunn av absorpsjon og spredning av atmosfæriske gasser og aerosoler. Samtidig endres dens spektrale sammensetning også. Med ulike høyder på solen og ulike høyder på observasjonspunktet over jordoverflaten, er ikke lengden på banen en solstråle i atmosfæren har den samme. Når høyden minker, avtar den ultrafiolette delen av strålingen spesielt kraftig, den synlige delen avtar noe mindre, og den infrarøde delen avtar bare litt.

Spredningen av stråling i atmosfæren skjer hovedsakelig som et resultat av kontinuerlige fluktuasjoner (svingninger) i lufttettheten på hvert punkt i atmosfæren, forårsaket av dannelse og ødeleggelse av visse "klumper" (klumper) av atmosfæriske gassmolekyler. Solstråling blir også spredt av aerosolpartikler. Spredningsintensiteten er preget av spredningskoeffisienten.

K= legg til formel.

Intensiteten av spredning avhenger av antall spredningspartikler per volumenhet, deres størrelse og natur, samt av bølgelengdene til selve den spredte strålingen.

Jo kortere bølgelengden er, desto sterkere blir strålene spredt. For eksempel er fiolette stråler spredt 14 ganger sterkere enn røde, noe som forklarer den blå fargen på himmelen. Som nevnt ovenfor (se avsnitt 2.2), er direkte solstråling, som passerer gjennom atmosfæren, delvis spredt. I ren og tørr luft følger intensiteten av den molekylære spredningskoeffisienten Rayleighs lov:

k= c/Y4 ,

hvor C er en koeffisient avhengig av antall gassmolekyler per volumenhet; X er lengden på den spredte bølgen.

Siden de fjerne bølgelengdene til rødt lys er nesten det dobbelte av bølgelengden til fiolett lys, blir førstnevnte spredt av luftmolekyler 14 ganger mindre enn sistnevnte. Siden den opprinnelige energien (før spredning) av fiolette stråler er mindre enn den for blå og cyan, skifter den maksimale energien i spredt lys (spredt solstråling) til blå-blå stråler, som bestemmer den blå fargen på himmelen. Dermed er spredt stråling rikere på fotosyntetisk aktive stråler enn direkte stråling.

I luft som inneholder urenheter (små vanndråper, iskrystaller, støvpartikler osv.), er spredningen den samme for alle områder med synlig stråling. Derfor får himmelen en hvitaktig fargetone (dis vises). Skyelementer (store dråper og krystaller) sprer ikke solstrålene i det hele tatt, men reflekterer dem diffust. Som et resultat ser skyer opplyst av solen hvite ut.

5. PAR (fotosyntetisk aktiv stråling)

Fotosyntetisk aktiv stråling. I prosessen med fotosyntese brukes ikke hele spekteret av solstråling, men bare dens

del som ligger i bølgelengdeområdet 0,38...0,71 µm - fotosyntetisk aktiv stråling (PAR).

Det er kjent at synlig stråling, som av det menneskelige øye oppfattes som hvit, består av fargede stråler: rød, oransje, gul, grønn, blå, indigo og fiolett.

Absorpsjonen av solstrålingsenergi av planteblader er selektiv. Bladene absorberer mest intensivt blåfiolette (X = 0,48...0,40 µm) og oransjerøde (X = 0,68 µm) stråler, mindre - gulgrønne (A. = 0,58...0,50 µm) og langt røde ( A. > 0,69 µm) stråler.

På jordoverflaten faller den maksimale energien i spekteret av direkte solstråling, når solen står høyt, i området med gulgrønne stråler (solskiven er gul). Når solen befinner seg nær horisonten, har de fjerne røde strålene maksimal energi (solskiven er rød). Derfor bidrar energien fra direkte sollys lite til prosessen med fotosyntese.

Siden PAR er en av de viktigste faktorene i produktiviteten til landbruksplanter, er informasjon om mengden innkommende PAR, tatt i betraktning av fordelingen over territoriet og i tid, av stor praktisk betydning.

