Від чого залежить кількість сонячного проміння. Сонячна радіація та тепловий баланс

АТМОСФЕРА

атмосфера. Будова склад, походження, значення для ГО. Теплові процеси у атмосфері. Сонячна радіація, її види, широтний розподіл та перетворення земної поверхнею.

Атмосфера- Повітряна оболонка Землі, що утримується силою тяжіння і бере участь у обертанні планети. Сила земного тяжіння утримує атмосферу поблизу Землі. Найбільший тиск та щільність атмосфери спостерігаються біля земної поверхні, у міру підняття вгору тиск та щільність зменшуються. На висоті 18 км тиск зменшується вдесятеро, на висоті 80 км - в 75 000 разів. Нижнім кордоном атмосфери є поверхня Землі, верхньою межею умовно прийнято висота 1000-1200 км. Маса атмосфери становить 5,13 х 1015 т, причому 99% цієї кількості міститься в нижньому шарі до висоти 36 км.

Докази існування високих верств атмосфери такі:

На висоті 22-25 км в атмосфері розташовуються перламутрові хмари;

На висоті 80 км бувають видно сріблясті хмари;

На висоті близько 100-120 км. спостерігається згоряння метеоритів, тобто. тут атмосфера має ще достатню щільність;

На висоті близько 220 км. починається розсіювання світла газами атмосфери 9явление сутінків);

Полярні сяйва починаються приблизно на висоті 1000-1200 км, це явище пояснюється іонізацією повітря корпускулярними потоками, що йдуть від сонця. Сильно розріджена атмосфера сягає висоти 20 000 км, вона утворює земну корону, непомітно переходячи у міжпланетний газ.

Атмосфера, як і планета загалом, обертається проти годинникової стрілки із заходу Схід. Через обертання вона набуває форми еліпсоїда, тобто. товщина атмосфери у екватора більша, ніж поблизу полюсів. Вона має виступ протилежному Сонцю, цей «газовий хвіст» Землі, розріджений як у комет, має довжину близько 120 тис. км. Атмосфера пов'язані з іншими геосферами тепловлагообменом. Енергією атмосферних процесів є електромагнітне випромінювання Сонця.

Розвиток атмосфери.Так як водень і гелій найбільш поширені елементи в космосі, то вони, безсумнівно, входили і до складу протопланетної хмари газопилу, з якого виникла Земля. Внаслідок дуже низької температури цієї хмари найперша земна атмосфера тільки могла складатися з водню і гелію, т.к. всі інші елементи речовини, з якої складалася хмара, були у твердому стані. Така атмосфера спостерігається у планет-гігантів, очевидно, через велике тяжіння планет і віддаленість від Сонця вони зберегли первинні атмосфери.

Потім був розігрів Землі: тепло породжувалося гравітаційним стиском планети і розпадом усередині її радіоактивних елементів. Земля втратила воднево-гелієву атмосферу і створила свою власну вторинну атмосферу з газів, що виділилися з її надр (вуглекислий газ, аміак, метан, сірководень). На думку А.П. Виноградова (1959), у цій атмосфері найбільше було H 2 O, потім CO 2 , CO, HCl, HF, H 2 S, N 2 , NH 4 Cl і CH 4 (приблизно такий самий склад і сучасних вулканічних газів). В. Соколов (1959) вважав, що тут були також H2 і NH3. Кисень був відсутній, у атмосфері панували відновлювальні умови. Наразі подібні атмосфери спостерігаються у Марса та Венери, вони на 95% складаються з вуглекислого газу.

Наступний етап розвитку атмосфери був перехідним – від абіогенного до біогенного, від відновлювальних умов до окисних. Головними складовими частинами газової оболонки Землі стали N 2, CO2, CO. Як побічні домішки - CH 4 , O 2 . Кисень виникав з молекул води у верхніх шарах атмосфери під впливом ультрафіолетових променів Сонця; міг він виділятися і з окислів, з яких складалася земна кора, але переважна частина його йшла знову на окислення мінералів земної кори чи окислення водню та її сполук у атмосфері.

Останній етап розвитку азотно-кисневої атмосфери пов'язаний з появою життя на Землі та з виникненням механізму фотосинтезу. Зміст кисню – біогенного – почав зростати. Паралельно з цим атмосфера майже повністю втратила двоокис вуглецю, частина якого увійшла до величезних покладів вугілля та карбонатів.

Такий шлях від воднево-гелієвої атмосфери до сучасної, головну роль в якій тепер відіграють азот і кисень, а як домішки присутні аргон і вуглекислий газ. Сучасний азот також біогенного походження.

Склад газів атмосфери.

Атмосферне повітря– механічна суміш газів, у якій у зваженому стані містяться пил та вода. Чисте та сухе повітря на рівні моря є сумішшю кількох газів, причому співвідношення між головними складовими атмосферу газами – азотом (об'ємна концентрація 78,08 %) та киснем (20,95 %) – постійно. Крім них, в атмосферному повітрі містяться аргон (0,93%) та вуглекислий газ (0,03%). Кількість інших газів – неону, гелію, метану, криптону, ксенону, водню, йоду, чадного газу та оксидів азоту – мізерно мало (менше 0,1 %) (табл.).

Таблиця 2

Газовий склад атмосфери

У високих прошарках атмосфери склад повітря змінюється під впливом жорсткого випромінювання Сонця, що призводить до розпаду (дисоціації) молекул кисню на атоми. Атомарний кисень є основним компонентом найвищих шарів атмосфери. Нарешті, у найбільш віддалених від Землі шарах атмосфери головними компонентами стають найлегші гази – водень і гелій. У верхніх шарах атмосфери виявлено нову сполуку – гідроксил ВІН. Наявність цієї сполуки пояснює утворення водяної пари на висотах в атмосфері. Оскільки основна маса речовини зосереджена з відривом 20 км від Землі, то зміни складу повітря з висотою не надають помітного впливу загальний склад атмосфери.

Найважливішими компонентами атмосфери є озон та вуглекислий газ. Озон – триатомний кисень ( Про 3 ), що у атмосфері від Землі до висоти 70 км. У приземних шарах повітря він утворюється, в основному, під впливом атмосферної електрики та в процесі окислення органічної речовини, а у більш високих шарах атмосфери (стратосфері) – внаслідок впливу ультрафіолетової радіації Сонця на молекулу кисню. Переважна більшість озону перебуває у стратосфері (тому стратосферу часто називають озоносферою). Шар максимальної концентрації озону на висоті 20-25 км отримав назву озонового екрану. Загалом озоновий шар поглинає близько 13 % сонячної енергії. Зниження концентрації озону, над певними районами отримало назву «озонових дірок».

Вуглекислий газ разом із водяною парою викликає парниковий ефект атмосфери. Парниковий ефект- Нагрів внутрішніх шарів атмосфери, що пояснюється здатністю атмосфери пропускати короткохвильове випромінювання Сонця і не випускати довгохвильове випромінювання Землі. Якби вуглекислого газу в атмосфері було б удвічі більше, середня температура Землі досягла б 18 0 С, зараз вона дорівнює 14-15 0 С.

Загальна вага газів атмосфери становить приблизно 4,5 10 15 т. Таким чином, «вага» атмосфери, що припадає на одиницю площі, або атмосферний тиск, становить на рівні моря приблизно 10,3 т/м 2 .

У повітрі багато твердих частинок, діаметр яких становить частки мікрона. Вони є ядрами конденсації. Без них було б неможливе утворення туманів, хмар, випадання опадів. З твердими частинками в атмосфері пов'язані багато оптичних та атмосферних явищ. Шляхи надходження в атмосферу різні: вулканічний попіл, дим при спалюванні палива, пилок рослин, мікроорганізми. Останнім часом ядрами конденсації є промислові викиди, продукти радіоактивного розпаду.

Важливою складовою атмосфери є водяна пара, кількість її у вологих екваторіальних лісах досягає 4%, у полярних районах знижується до 0,2%. Водяна пара надходить в атмосферу внаслідок випаровування з поверхні ґрунту та водойм, а також транспірації вологи рослинами. Водяна пара є парниковим газом, разом із вуглекислим газом він утримує більшу частину довгохвильового випромінювання Землі, оберігаючи планету від охолодження.