Intensiteten til den fasede arrayen kan måles, men dette krever spesielle filtre som bare overfører bølger i området 0,38...0,71 mikron. Slike enheter finnes, men de brukes ikke i nettverket av aktinometriske stasjoner; de måler intensiteten til det integrerte spekteret av solstråling. PAR-verdien kan beregnes fra data om ankomsten av direkte, diffus eller total stråling ved å bruke koeffisientene foreslått av X. G. Tooming og:

Qfar = 0,43 S" +0,57 D);

kart over fordelingen av månedlige og årlige Fara-beløp på Russlands territorium ble satt sammen.

For å karakterisere graden av bruk av PAR av avlinger, brukes PAR-brukskoeffisienten:

KPIfar= (beløpQ/ frontlykter/antallQ/ frontlykter) 100 %,

Hvor sumQ/ frontlykter- mengden PAR brukt på fotosyntese i vekstsesongen av planter; sumQ/ frontlykter- mengden PAR mottatt for avlinger i denne perioden;

Avlinger i henhold til deres gjennomsnittlige KPIFAr-verdier er delt inn i grupper (etter): vanligvis observert - 0,5...1,5%; bra - 1,5...3,0; rekord - 3,5...5,0; teoretisk mulig - 6,0...8,0%.

6. STRÅLINGSBALANSE PÅ JORDENS OVERFLATE

Forskjellen mellom den innkommende og utgående fluksen av strålingsenergi kalles strålingsbalansen til jordoverflaten (B).

Den innkommende delen av strålingsbalansen på jordoverflaten i løpet av dagen består av direkte sol- og spredt stråling, samt atmosfærisk stråling. Utgiftsdelen av balansen er strålingen fra jordoverflaten og reflektert solstråling:

B= S / + D+ Ea-E3-Rk

Ligningen kan skrives på en annen form: B = Q- RK - Ef.

For nattetid har strålingsbalanseligningen følgende form:

B = Ea - E3, eller B = -Eeff.

Hvis strålingsinnstrømningen er større enn utstrømningen, er strålingsbalansen positiv og den aktive overflaten* varmes opp. Når saldoen er negativ, avkjøles den. Om sommeren er strålingsbalansen positiv om dagen og negativ om natten. Nullkryssingen skjer om morgenen omtrent 1 time etter soloppgang, og om kvelden 1...2 timer før solnedgang.

Den årlige strålingsbalansen i områder hvor det er etablert stabilt snødekke har negative verdier i den kalde årstiden og positive verdier i den varme årstiden.

Strålingsbalansen på jordoverflaten påvirker i betydelig grad fordelingen av temperatur i jorda og overflatelaget av atmosfæren, så vel som prosessene med fordampning og snøsmelting, dannelse av tåke og frost, endringer i egenskapene til luftmasser (deres transformasjon).

Kunnskap om strålingsregimet til jordbruksland gjør det mulig å beregne mengden stråling som absorberes av avlinger og jord avhengig av solens høyde, strukturen til avlingen og fasen av planteutviklingen. Data om regimet er også nødvendige for å vurdere ulike metoder for å regulere temperatur, jordfuktighet, fordampning, som vekst og utvikling av planter, avlingsdannelse, dens mengde og kvalitet avhenger av.

Effektive agronomiske teknikker for å påvirke strålingen og følgelig det termiske regimet til den aktive overflaten er mulching (dekker jorda med et tynt lag torvflis, råtnet gjødsel, sagflis, etc.), dekker jorda med plastfilm og vanning . Alt dette endrer reflektiviteten og absorpsjonsevnen til den aktive overflaten.

* Aktiv overflate - overflaten av jord, vann eller vegetasjon, som direkte absorberer sol- og atmosfærisk stråling og frigjør stråling til atmosfæren, og regulerer derved det termiske regimet til tilstøtende luftlag og underliggende lag av jord, vann, vegetasjon.

Den lyse stjernen brenner oss med varme stråler og får oss til å tenke på betydningen av stråling i livene våre, dens fordeler og skader. Hva er solstråling? En leksjon i fysikk i skolen antyder at vi først blir kjent med begrepet elektromagnetisk stråling generelt. Dette begrepet betegner en annen form for materie - forskjellig fra substans. Dette inkluderer både synlig lys og spekteret som ikke oppfattes av øyet. Det vil si røntgenstråler, gammastråler, ultrafiolett og infrarødt.