Атмосфера не є ідеальним ізолятором; вона має здатність проводити електрику завдяки впливу іонізаторів – ультрафіолетового випромінювання Сонця, космічних променів, випромінювання радіоактивних речовин. Максимальна електрична провідність спостерігається на висоті 100-150 км. Внаслідок сукупної дії іонів атмосфери та заряду земної поверхні створюється електричне поле атмосфери. Стосовно земної поверхні атмосфера заряджена позитивно. Виділяють нейтросферу– шар з нейтральним складом (до 80 км) та іоносферу- Іонізований шар.

Будова атмосфери.

Розрізняють кілька основних верств атмосфери. Нижній, що прилягає до земної поверхні, називається тропосферою(Висота 8-10 км біля полюсів, 12 км в помірних широтах і 16-18 км - над екватором). Температура повітря з висотою поступово знижується – у середньому на 0,6єС на кожні 100 м підйому, що помітно проявляється у гірських районах, а й на височинах Білорусі.

У тропосфері міститься до 80% всієї маси повітря, основна кількість атмосферних домішок і практично вся водяна пара. Саме в цій частині атмосфери на висоті 10-12 км утворюються хмари, виникають грози, дощі та інші фізичні процеси, що формують погоду та визначають кліматичні умови у різних сферах нашої планети. Нижній шар тропосфери, що примикає безпосередньо до земної поверхні називають приземним шаром.

Вплив земної поверхні сягає приблизно висоти 20 км, а далі нагрівання повітря відбувається безпосередньо Сонцем. Таким чином, межа ГО, що лежить на висоті 20-25 км, визначається, у тому числі, і тепловим впливом земної поверхні. На цій висоті зникають широтні відмінності у температурі повітря, і географічна зональність розмивається.

Вище починається стратосферащо простягається до висоти 50-55 км від поверхні океану або суші. Цей шар атмосфери значно розріджений, кількість кисню та азоту зменшується, а водню, гелію та інших легких газів збільшується. Озоновий шар, що тут утворюється, поглинає ультрафіолетову радіацію і сильно впливає на теплові умови поверхні Землі і фізичні процеси в тропосфері. У нижній частині стратосфери температура повітря стала, тут розташовується ізотермічний шар. Починаючи з висоти 22 км, температура повітря підвищується, на верхній межі стратосфери вона досягає 0 0 С (підвищення температури пояснюється наявністю озону, що поглинає сонячну радіацію). У стратосфері відбуваються інтенсивні горизонтальні переміщення повітря. Швидкість повітряних потоків сягає 300-400 км/год. У стратосфері міститься менше ніж 20% повітря атмосфери.

На висоті 55-80 км. мезосфера(у цьому шарі температура повітря з висотою зменшується і поблизу верхньої межі падає до -80 0 С), між 80-800 км. термосфера, у складі якої переважають гелій та водень (температура повітря швидко зростає з висотою та досягає 1000 0 С на висоті 800 км). Мезосфера та термосфера разом утворюють потужний шар, званий іоносферою(область заряджених частинок – іонів та електронів).

Найвища, сильно розріджена частина атмосфери (від 800 до 1200 км) становить екзосферу. У ній переважають гази в атомарному стані, температура підвищується до 2000?

У житті ГО атмосфера має значення. Атмосфера надає благодатний вплив на клімат Землі, оберігаючи її від надмірного охолодження та нагрівання. Добові коливання температури на планеті без атмосфери досягли б 200єС: вдень +100єС і вище, вночі -100єС. Нині середня температура повітря біля Землі дорівнює +14єС. Атмосфера не пропускає до Землі метеори та жорстке випромінювання. Без атмосфери не було б звуку, полярних сяйв хмар та опадів.

До кліматоутворюючих процесів відносяться теплообіг, вологообіг та циркуляція атмосфери.

Теплообіг у атмосфері.Теплообіг забезпечує тепловий режим атмосфери залежить від радіаційного балансу, тобто. притоків теплоти, що приходять на земну поверхню (у формі променистої енергії) і від неї (промениста енергія, поглинена Землею, перетворюється на теплову).

Сонячна радіація- Потік електромагнітного випромінювання, що надходить від Сонця. На верхній межі атмосфери інтенсивність (щільність потоку) сонячної радіації дорівнює 8,3 Дж/(см2/хв). Кількість теплоти, що випромінює 1 см 2 чорної поверхні за 1 хв при перпендикулярному падінні сонячних променів, називається сонячної постійної.

Кількість сонячної радіації, яку отримує Земля, залежить:

1. від відстані між Землею та Сонцем. Найближче до Сонця Земля на початку січня, далі на початку липня; різниця між двома цими відстанями – 5 млн. км, унаслідок чого Земля у першому випадку отримує на 3,4% більше, а у другому на 3,5% менше радіації, ніж за середньої відстані від Землі до Сонця (на початку квітня та в початку жовтня);

2. від кута падіння сонячних променів на земну поверхню, що залежить своєю чергою від географічної широти, висоти сонця над горизонтом (яка змінюється протягом доби і по порах року), характеру рельєфу земної поверхні;

3. від перетворення променистої енергії у атмосфері (розсіяння, поглинання, відбиток у світовий простір) і поверхні землі. Середнє альбедо Землі – 43%.

Поглинається близько 17% усієї радіації; озон, кисень, азот поглинають в основному короткохвильові ультрафіолетові промені, водяна пара і вуглекислий газ - довгохвильову і фракційну радіацію. Атмосфера розсіює 28% радіації; до земної поверхні надходить 21%, у космос йде 7%. Та частина радіації, яка надходить до земної поверхні від усього небесного склепіння, називається розсіяною радіацією . Сутність розсіювання полягає в тому, що частка, поглинаючи електромагнітні хвилі, сама стає джерелом випромінювання світла і випромінює самі хвилі, які на неї падають. Молекули повітря дуже малі, за розмірами можна порівняти з довжиною хвиль блакитної частини спектру. У чистому повітрі переважає молекулярне розсіювання, отже, колір піднебіння – блакитний. При запиленому повітрі колір неба стає білим. Колір піднебіння залежить від вмісту домішок в атмосфері. При великому вмісті водяної пари, що розсіює червоні промені небо набуває червоного відтінку. З розсіяною радіацією пов'язані явища сутінків, білих ночей, т.к. після заходу Сонця за обрій верхні шари атмосфери ще продовжують освітлюватися.

Верхня межа хмар відбиває близько 24% радіації. Отже, до земної поверхні у вигляді потоку променів підходить близько 31% усієї сонячної радіації, що надійшла на верхню межу атмосфери, вона називається прямою радіацією . Сума прямої та розсіяної радіації (52%) називається сумарною радіацією. Співвідношення між прямою та розсіяною радіацією змінюється залежно від хмарності, запиленості атмосфери та висоти Сонця. Розподіл сумарної сонячної радіації на земній поверхні зонально. Найбільша сумарна сонячна радіація 840-920 кДж/см 2 на рік спостерігається у тропічних широтах Північної півкулі, що пояснюється невеликою хмарністю та великою прозорістю повітря. На екваторі сумарна радіація знижується до 580-670 кДж/см 2 на рік через велику хмарність і зменшення прозорості через велику вологість. У помірних широтах величина сумарної радіації становить 330-500 кДж/см 2 на рік, у полярних широтах - 250 кДж/см 2 на рік, причому в Антарктиді через велику висоту материка і невелику вологість повітря вона трохи більша.

Сумарна сонячна радіація, що надійшла земну поверхню, частково відбивається назад. Ставлення відбитої радіації до сумарної, виражене у відсотках, називається альбедо. Альбедо характеризує відбивну здатність поверхні та залежить від її кольору, вологості та інших властивостей.

Найбільшу відбивну здатність має свіжий сніг - до 90%. Альбедо пісків 30-35%, трави – 20%, листяного лісу – 16-27%, хвойного – 6-19%; сухий чорнозем має альбедо 14%, вологий – 8%. Альбедо Землі як планети приймають рівним 35%.

Поглинаючи радіацію, Земля стає джерелом випромінювання. Теплове випромінювання Землі – земна радіація- Є довгохвильовим, т.к. довжина хвилі залежить від температури: чим вище температура випромінюючого тіла, тим коротше довжина хвилі променів, що випромінюються ним. Випромінювання земної поверхні нагріває атмосферу і вона сама починає випромінювати радіацію у світовий простір ( зустрічне випромінювання атмосфери) та до земної поверхні. Зустрічне випромінювання атмосфери теж довгохвильове. В атмосфері зустрічаються два потоки довгохвильової радіації – випромінювання поверхні (земна радіація) та випромінювання атмосфери. Різниця між ними, що визначає фактичну втрату теплоти земною поверхнею, називається ефективним випромінюванням , Воно направлено в Космос, т.к. земне випромінювання більше. Ефективне випромінювання більше вдень і влітку, т.к. залежить від нагрівання поверхні. Ефективне випромінювання залежить від вологості повітря: чим більше в повітрі водяної пари або крапельки води, тим випромінювання менше (тому взимку в похмуру погоду завжди тепліше, ніж у ясну). У цілому нині для Землі ефективне випромінювання дорівнює 190 кДж/см 2 на рік (найбільше у тропічних пустелях – 380, найменше у полярних широтах – 85 кДж/см 2 на рік).

Земля одночасно отримує радіацію та віддає її. Різниця між радіацією, що отримується і витрачається, називається радіаційним балансом, або залишковою радіацією. Прихід радіаційного балансу поверхні складає сумарна радіація (Q) та зустрічне випромінювання атмосфери. Витрата – відбита радіація (R k) та земне випромінювання. Різниця між земним випромінюванням та зустрічним випромінюванням атмосфери – ефективне випромінювання (Е еф) має знак мінус і є частиною витрати в радіаційному балансі:

R б = Q-E еф-R k

Радіаційний баланс розподіляється зонально: зменшується від екватора до полюсів. Найбільший радіаційний баланс властивий екваторіальним широтам і становить 330-420 кДж/см 2 на рік, у тропічних широтах він знижується до 250-290 кДж/см 2 на рік (пояснюється зростанням ефективного випромінювання), в помірних широтах радіаційний баланс кДж/см 2 на рік, у полярних широтах його величина наближається до нуля. Загальна особливість радіаційного балансу у цьому, що з океанами усім широтах радіаційний баланс вище 40-85 кДж/см 2 , т.к. альбедо води та ефективне випромінювання океану менше.

Прибуткову частину радіаційного балансу атмосфери (R б) становлять ефективне випромінювання (Е еф) та поглинена сонячна радіація (R п), видаткова частина визначається атмосферною радіацією, що йде в космос (Е а):

R б = Е еф - Е а + R п

Радіаційний баланс атмосфери негативний, а поверхні позитивний. Сумарний радіаційний баланс атмосфери та земної поверхні дорівнює нулю, тобто. Земля перебуває у стані променистої рівноваги.

Тепловий баланс - алгебраїчна сума потоків теплоти, що приходять на земну поверхню у вигляді радіаційного балансу і уникають неї. Він складається з теплового балансу поверхні та атмосфери. У прибутковій частині теплового балансу земної поверхні стоїть радіаційний баланс, у видатковій – витрати теплоти на випаровування, на нагрівання атмосфери від Землі, на нагрівання грунтів. Витрачається теплота також на фотосинтез. Ґрунтоутворення, але ці витрати не перевищують 1%. Слід зазначити, що над океанами більші витрати теплоти на випаровування, у тропічних широтах – на нагрівання атмосфери.

У тепловому балансі атмосфери прибуткову частину становить теплота, що виділилася при конденсації водяної пари, і передана від поверхні в атмосферу; Витрата складається з негативного радіаційного балансу. Тепловий баланс земної поверхні та атмосфери дорівнює нулю, тобто. Земля перебуває у стані теплової рівноваги.

Тепловий режим земної поверхні.

Безпосередньо сонячним промінням нагрівається земна поверхня, а вже від неї – атмосфера. Поверхня, що отримує і віддає теплоту, називається діяльною поверхнею . У температурному режимі поверхні виділяється добовий та річний перебіг температур. Добовий перебіг температур поверхні – зміна температури поверхні протягом доби. Добовий перебіг температур поверхні суші (сухої та позбавленої рослинності) характеризується одним максимумом близько 13 год та одним мінімумом – перед сходом Сонця. Денні максимуми температури поверхні суші можуть досягати 80 0 З субтропіках і близько 60 0 З помірних широтах.

Різниця між максимальною та мінімальною добовою температурою поверхні називається добової амплітудою температури. Добова амплітуда температури може влітку досягати 40 0 ​​З, взимку амплітуда добових температур найменша – до 10 0 З.

Річний перебіг температури поверхні - Зміна середньомісячної температури поверхні протягом року, обумовлений ходом сонячної радіації і залежить від широти місця. У помірних широтах максимум температур поверхні суші спостерігається у липні, мінімум – у січні; на океані максимуми та мінімуми запізнюються на місяць.

Річна амплітуда температур поверхні дорівнює різниці між максимальними та мінімальними середньомісячними температурами; зростає із збільшенням широти місця, що пояснюється зростанням коливань величини сонячної радіації. Найбільших значень річна амплітуда температур сягає континентах; на океанах та морських берегах значно менше. Найменша річна амплітуда температур відзначається в екваторіальних широтах (2-3 0), найбільша – у субарктичних широтах на материках (понад 60 0).

Тепловий режим атмосфериАтмосферне повітря трохи нагрівається безпосередньо сонячними променями. Т.к. повітряна оболонка вільно пропускає сонячне проміння. Атмосфера нагрівається від поверхні, що підстилає.Теплота в атмосферу передається конвекцією, адвекцією та конденсацією водяної пари. Шари повітря, нагріваючись від ґрунту, стають легшими і піднімаються вгору, а холодніше, отже, важче повітря опускається вниз. В результаті теплової конвекціїйде прогрівання високих шарів повітря. Другий процес передачі теплоти – адвекція– горизонтальне перенесення повітря. Роль адвекції полягає у передачі теплоти з низьких у високі широти, взимку тепло передається від океанів до материків. Конденсація водяної пари- важливий процес, що здійснює передачу теплоти високим шарам атмосфери - при випаровуванні теплота забирається від поверхні, що випаровує, при конденсації в атмосфері ця теплота виділяється.

З висотою температура зменшується. Зміна температури повітря на одиницю відстані називається вертикальним температурним градієнтом, в середньому він дорівнює 0,60 на 100 м. Разом з тим хід цього спадання в різних шарах тропосфери різний: 0,3-0,40 до висоти 1,5 км; 0,5-0,6 - між висотами 1,5-6 км; 0,65-0,75 – від 6 до 9 км та 0,5-0,2 – від 9 до 12 км. У приземному шарі (товщиною 2 м) градієнти при перерахунку на 100 м обчислюються сотнями градусів. У повітрі, що піднімається, температура змінюється адіабатично. Адіабатичний процес – процес зміни температури повітря при його вертикальному русі без теплообміну з навколишнім середовищем (в одній масі без обміну теплом з іншими середовищами).

В описаному розподілі температури по вертикалі нерідко спостерігаються винятки. Буває, що верхні шари повітря тепліші за нижні, що прилягають до землі. Явище це називається температурною інверсією (Збільшення температури з висотою) . Найчастіше інверсія є наслідком сильного охолодження приземного шару повітря, викликаного сильним охолодженням земної поверхні в ясні тихі ночі, переважно взимку. При пересіченому рельєфі холодні маси повітря повільно стікають уздовж схилів і застоюються в улоговинах, западинах і т.п. Інверсії можуть утворюватися і при русі повітряних мас з теплих областей в холодні, так як при натіканні підігрітого повітря на холодну поверхню, що підстилає його нижні шари помітно охолоджуються (інверсія стиснення).