Elektromagnetiske bølger

I nærvær av en kilde-emitter av stråling, forplanter dens elektromagnetiske bølger i alle retninger med lysets hastighet. Disse bølgene, som alle andre, har visse egenskaper. Disse inkluderer vibrasjonsfrekvens og bølgelengde. Ethvert legeme hvis temperatur avviker fra absolutt null har egenskapen til å sende ut stråling.

Solen er den viktigste og kraftigste strålingskilden nær planeten vår. På sin side sender jorden (dens atmosfære og overflate) selv ut stråling, men i et annet område. Observasjon av temperaturforhold på planeten over lange perioder ga opphav til hypotesen om en balanse i mengden varme som mottas fra solen og slippes ut i verdensrommet.

Solstråling: spektral sammensetning

Det absolutte flertallet (omtrent 99%) av solenergien i spekteret ligger i bølgelengdeområdet fra 0,1 til 4 mikron. De resterende 1 % er stråler av lengre og kortere lengde, inkludert radiobølger og røntgenstråler. Omtrent halvparten av solens strålingsenergi er i spekteret som vi oppfatter med øynene, omtrent 44 % er i infrarød stråling, og 9 % er i ultrafiolett stråling. Hvordan vet vi hvordan solstrålingen er delt? Beregning av distribusjonen er mulig takket være studier fra romsatellitter.

Det er stoffer som kan gå inn i en spesiell tilstand og sende ut ytterligere stråling med et annet bølgelengdeområde. For eksempel oppstår glød ved lave temperaturer, som ikke er typiske for utslipp av lys fra et gitt stoff. Denne typen stråling, kalt selvlysende, reagerer ikke på de vanlige prinsippene for termisk stråling.

Fenomenet luminescens oppstår etter at et stoff absorberer en viss mengde energi og går over til en annen tilstand (den såkalte eksiterte tilstanden), som har høyere energi enn ved stoffets egen temperatur. Luminescens vises under den omvendte overgangen - fra en opphisset tilstand til en kjent tilstand. I naturen kan vi observere den i form av nattehimmelglød og nordlys.

Vår lyskilde

Energien til solstrålene er nesten den eneste varmekilden for planeten vår. Dens egen stråling som kommer fra dypet til overflaten har en intensitet som er omtrent 5 tusen ganger mindre. Samtidig er synlig lys – en av de viktigste livsfaktorene på planeten – bare en del av solstrålingen.

Energien til solstrålene omdannes til varme, en mindre del - i atmosfæren, og en større del - på jordoverflaten. Der brukes den på oppvarming av vann og jord (øvre lag), som så avgir varme til luften. Når den blir oppvarmet, sender atmosfæren og jordoverflaten ut infrarøde stråler ut i rommet, mens de avkjøles.

Solstråling: definisjon

Strålingen som kommer til overflaten av planeten vår direkte fra solskiven kalles vanligvis direkte solstråling. Solen sprer det i alle retninger. Tatt i betraktning den enorme avstanden fra jorden til solen, kan direkte solstråling på ethvert punkt på jordoverflaten representeres som en stråle av parallelle stråler, hvis kilde er nesten uendelig. Området som ligger vinkelrett på solstrålene får dermed sin største mengde.

Strålingsflukstetthet (eller irradians) er et mål på mengden stråling som faller på en bestemt overflate. Dette er mengden strålingsenergi som faller per tidsenhet per arealenhet. Denne mengden måles - irradians - i W/m2. Jorden vår, som alle vet, kretser rundt solen i en ellipseformet bane. Solen befinner seg ved en av brennpunktene til denne ellipsen. Derfor, hvert år på et bestemt tidspunkt (i begynnelsen av januar) inntar jorden en posisjon nærmest solen og på en annen (i begynnelsen av juli) - lengst unna den. I dette tilfellet endres mengden energibelysning i omvendt proporsjon med kvadratet på avstanden til armaturet.

Hvor går solstrålingen som når jorden? Dens typer bestemmes av mange faktorer. Avhengig av geografisk breddegrad, fuktighet, overskyet, er noe av det spredt i atmosfæren, noe er absorbert, men flertallet når fortsatt overflaten av planeten. I dette tilfellet reflekteres en liten mengde, og hovedmengden absorberes av jordens overflate, under påvirkning av hvilken den varmes opp. Spredt solstråling faller også delvis på jordoverflaten, blir delvis absorbert av den og delvis reflektert. Resten av det går ut i verdensrommet.