Добовий та річний перебіг температури повітря.

Добовим перебігом температури повітря називається зміна температури повітря протягом доби - загалом відображає перебіг температури земної поверхні, але моменти настання максимумів і мінімумів дещо запізнюються, максимум настає о 14 годині, мінімум після сходу сонця.

Добова амплітуда температури повітря (Різниця між максимальною і мінімальною температурами повітря протягом доби) вище на суші, ніж над океаном; зменшується при русі у високі широти (найбільша в тропічних пустелях – до 40 0 ​​С) і зростає у місцях з оголеним ґрунтом. Величина добової амплітуди температури повітря – це один із показників континентальності клімату. У пустелях вона набагато більша, ніж у районах із морським кліматом.

Річний перебіг температури повітря (Зміна середньомісячної температури протягом року) визначається насамперед широтою місця. Річна амплітуда температури повітря - Різниця між максимальною та мінімальною середньомісячними температурами.

Географічне розподілення температури повітря показують за допомогою ізотерм - Ліній, що з'єднують на карті точки з однаковими температурами. Розподіл температури повітря зонально, річні ізотерми загалом мають субширотне простягання та відповідають річному розподілу радіаційного балансу.

У середньому протягом року найтеплішою паралеллю є 10 0 пн.ш. з температурою 27 0 С – це термічний екватор. Влітку термічний екватор зміщується до 20 0 пн.ш., взимку – наближається до екватора на 5 0 пн.ш. Усунення термічного екватора в СП пояснюється тим, що в СП площа суші, розташована в низьких широтах, більша в порівнянні з ЮП, а вона протягом року має вищі температури.

Сліпучий сонячний диск у всі часи розбурхував уми людей, служив благодатною темою для легенд та міфів. Ще з давніх-давен люди здогадувалися про його вплив на Землю. Як близькі були наші далекі пращури до істини. Саме променистої енергії Сонця ми завдячуємо існуванням життя Землі.

Що ж є радіоактивне випромінювання нашого світила і як воно впливає на земні процеси?

Що таке сонячна радіація

Сонячна радіація - це сукупність сонячної матерії та енергії, що надходить Землю. Енергія поширюється у вигляді електромагнітних хвиль зі швидкістю 300 тисяч кілометрів на секунду, проходить через атмосферу та досягає Землі за 8 хвилин. Діапазон хвиль, що у цьому «марафоні», дуже широкий - від радіохвиль до рентгенівських променів, включаючи видиму частину спектра. Земна поверхня перебуває під впливом як прямих, і розсіяних земної атмосферою, сонячних променів. Саме розсіянням в атмосфері синьо-блакитних променів пояснюється блакитність неба у ясний день. Жовто-жовтогарячий колір сонячного диска обумовлений тим, що відповідні йому хвилі проходять майже без розсіювання.

Із запізненням на 2–3 доби землі досягає «сонячний вітер», що є продовженням сонячної корони і складається з ядер атомів легких елементів (водню та гелію), а також електронів. Цілком природно, що сонячна радіація має сильний вплив на організм людини.

Вплив сонячної радіації на організм людини

Електромагнітний спектр сонячної радіації складається з інфрачервоної, видимої та ультрафіолетової частин. Оскільки їхні кванти мають різну енергію, то вони надають різноманітну дію на людину.

освітлення у приміщенні

Надзвичайно велике та гігієнічне значення сонячної радіації. Оскільки видиме світло є вирішальним чинником отримання інформації про світ, у приміщенні необхідно забезпечувати достатній рівень освітленості. Його регламентування проводиться відповідно до СНиП, які для сонячної радіації складаються з урахуванням світло-кліматичних особливостей різних географічних зон та враховуються під час проектування та будівництва різних об'єктів.

Навіть поверхневий аналіз електромагнітного спектра сонячного випромінювання доводить, наскільки великий вплив цього виду радіації на організм людини.

Розподіл сонячного випромінювання територією Землі

Далеко не все випромінювання, що йде від Сонця, досягає поверхні землі. І причин для цього є чимало. Земля стійко відбиває атаку тих променів, які згубні її біосфери. Цю функцію виконує озоновий щит нашої планети, не пропускаючи найагресивнішу частину ультрафіолетового випромінювання. Атмосферний фільтр у вигляді водяної пари, вуглекислого газу, зважених у повітрі пилових частинок – значною мірою відбиває, розсіює та поглинає сонячне випромінювання.

Та його частина, яка здолала всі ці перепони, падає на поверхню землі під різними кутами, що залежать від широти місцевості. Поживне сонячне тепло розподіляється територією нашої планети нерівномірно. У міру зміни висоти стояння сонця протягом року над горизонтом змінюється маса повітря, якою пролягає шлях сонячних променів. Усе це впливає розподіл інтенсивності сонячного випромінювання територією планети. Загальна тенденція така - цей параметр збільшується від полюса до екватора, оскільки що більше кут падіння променів, то більше вписувалося тепла потрапляє на одиницю площі.

Карти сонячної радіації дозволяють мати картину розподілу інтенсивності сонячного випромінювання територією Землі.

Вплив сонячної радіації на клімат Землі

Вирішальний вплив на клімат Землі має інфрачервона складова сонячної радіації.

Зрозуміло, що це відбувається лише тоді, коли Сонце перебуває над горизонтом. Цей вплив залежить від віддаленості нашої планети від Сонця, яке змінюється протягом року. Орбіта Землі є еліпс, всередині якого і знаходиться Сонце. Здійснюючи свій річний шлях навколо Сонця, Земля віддаляється від свого світила, то наближається до нього.

Крім зміни відстані, кількість радіації, що надходить на землю, визначається нахилом земної осі до площини орбіти (66,5°) і зміною пір року, що викликається нею. Влітку вона більша, ніж узимку. На екваторі цього чинника немає, але зі зростанням широти місця спостереження, розрив між літом і взимку стає значним.

У процесах, що відбуваються на Сонці, мають місце всілякі катаклізми. Їх вплив частково нівелюється величезними відстанями, захисними властивостями земної атмосфери та магнітним полем Землі.

Як захиститись від сонячної радіації

Інфрачервона складова сонячного випромінювання - це омріяне тепло, на яке жителі середніх і північних широт з нетерпінням чекають на всі інші сезони року. Сонячною радіацією як оздоровчим фактором користуються як здорові, так і хворі.

Однак, не можна забувати, що тепло так само, як і ультрафіолет, відноситься до дуже сильних подразників. Зловживання їх дією може призвести до опіку, загального перегріву організму, і навіть загострення хронічних захворювань. Приймаючи сонячні ванни, слід дотримуватись перевірених життям правил. Особливо обережно слід засмагати у ясні сонячні дні. Грудним дітям та літнім людям, хворим з хронічною формою туберкульозу та проблемами із серцево-судинною системою, слід задовольнятися розсіяним сонячним випромінюванням у тіні. Цього ультрафіолету цілком достатньо для задоволення потреб організму.

Навіть молодим людям, які не мають особливих проблем зі здоров'ям, слід передбачити захист від сонячної радіації.

Наразі з'явився рух, активісти якого виступають проти засмаги. І недаремно. Засмагла шкіра, безперечно, красива. Але меланін, що виробляється організмом (що ми називаємо засмагою) - це його захисна реакція на вплив сонячного випромінювання. Користі від засмаги немає!Є навіть відомості, що засмага вкорочує життя, оскільки радіація має кумулятивну властивість - вона накопичується протягом усього життя.

Якщо справа так серйозна, слід скрупульозно дотримуватися правил, що наказують як захиститися від сонячної радіації:

• строго обмежувати час для засмаги і робити це лише в безпечний годинник;
• перебуваючи на активному сонці, слід носити крислатий капелюх, закритий одяг, сонцезахисні окуляри та парасольку;
• використовувати лише якісний сонцезахисний крем.

Чи у всі пори року сонячна радіація небезпечна для людини? Кількість сонячного випромінювання, що надходить на землю, пов'язана зі зміною пір року. На середніх широтах влітку воно на 25% більше, ніж узимку. На екваторі цієї різниці немає, але зі зростанням широти місця спостереження - ця різниця зростає. Це відбувається через те, що наша планета по відношенню до сонця нахилена під кутом 23,3 градуса. Взимку воно знаходиться низько над горизонтом і освітлює землю лише ковзними променями, які менше прогрівають поверхню, що освітлюється. Таке положення променів викликає їх розподіл більшої поверхні, що знижує їх інтенсивність порівняно з літнім прямовисним падінням. Крім того, наявність гострого кута при проходженні променів через атмосферу, «подовжує» їхній шлях, змушуючи втрачати більшу кількість тепла. Ця обставина знижує вплив сонячної радіації взимку.

Сонце – зірка, яка є для нашої планети джерелом тепла та світла. Вона «керує» кліматом, зміною пори року і станом усієї біосфери Землі. І тільки знання законів цього могутнього впливу дозволить використовувати цей цілющий дар на благо здоров'я людей.

Що таке Сонце? У масштабах видимого Всесвіту це лише крихітна зірка на околиці галактики, яка носить назву Чумацький Шлях. Але для планети Земля Сонце – не просто розпечений потік газу, а джерело тепла і світла, необхідне існування всього живого.

З доісторичних часів денне світило було об'єктом поклоніння, його рух по небесній тверді асоціювався із проявом божественних сил. Дослідження Сонця та його випромінювання почалися ще до прийняття геліоцентричної моделі Миколи Коперника, над його загадками ламали голови найбільші уми стародавніх цивілізацій.

Технічний прогрес подарував людству можливість вивчити як процеси всередині і поверхні Сонця, а й зміни земного клімату під його впливом. Статистичні дані дозволяють дати чітку відповідь на питання, що таке сонячна радіація, в чому вона вимірюється та визначити її вплив на живі організми, що населяють планету.

Що називають сонячною радіацією

Природа сонячного випромінювання залишалася незрозумілою до того часу, поки на початку ХХ століття видатний астроном Артур Еддінгтон не припустив, що джерелом колосальної сонячної енергії є реакції термоядерного синтезу, що відбуваються у його надрах. Температура поблизу його ядра (близько 15 млн градусів) є достатньою для того, щоб протони долали силу взаємного відштовхування та внаслідок зіткнення утворювали ядра Гелія.

Згодом вчені (зокрема – Альберт Ейнштейн) виявили, що маса ядра Гелія дещо менша від сумарної маси чотирьох протонів, з яких воно утворюється. Цей феномен отримав назву дефекту мас. Простеживши взаємозв'язок маси та енергії, вчені виявили, що цей надлишок виділяється у вигляді гамма-квантів.

При проходженні шляху від ядра до поверхні Сонця через шари складових його газів, гамма-кванти дробляться і перетворюються на електромагнітні хвилі, серед яких знаходиться і видиме людському оку світло. Цей процес займає близько 10 млн. років. Для досягнення сонячного випромінювання земної поверхні потрібно всього 8 хвилин.

Сонячна радіація включає електромагнітні хвилі з широким діапазоном і сонячний вітер, який являє собою потік легких частинок і електронів.

Які існують види сонячного випромінювання та його характеристики

На межі атмосфери Землі інтенсивність сонячного випромінювання – стала величина. Енергія Сонця дискретна і переноситься порціями (квантами) енергії, але їх корпускулярний внесок відносно малий, тому сонячні промені розглядаються як електромагнітні хвилі, які поширюються рівномірно та прямолінійно.

Основною хвильовою характеристикою є довжина хвилі, за допомогою якої виділяють види випромінювання:

• радіохвилі;
• інфрачервоне (теплове);
• видиме (біле) світло;
• ультрафіолетове;
• гамма-промені.

Сонячна радіація представлена ​​інфрачервоним (ІЧ), видимим (ВС) та ультрафіолетовим (УФ) випромінюванням у співвідношенні 52%, 43% та 5% відповідно. Кількісним заходом випромінювання Сонця вважається енергетична освітленість (щільність енергетичного потоку) - промениста енергія, що надходить в одиницю часу на одиницю поверхні.

Розподіл сонячної радіації по земній поверхні

Більшість випромінювання поглинається атмосферою землі та нагріває її до звичної для живих організмів температури. Озоновий шар пропускає всього 1% ультрафіолетових променів і служить щитом від агресивнішого короткохвильового випромінювання.

Атмосфера поглинає близько 20% сонячних променів, 30% розсіює у різні боки. Таким чином, на земну поверхню попадає лише половина променистої енергії, названа прямою сонячною радіацією.

На інтенсивність прямого сонячного випромінювання впливає кілька факторів:

• кут падіння сонячних променів (географічна широта);
• відстань від точки падіння до Сонця (пора року);
• характер поверхні, що відбиває;
• прозорість атмосфери (хмарність, забрудненість).

Розсіяне та пряме випромінювання складають сумарну сонячну радіацію, інтенсивність якої вимірюється в калоріях на одиницю поверхні. Зрозуміло, що сонячна радіація впливає лише вдень і розподіляється по земної поверхні нерівномірно. Її інтенсивність збільшує з наближенням до полюсів, проте снігу відбивають велику частку променистої енергії, у результаті повітря не нагрівається. Тому сумарний показник зменшується з віддаленням від екватора.

Сонячна активність формує клімат Землі та впливає на процеси життєдіяльності організмів, що її населяють. На території країн СНД (у північній півкулі) у зимову пору року переважає розсіяне випромінювання, у літню – пряме.

Інфрачервоне випромінювання та його роль у житті людства

Сонячна радіація представлена ​​переважно невидимим людським оком. Саме воно нагріває земний ґрунт, який згодом віддає тепло атмосфері. Таким чином, підтримується оптимальна для життя на Землі температура та звичні кліматичні умови.

Крім Сонця, джерелами інфрачервоного випромінювання є всі нагріті тіла. За цим принципом працюють усі нагрівальні прилади та пристрої, які дозволяють розглянути більш менш нагріті предмети в умовах поганої видимості.

Те, що людина не в змозі сприймати інфрачервоне світло, не зменшує його вплив на організм. Цей вид випромінювання знайшов застосування в медицині завдяки таким властивостям:

• розширення кровоносних судин; нормалізація кровотоку;
• збільшення кількості лейкоцитів;
• лікування хронічних та гострих запалень внутрішніх органів;
• профілактика шкірних захворювань;
• видалення колоїдних рубців, лікування поранень, що не гояться.

Інфрачервоні термографи дозволяють вчасно виявити захворювання, що не піддаються діагностиці за допомогою інших методів (тромби, ракові пухлини тощо). Інфрачервоне випромінювання є своєрідною «протиотрутою» від негативного ультрафіолету, тому його лікувальні властивості застосовуються для відновлення здоров'я людей, які тривалий час перебували в космічному просторі.

Механізм впливу інфрачервоних променів повністю не вивчений і, як і будь-який вид радіації, при неписьменному використанні може завдати шкоди здоров'ю людини. Протипоказано лікування за допомогою ІЧ-променів за наявності гнійних запалень, кровотеч, злоякісних пухлин, недостатності мозкового кровообігу та серцево-судинної системи.

Спектральний склад та властивості видимого світла

Світлові пучки поширюються прямолінійно і не накладаються один на одного, що породжує справедливе питання, чому навколишній світ вражає різноманіттям різних відтінків. Секрет полягає в основних властивостях світла: відображенні, заломленні та поглинанні.

Достеменно відомо, що предмети не випромінюють світло, він частково поглинається ними і відбивається під різним кутом залежно від частоти. Людський зір еволюціонував століттями, проте сітківка ока здатна сприймати лише обмежений діапазон відбитого світла у вузькому проміжку між інфрачервоним та ультрафіолетовим випромінюванням.

Вивчення властивостей світла породило як окрему галузь фізики, а й ряд ненаукових теорій і практик, заснованих на вплив кольору на психічний і фізичний стан індивідуума. Оперуючи цими знаннями, людина оформляє навколишній простір у найбільш приємному для очей кольорі, що робить побут максимально комфортним.