Hvordan foregår distribusjonen?

Er solstråling jevn? Dens typer etter alle "tapene" i atmosfæren kan variere i deres spektrale sammensetning. Stråler med forskjellig lengde blir tross alt både spredt og absorbert på forskjellige måter. I gjennomsnitt absorberer atmosfæren omtrent 23 % av sin opprinnelige mengde. Omtrent 26 % av den totale fluksen blir til spredt stråling, hvorav 2/3 treffer jorden. I hovedsak er dette en annen type stråling, forskjellig fra den opprinnelige. Spredt stråling sendes til jorden ikke av solskiven, men av himmelhvelvet. Den har en annen spektral sammensetning.

Absorberer stråling hovedsakelig fra ozon - det synlige spekteret, og ultrafiolette stråler. Infrarød stråling absorberes av karbondioksid (karbondioksid), som for øvrig er svært lite i atmosfæren.

Strålingsspredning, som svekker den, oppstår for enhver bølgelengde i spekteret. I prosessen omfordeler partiklene, som faller under elektromagnetisk påvirkning, energien til den innfallende bølgen i alle retninger. Det vil si at partikler tjener som punktkilder til energi.

Dagslys

På grunn av spredning endrer lys som kommer fra solen farge når det passerer gjennom lag med atmosfærer. Den praktiske betydningen av spredning er å skape dagslys. Hvis jorden ble fratatt en atmosfære, ville belysning bare eksistere på steder der direkte eller reflekterte solstråler traff overflaten. Det vil si at atmosfæren er kilden til belysning i løpet av dagen. Takket være det er det lett både på steder utilgjengelige for direkte stråler og når solen er skjult bak skyene. Det er spredning som gir luften farge – vi ser himmelen blå.

Hva annet er solstråling avhengig av? Turbiditetsfaktoren bør ikke diskonteres. Tross alt svekkes stråling på to måter - av atmosfæren selv og vanndamp, samt ulike urenheter. Støvnivået øker om sommeren (det samme gjør vanndampinnholdet i atmosfæren).

Total stråling

Det refererer til den totale mengden stråling som faller på jordoverflaten, både direkte og diffus. Total solinnstråling avtar under overskyet vær.

Av denne grunn er den totale strålingen om sommeren i gjennomsnitt høyere før middag enn etter den. Og i første halvår - mer enn i andre.

Hva skjer med den totale strålingen på jordoverflaten? Når den kommer dit, absorberes den for det meste av det øverste laget av jord eller vann og blir til varme, mens en del av den reflekteres. Graden av refleksjon avhenger av jordens overflate. En indikator som uttrykker prosentandelen av reflektert solstråling i forhold til den totale mengden som faller på overflaten kalles overflatealbedo.

Konseptet med indre stråling av jordoverflaten refererer til langbølget stråling som sendes ut av vegetasjon, snødekke, øvre lag av vann og jord. Strålingsbalansen til en overflate er forskjellen mellom absorbert mengde og emittert mengde.

Effektiv stråling

Det er bevist at motstråling nesten alltid er mindre enn terrestrisk stråling. På grunn av dette lider jordens overflate varmetap. Forskjellen mellom verdiene av overflatens egen stråling og den atmosfæriske strålingen kalles effektiv stråling. Dette er faktisk et netto tap av energi og, som et resultat, varme om natten.

Det finnes også på dagtid. Men i løpet av dagen blir det delvis kompensert eller til og med dekket av absorbert stråling. Derfor er jordoverflaten varmere om dagen enn om natten.

Om strålingens geografiske fordeling

Solstråling på jorden er ujevnt fordelt gjennom året. Dens fordeling er soneformet, og isolinene (forbindelsespunkter med like verdier) av strålingsfluksen er ikke i det hele tatt identiske med breddesirklene. Dette avviket er forårsaket av ulike nivåer av uklarhet og atmosfærisk gjennomsiktighet i forskjellige regioner på kloden.

Den totale solinnstrålingen gjennom året er størst i subtropiske ørkener med delvis overskyet atmosfære. Det er mye mindre i skogområdene i ekvatorialbeltet. Årsaken til dette er økt overskyethet. Mot begge polene avtar denne indikatoren. Men i polregionen øker den igjen - på den nordlige halvkule er den mindre, i regionen med snø og delvis overskyet Antarktis - mer. Over overflaten av havene er solstrålingen i gjennomsnitt mindre enn over kontinentene.