Ультрафіолетове випромінювання та його вплив на організм людини

Ультрафіолетовий спектр сонячного світла складається з довгих, середніх та коротких хвиль, які відрізняються фізичними властивостями та характером впливу на живі організми. Ультрафіолетові промені, які відносяться до довгохвильового спектру, переважно розсіюються в атмосфері та не досягають поверхні землі. Чим менша довжина хвилі, тим глибше проникає ультрафіолет у шкірні покриви.

Ультрафіолетове випромінювання необхідне підтримки життя Землі. На організм людини УФ-промені мають такий вплив:

• насичення вітаміном D, необхідним для формування кісткової тканини;
• профілактика остеохондрозу та рахіту у дітей;
• нормалізація обмінних процесів та синтезу корисних ферментів;
• активація регенерації тканин;
• покращення кровообігу, розширення судин;
• підвищення імунітету;
• зняття нервового збудження з допомогою стимуляції вироблення ендорфінів.

Незважаючи на об'ємний перелік позитивних якостей, сонячні ванни не завжди є ефективними. Тривале перебування на сонці в несприятливий час або в періоди аномально високої сонячної активності зводить нанівець корисні властивості УФ-променів.

Ультрафіолетове опромінення у великих дозах має результат прямо протилежний очікуваному:

• еритему (почервоніння шкіри) та сонячні опіки;
• гіперемію, набряклість;
• підвищення температури;
• головні болі;
• порушення функцій імунної та центральної нервової систем;
• зниження апетиту, нудота, блювання.

Ці ознаки є симптомами сонячного удару, коли погіршення стану людини може відбуватися непомітно. Порядок дій при сонячному ударі:

• перемістити людину із зони впливу прямих сонячних променів у прохолодне місце;
• покласти на спину та підняти ноги на піднесення, щоб нормалізувати кровообіг;
• обполоснути обличчя та шию прохолодною водою, бажано зробити компрес на лоб;
• забезпечити можливість вільно дихати та позбавити тісного одягу;
• протягом півгодини дати напитися невеликою кількістю чистої холодної води.

У важких випадках при втраті свідомості необхідно викликати бригаду швидкої допомоги і по можливості привести потерпілого до тями. Медична допомога хворому полягає у екстреному введенні глюкози або аскорбінової кислоти внутрішньовенно.

Правила безпечної засмаги

УФ-промені стимулюють синтез особливого гормону меланіну, за допомогою якого шкіра людини темніє та набуває бронзового відтінку. Суперечки про користь та шкоду засмаги ведуться не одне десятиліття.

Доведено, що засмага – це захисна реакція організму на опромінення ультрафіолетом, а надмірне захоплення сонячними ваннами збільшує ризик виникнення злоякісних утворень.

Якщо бажання віддати данину моді переважає, необхідно розуміти, що таке сонячна радіація, як від неї захиститися і дотримуватися простих рекомендацій:

• засмагати поступово виключно в ранковий або вечірній час;
• не перебувати під прямим сонячним промінням більше години;
• наносити на шкіру захисні засоби;
• пити більше чистої води, щоб уникнути зневоднення;
• включити в раціон продукти, які містять вітамін Е, бета-каротин, тирозин і селен;
• обмежити вживання алкогольних напоїв.

Реакція організму на опромінення ультрафіолетом індивідуальна, тому час для сонячних ванн та їх тривалість повинні підбиратися з урахуванням типу шкіри та стану здоров'я людини.

Вкрай протипоказана засмага вагітним, літнім людям з захворюваннями шкіри, серцевою недостатністю, психічними розладами і за наявності злоякісних утворень.

Джерела тепла. У житті атмосфери вирішальне значення має теплова енергія. Найголовнішим джерелом цієї енергії є Сонце. Що ж до теплового випромінювання Місяця, планет і зірок, воно для Землі настільки мізерно, що його не можна брати до уваги. Значно більше теплової енергії дає внутрішнє тепло Землі. За обчисленнями геофізиків, постійний приплив тепла з надр Землі підвищує температуру земної поверхні на 0°,1. Але подібний приплив тепла все ж настільки малий, що приймати його до уваги також немає жодної необхідності. Таким чином, єдиним джерелом теплової енергії на поверхні Землі можна вважати лише Сонце.

Сонячна радіація. Сонце, що має температуру фотосфери (випромінюючої поверхні) близько 6000 °, випромінює енергію в простір у всіх напрямках. Частина цієї енергії як величезного пучка паралельних сонячних променів потрапляє Землю. Сонячна енергія, що дійшла поверхні Землі у вигляді прямих променів Сонця, носить назву прямий сонячної радіації.Не вся сонячна радіація, спрямовану Землю, сягає земної поверхні, оскільки сонячні промені, проходячи через потужний шар атмосфери, частково поглинаються нею, частково розсіюються молекулами і зваженими частинками повітря, деяка частина відбивається хмарами. Та частина сонячної енергії, що розсіюється в атмосфері, називається розсіяною радіацією.Розсіяна сонячна радіація поширюється у атмосфері і потрапляє до Землі. Нами цей вид радіації сприймається як рівномірне денне світло, коли Сонце повністю закрите хмарами або щойно зникло за горизонтом.

Пряма та розсіяна сонячна радіація, досягнувши поверхні Землі, не повністю поглинається нею. Частина сонячної радіації відбивається від земної поверхні у атмосферу і перебуває там як потоку променів, так званої відбитої сонячної радіації.

Склад сонячної радіації дуже складний, що пов'язано з дуже високою температурою випромінюючої поверхні Сонця. Умовно за довжиною хвиль спектр сонячної радіації ділять на три частини: ультрафіолетову (η<0,4<μ видимую глазом (η від 0,4μ до 0,76μ) та інфрачервону частину (η> 0,76μ). Крім температури сонячної фотосфери, на склад сонячної радіації біля земної поверхні впливає поглинання і розсіювання частини сонячних променів при їх проходженні через повітряну оболонку Землі. У зв'язку з цим склад сонячної радіації на верхній межі атмосфери і поверхні Землі буде неоднаковий. З теоретичних розрахунків і спостережень встановлено, що у межі атмосфери частку ультрафіолетової радіації припадає 5%, на видимі промені - 52% і інфрачервоні - 43%. У земної поверхні (при висоті Сонця 40°) ультрафіолетові промені становлять лише 1%, видимі - 40%, а інфрачервоні - 59%.

Інтенсивність сонячної радіації. Під інтенсивністю прямої сонячної радіації розуміють кількість тепла в калоріях, одержуваного за 1 хв. від променистої енергії Сонця поверхнею в 1 см 2 ,розташованої перпендикулярно до сонячних променів.

Для вимірювання інтенсивності прямої сонячної радіації застосовуються спеціальні прилади - актинометри та піргеліометри; величина розсіяної радіації визначається піранометром. Автоматична реєстрація тривалості дії сонячної радіації провадиться актинографами та геліографами. Спектральна інтенсивність сонячної радіації визначається спектроболографом.

На межі атмосфери, де виключено поглинаючу та розсіювальну дію повітряної оболонки Землі, інтенсивність прямої сонячної радіації дорівнює приблизно 2 кална 1 см 2поверхні за 1 хв. Ця величина носить назву сонячної постійної.Інтенсивність сонячної радіації в 2 кална 1 см 2за 1 хв. дає таку велику кількість тепла протягом року, що його вистачило б, щоб розплавити шар льоду в 35 мзавтовшки, якби такий шар покривав всю земну поверхню.

Численні вимірювання інтенсивності сонячної радіації дають підстави вважати, що кількість сонячної енергії, що приходить до верхньої межі атмосфери Землі, зазнає коливань у розмірі кількох відсотків. Коливання бувають періодичні та неперіодичні, пов'язані, мабуть, з процесами, що відбуваються на Сонці.

Крім того, деяка зміна в інтенсивності сонячної радіації відбувається протягом року завдяки тому, що Земля в річному своєму обертанні рухається не по колу, а еліпсом, в одному з фокусів якого знаходиться Сонце. У зв'язку з цим змінюється відстань Землі до Сонця і, отже, відбувається коливання інтенсивності сонячної радіації. Найбільша інтенсивність спостерігається близько 3 січня, коли Земля знаходиться ближче від Сонця, а найменша близько 5 липня, коли Земля віддалена від Сонця на максимальну відстань.

Коливання інтенсивності сонячної радіації з цієї причини дуже невелике і може становити лише теоретичний інтерес. (Кількість енергії при максимальній відстані відноситься до кількості енергії при мінімальній відстані, як 100: 107, тобто різниця зовсім мізерна.)

Умови опромінення поверхні земної кулі. Вже тільки куляста форма Землі призводить до того, що промениста енергія Сонця розподіляється на земної поверхні дуже нерівномірно. Так, у дні весняного та осіннього рівнодення (21 березня та 23 вересня) тільки на екваторі опівдні кут падіння променів буде 90° (рис. 30), а в міру наближення до полюсів він зменшуватиметься від 90 до 0°. Таким чином,

якщо на екваторі кількість отриманої радіації прийняти за 1, то на 60-й паралелі вона виразиться в 0,5, а на полюсі дорівнюватиме 0.

Земна куля, крім того, має добовий та річний рух, причому земна вісь нахилена до площини орбіти на 66°,5. В силу цього нахилу між площиною екватора і площиною орбіти утворюється кут 23°30 г. Ця обставина призводить до того, що кути падіння сонячних променів для тих самих широт будуть змінюватися в межах 47° (23,5+23,5) .

Залежно від пори року змінюється як кут падіння променів, але й тривалість освітлення. Якщо у тропічних країнах у всі пори року тривалість дня й ночі приблизно однакова, то полярних країнах, навпаки, вона дуже різна. Приміром, на 70° з. ш. влітку Сонце не заходить 65 діб, на 80 ° пн. ш.- 134, але в полюсі -186. Внаслідок цього на Північному полюсі радіація в день літнього сонцестояння (22 червня) на 36% більше, ніж на екваторі. Що ж до всього літнього півріччя, то загальна кількість тепла і світла, одержуваного полюсом, лише на 17% менше, ніж на екваторі. Таким чином, у літній час у полярних країнах тривалість освітлення значною мірою компенсує той недолік радіації, який є наслідком малого кута падіння променів. У зимове півріччя картина зовсім інша: кількість радіації на тому ж Північному полюсі буде 0. У результаті за рік середня кількість радіації на полюсі виявляється в 2,4 менше, ніж на екваторі. З усього сказаного випливає, що кількість сонячної енергії, яку отримує Земля шляхом радіації, визначається кутом падіння променів та тривалістю опромінення.

Земна поверхня за відсутності атмосфери на різних широтах за добу отримувала б таку кількість тепла, виражену в калоріях на 1 см 2(Див. таблицю на стор. 92).

Наведений у таблиці розподіл радіації по земній поверхні прийнято називати солярний клімат.Повторюємо, що такий розподіл радіації маємо тільки біля верхньої межі атмосфери.

Ослаблення сонячної радіації у атмосфері. Досі ми говорили про умови розподілу сонячного тепла земною поверхнею, не зважаючи на атмосферу. Тим часом атмосфера у разі має велике значення. Сонячна радіація, проходячи через атмосферу, відчуває розсіювання та, крім того, поглинання. Обидва ці процеси разом послаблюють сонячну радіацію значною мірою.

Сонячні промені, проходячи через атмосферу, передусім відчувають розсіювання (дифузію). Розсіювання створюється тим, що промені світла, заломлюючись і відбиваючись від молекул повітря і частинок твердих і рідких тіл, що знаходяться в повітрі, відхиляються від прямого шляху досправді «розсіюються».

Розсіювання сильно послаблює сонячну радіацію. При збільшенні кількості водяної пари і особливо пилових частинок розсіювання збільшується і радіація послаблюється. У великих містах і пустельних областях, де найбільша запиленість повітря, розсіювання послаблює силу радіації на 30-45%. Завдяки розсіюванню виходить те денне світло, яке освітлює предмети, якщо навіть на них безпосередньо сонячні промені не падають. Розсіювання обумовлює і колір неба.

Зупинимося тепер на здатності атмосфери поглинати променисту енергію Сонця. Основні гази, що входять до складу атмосфери, поглинають променисту енергію порівняно мало. Домішки ж (водяна пара, озон, вуглекислий газ і пил), навпаки, відрізняються великою поглинальною здатністю.

У тропосфері найбільшу домішку становлять водяні пари. Вони особливо сильно поглинають інфрачервоні (довгохвильові), тобто переважно теплові промені. І чим більше водяної пари в атмосфері, тим природніше більше і більше. поглинання. Кількість водяної пари в атмосфері схильна до великих змін. У природних умовах воно змінюється від 0,01 до 4% (за обсягом).

Дуже великою поглинальною здатністю відрізняється озон. Значна домішка озону, як говорилося, перебуває у нижніх шарах стратосфери (над тропопаузою). Озон поглинає ультрафіолетові (короткохвильові) промені майже повністю.

Великою поглинальною здатністю відрізняється також і вуглекислий газ. Він поглинає головним чином довгохвильові, тобто переважно теплові промені.

Пил, що знаходиться у повітрі, також поглинає деяку кількість сонячної радіації. Нагріваючись під впливом сонячних променів, вона може помітно підвищити температуру повітря.

Із загальної кількості сонячної енергії, яка приходить до Землі, атмосфера поглинає лише близько 15%.

Ослаблення сонячної радіації шляхом розсіювання та поглинання атмосферою для різних широт Землі дуже по-різному. Ця відмінність залежить насамперед від кута падіння променів. При зенітному положенні Сонця промені, падаючи вертикально, перетинають атмосферу найкоротшим шляхом. Зі зменшенням кута падіння шлях променів подовжується та ослаблення сонячної радіації стає більш значним. Останнє добре видно за кресленням (рис. 31) та прикладеною таблицею (у таблиці величина шляху сонячного променя при зенітному положенні Сонця прийнята за одиницю).

Залежно від кута падіння променів змінюється як кількість променів, але й їх якість. У період, коли Сонце знаходиться в зеніті (над головою), на ультрафіолетові промені припадає 4%,

видимі – 44% та інфрачервоні – 52%. При становищі Сонця у горизонту ультрафіолетових променів немає, видимих ​​28% і інфрачервоних 72%.

Складність впливу атмосфери на сонячну радіацію посилюється ще тим, що її пропускна здатність дуже сильно змінюється залежно від пори року та стану погоди. Так, якби небо весь час залишалося безхмарним, то річний хід припливу сонячної радіації на різних широтах можна було б графічно висловити так (рис. ,32). З креслення ясно видно, що при безхмарному небі в Москві в травні, червні та липні тепла від сонячної радіації виходило б більше, ніж на екваторі. Так само у другу половину травня, у червні та першій половині липня на Північному полюсі тепла виходило б більше, ніж на екваторі та в Москві. Повторюємо, що так було б за безхмарного неба. Але насправді це не виходить, тому що хмарність значною мірою послаблює сонячну радіацію. Наведемо приклад, зображений на графіку (рис. 33). На графіку видно, як багато сонячної радіації не доходить до Землі: значна частина її затримується атмосферою і хмарами.

Однак слід сказати, що тепло, поглинене хмарами, частиною йде на нагрівання атмосфери, а частиною непрямим чином досягає і земної поверхні.

Добовий та річний хід інтенсивності солнічної радіації. Інтенсивність прямої сонячної радіації біля Землі залежить від висоти Сонця над горизонтом і від стану атмосфери (від її запиленості). Якби. прозорість атмосфери протягом доби була постійна, то максимальна інтенсивність сонячної радіації спостерігалася б опівдні, а мінімальна - при сході та заході Сонця. У цьому випадку графік перебігу добової інтенсивності сонячної радіації був би симетричним щодо півдня.