Nesten overalt på jorden har overflaten en positiv strålingsbalanse, det vil si at over samme tid er innstrømningen av stråling større enn den effektive strålingen. Unntakene er regionene Antarktis og Grønland med sine isplatåer.

Står vi overfor global oppvarming?

Men det ovenstående betyr ikke årlig oppvarming av jordoverflaten. Den overflødige absorberte strålingen kompenseres av varmelekkasje fra overflaten til atmosfæren, som oppstår når vannfasen endres (fordampning, kondensering i form av skyer).

Dermed eksisterer ikke strålingslikevekt som sådan på jordoverflaten. Men det er termisk likevekt - tilførsel og tap av varme er balansert på forskjellige måter, inkludert stråling.

Kortsaldofordeling

På de samme breddegrader på kloden er strålingsbalansen større på overflaten av havet enn over land. Dette kan forklares med at laget som absorberer stråling i havene er tykkere, samtidig som den effektive strålingen der er mindre på grunn av kulden på havoverflaten sammenlignet med land.

Betydelige svingninger i amplituden til distribusjonen er observert i ørkener. Balansen der er lavere på grunn av høy effektiv stråling i tørr luft og lave skyforhold. Den reduseres i mindre grad i områder med monsunklima. I den varme årstiden øker overskyet, og absorbert solstråling er mindre enn i andre områder på samme breddegrad.

Selvfølgelig er hovedfaktoren som gjennomsnittlig årlig solstråling avhenger av breddegraden til et bestemt område. Registrer "deler" av ultrafiolett stråling går til land som ligger nær ekvator. Dette er Nordøst-Afrika, dets østkyst, den arabiske halvøy, nord og vest for Australia, en del av øyene i Indonesia, og den vestlige kysten av Sør-Amerika.

I Europa mottas den største dosen av både lys og stråling av Tyrkia, Sør-Spania, Sicilia, Sardinia, øyene i Hellas, kysten av Frankrike (sørlige del), samt deler av Italia, Kypros og Kreta.

Hva med oss?

Den totale solstrålingen i Russland fordeler seg, ved første øyekast, uventet. På vårt lands territorium, merkelig nok, er det ikke svartehavsferiestedene som holder håndflaten. De høyeste dosene av solstråling forekommer i territoriene som grenser til Kina og Severnaya Zemlya. Generelt er ikke solstråling i Russland spesielt intens, noe som fullt ut kan forklares av vår nordlige geografiske plassering. Minste mengden sollys går til den nordvestlige regionen - St. Petersburg, sammen med områdene rundt.

Solstråling i Russland er dårligere enn Ukrainas. Der går den mest ultrafiolette strålingen til Krim og territoriene utenfor Donau, med Karpatene og de sørlige regionene i Ukraina på andreplass.

Den totale (dette inkluderer både direkte og diffus) solinnstråling som faller på en horisontal overflate er gitt per måned i spesialutviklede tabeller for ulike territorier og måles i MJ/m2. For eksempel varierer solstrålingen i Moskva fra 31-58 i vintermånedene til 568-615 om sommeren.

Om solinnstråling

Insolasjon, eller mengden gunstig stråling som faller på en solbelyst overflate, varierer betydelig på forskjellige geografiske steder. Årlig solinnstråling beregnes per kvadratmeter i megawatt. For eksempel, i Moskva er denne verdien 1,01, i Arkhangelsk - 0,85, i Astrakhan - 1,38 MW.

Når du bestemmer det, er det nødvendig å ta hensyn til slike faktorer som tiden på året (om vinteren er det lavere belysning og daglengde), terrengets natur (fjell kan blokkere solen), værforhold som er karakteristiske for området - tåke, hyppig regn og overskyet. Det lysmottakende planet kan orienteres vertikalt, horisontalt eller skrått. Mengden av solstråling, så vel som fordelingen av solstråling i Russland, er data gruppert i en tabell etter by og region, som indikerer geografisk breddegrad.

hjem » Forebygging » Total solinnstråling. Solstråling: typer. Direkte, diffus og total stråling Direkte solstråling definisjon