Вміст пилу, водяної пари та інших домішок в атмосфері постійно змінюється. У зв'язку з цим змінюється прозорість повітря та порушується симетричність графіка ходу інтенсивності сонячної радіації. Нерідко, особливо в літній період, у полуденний час, коли відбувається посилене нагрівання земної поверхні, виникають потужні висхідні струми повітря, збільшується кількість водяної пари та пилу в атмосфері. Це призводить до значного послаблення сонячної радіації опівдні; максимум інтенсивності радіації в цьому випадку спостерігається в дополудні або післяполудні години. Річний хід інтенсивності сонячної радіації також пов'язаний із змінами висоти Сонця над горизонтом протягом року та зі станом прозорості атмосфери у різні сезони. У країнах північної півкулі найбільша висота Сонця над обрієм буває у червні місяці. Але в цей час спостерігається і найбільша запиленість атмосфери. Тому максимальна інтенсивність зазвичай припадає не на середину літа, а на весняні місяці, коли Сонце досить високо піднімається над горизонтом, а атмосфера після зими залишається порівняно чистою. Для ілюстрації річного ходу інтенсивності сонячної радіації у північній півкулі наводимо дані середньомісячних південних величин інтенсивності радіації у Павловську.

Сума тепла сонячної радіації. Поверхня Землі протягом дня безперервно отримує тепло від прямої та розсіяної сонячної радіації або тільки від розсіяної радіації (при похмурій погоді). Визначають добову величину тепла на підставі актинометричних спостережень: з урахуванням кількості прямої та розсіяної радіації, що надійшла на земну поверхню. Визначивши суму тепла кожну добу, обчислюють і кількість тепла, одержуваного земної поверхнею протягом місяця чи протягом року.

Добова кількість тепла, що отримується земною поверхнею від сонячної радіації, залежить від інтенсивності радіації та від тривалості її дії протягом доби. У зв'язку з цим мінімум припливу тепла посідає зиму, а максимум на літо. У географічному розподілі сумарної радіації по земній кулі спостерігається її збільшення із зменшенням широти місцевості. Це положення підтверджується наступною таблицею.

Роль прямої та розсіяної радіації в річній кількості тепла, що отримується земною поверхнею на різних широтах земної кулі, неоднакова. У високих широтах у річній сумі тепла переважає розсіяна радіація. Зі зменшенням широти переважне значення переходить до прямої сонячної радіації. Так, наприклад, у бухті Тихої розсіяна сонячна радіація дає 70% річної суми тепла, а пряма радіація лише 30%. У Ташкенті навпаки пряма сонячна радіація дає 70%, розсіяна тільки 30%.

Відбивна здатність Землі. Альбедо. Як зазначалося, поверхню Землі поглинає лише частина сонячної енергії, що до неї у вигляді прямої і розсіяної радіації. Інша частина відбивається в атмосферу. Відношення величини сонячної радіації, відбитої даною поверхнею, до величини потоку променистої енергії, що падає на цю поверхню, називається альбедо. Альбедо виявляється у відсотках і характеризує відбивну здатність даної ділянки поверхні.

Альбедо залежить від характеру поверхні (властивості ґрунту, наявності снігу, рослинності, води тощо) і від величини кута падіння променів Сонця на поверхню Землі. Так, наприклад, якщо промені падають на земну поверхню під кутом 45°, то:

З наведених прикладів видно, що здатність, що відображає, у різних предметів неоднакова. Вона найбільша біля снігу і найменше біля води. Проте взяті нами приклади стосуються лише тих випадків, коли висота Сонця над горизонтом дорівнює 45°. При зменшенні цього кута відбиває здатність збільшується. Так, наприклад, по висоті Сонця в 90° вода відображає тільки 2%, при 50° - 4%, при 20°-12%, при 5° - 35-70% (залежно від стану водної поверхні).

У середньому при безхмарному небі поверхня земної кулі відбиває 8% сонячної радіації. З іншого боку, 9% відбиває атмосфера. Таким чином, земна куля в цілому при безхмарному небі відбиває 17% падаючої на неї променистої енергії Сонця. Якщо ж небо вкрите хмарами, від них відбивається 78% радіації. Якщо взяти природні умови, виходячи з того співвідношення між безхмарним небом і небом, покритим хмарами, яке спостерігається насправді, відбивна здатність Землі в цілому дорівнює 43%.

Земна та атмосферна радіація. Земля, отримуючи сонячну енергію, нагрівається і стає джерелом випромінювання тепла у світовий простір. Однак промені, що випускаються земною поверхнею, різко відрізняються від сонячних променів. Земля випромінює лише довгохвильові (λ 8-14 μ) невидимі інфрачервоні (теплові) промені. Енергія, що випромінюється земною поверхнею, називається земною радіацією.Випромінювання Землі відбувається в. вдень і вночі. Інтенсивність випромінювання тим більша, чим вища температура випромінюючого тіла. Земне випромінювання визначається тих самих одиницях, як і сонячне, т. е. у калоріях з 1 см 2поверхні за 1 хв. Спостереження показали, що величина земного випромінювання невелика. Зазвичай вона досягає 15-18 сотих калорій. Але, безперервно діючи, вона може дати значний тепловий ефект.

Найбільш сильне земне випромінювання виходить при безхмарному небі та гарній прозорості атмосфери. Хмарність (особливо низькі хмари) значно зменшує земне випромінювання та часто доводить його до нуля. Тут можна сказати, що атмосфера разом із хмарами є гарним «ковдрою», що оберігає Землю від надмірного охолодження. Частини атмосфери подібно до ділянок земної поверхні випромінюють енергію відповідно до їх температури. Ця енергія зветься атмосферної радіаціїІнтенсивність атмосферної радіації залежить від температури випромінюючої ділянки атмосфери, а також кількості водяної пари і вуглекислого газу, що містяться в повітрі. Атмосферна радіація відноситься до трупи довгохвильової. Поширюється вона у атмосфері у всіх напрямах; деяка кількість її досягає земної поверхні та поглинається нею, інша частина йде у міжпланетний простір.

Про приході та витраті енергії Сонця на Землі. Земна поверхня, з одного боку, отримує сонячну енергію у вигляді прямої та розсіяної радіації, а з іншого боку, втрачає частину цієї енергії у вигляді земної радіації. В результаті приходу і витрати сонячної енергії виходить якийсь результат. В одних випадках цей результат може бути позитивним, в інших негативним. Наведемо приклади того і іншого.

8 січня. Безхмарний день. На 1 см 2земної поверхні надійшло за добу 20 калпрямий сонячної радіації та 12 калрозсіяної радіації; всього, таким чином, отримано 32 кал.За цей же час через випромінювання 1 см?земної поверхні втратив 202 кал.В результаті, висловлюючись мовою бухгалтерії, в балансі є втрата 170 кал(від'ємний баланс).

6 липня. Небо майже безхмарно. Від прямої сонячної радіації отримано 630 кал,від розсіяної радіації 46 кал.Усього, отже, земна поверхня отримала на 1 см 2 676 кал.Шляхом земного випромінювання втрачено 173 кал.У балансі прибуток на 503 кал(Баланс позитивний).

З наведених прикладів, окрім усього іншого, цілком зрозуміло, чому в помірних широтах взимку холодно, а влітку тепло.

Використання сонячної радіації для технічних та побутових цілей. Сонячна радіація є невичерпним природним джерелом енергії. Про величину сонячної енергії Землі можна судити з такого прикладу: якщо, наприклад, використовувати тепло сонячної радіації, падаючої лише з 1/10 частина площі СРСР, можна отримати енергію, рівну роботі 30 тис. Дніпрогесів.

Люди здавна прагнули використати дарову енергію сонячної радіації для потреб. До теперішнього часу створено багато різних геліотехнічних установок, що працюють на використанні сонячної радіації та отримали велике застосування у промисловості та для задоволення побутових потреб населення. У південних районах СРСР у промисловості та в комунальному господарстві на основі широкого використання сонячної радіації працюють сонячні водонагрівачі, кип'ятильники, опріснювачі солоної води, геліосушарки (для сушіння фруктів), кухні, лазні, теплиці, апарати для лікувальних цілей. Широко використовується сонячна радіація на курортах для лікування та зміцнення здоров'я людей.