- karakteristikat e përgjithshme rrezatim diellor
- Drejt rrezatim diellor
- Rrezatimi total diellor
- Thithja e rrezatimit diellor në atmosferë
Energjia rrezatuese nga Dielli, ose rrezatimi diellor, është burimi kryesor i nxehtësisë për sipërfaqen e Tokës dhe për atmosferën e saj. Rrezatimi që vjen nga yjet dhe Hëna është i papërfillshëm në krahasim me rrezatimin diellor dhe nuk jep një kontribut të rëndësishëm në proceset termike në Tokë. Fluksi i nxehtësisë i drejtuar në sipërfaqe nga thellësitë e planetit është gjithashtu i papërfillshëm. Rrezatimi diellor përhapet në të gjitha drejtimet nga burimi (Dielli) në formën e valëve elektromagnetike me një shpejtësi afër 300,000 km/sek. Në meteorologji kryesisht merret parasysh rrezatimi termik, i cili përcaktohet nga temperatura e trupit dhe emetimi i tij. Rrezatimi termik ka gjatësi vale që variojnë nga qindra mikrometra në të mijtët e një mikrometri. Rrezet X dhe rrezatimi gama nuk konsiderohen në meteorologji, pasi ato praktikisht nuk hyjnë në atmosferën e poshtme. Rrezatimi termik zakonisht ndahet në valë të shkurtra dhe me valë të gjata. Rrezatimi me valë të shkurtër quhet rrezatim në intervalin e gjatësisë së valës nga 0,1 në 4 mikronë, me valë të gjatë - nga 4 në 100 mikron. Rrezatimi diellor që arrin në sipërfaqen e Tokës është 99% me valë të shkurtër. Rrezatimi me valë të shkurtër ndahet në rrezatim ultravjollcë (UV), me gjatësi vale që varion nga 0,1 deri në 0,39 mikron; drita e dukshme (BC) - 0,4 - 0,76 mikron; infra të kuqe (IR) - 0,76 - 4 mikron. Dielli dhe rrezatimi infra i kuq japin energjinë më të lartë: dielli përbën 47% të energjisë rrezatuese, infra të kuqe - 44%, dhe UV - vetëm 9% të energjisë rrezatuese. Kjo shpërndarje e rrezatimit termik korrespondon me shpërndarjen e energjisë në spektrin e një trupi absolutisht të zi me një temperaturë prej 6000K. Kjo temperaturë konsiderohet kushtimisht afër temperaturës aktuale në sipërfaqen e diellit (në fotosferë, e cila është burimi i energjisë rrezatuese të diellit). Energjia maksimale rrezatuese në një temperaturë të tillë të emetuesit, sipas ligjit të Wien-it, l = 0,2898 / T (cm * deg). (1) bie mbi rrezet blu-blu me gjatësi rreth 0,475 mikron (l. Është gjatësia e valës, T është temperatura absolute e emetuesit). Sasia totale e energjisë së nxehtësisë së rrezatuar është proporcionale, sipas ligjit Stefan-Boltzmann, e shkallës së katërt. temperaturë absolute emetues: E = sT 4 (2) ku s = 5,7 * 10-8 W / m 2 * K 4 (konstante Stefan-Boltzmann). Masa sasiore e rrezatimit diellor që arrin në sipërfaqe është rrezatimi, ose dendësia e fluksit të rrezatimit. Ndriçimi rrezatues është sasia e energjisë rrezatuese e dhënë për njësi sipërfaqe për njësi të kohës. Ajo matet në W / m2 (ose kW / m2). Kjo do të thotë se 1 J (ose 1 kJ) energji rrezatuese furnizohet me 1 m 2 në sekondë. Ndriçimi i energjisë i rrezatimit diellor që bie në një zonë të njësisë së sipërfaqes pingul me rrezet e diellit për njësi të kohës në kufirin e sipërm të atmosferës me një distancë mesatare nga Toka në Diell quhet konstanta diellore Sо. Në këtë rast, kufiri i sipërm i atmosferës kuptohet si kusht për mungesën e ndikimit të atmosferës në rrezatimin diellor. Prandaj, madhësia e konstantës diellore përcaktohet vetëm nga emetimi i Diellit dhe distanca midis Tokës dhe Diellit. Hulumtimet moderne duke përdorur satelitët dhe raketat kanë vendosur vlerën e Sо të barabartë me 1367 W / m2 me një gabim prej ± 0,3%, distanca mesatare midis Tokës dhe Diellit në këtë rast përcaktohet si 149,6 * 106 km. Nëse marrim parasysh ndryshimet në konstantën diellore për shkak të ndryshimit të distancës midis Tokës dhe Diellit, atëherë me një vlerë mesatare vjetore prej 1,37 kW / m 2, në janar do të jetë e barabartë me 1,41 kW / m 2 , dhe në qershor - 1.34 kW / m 2, prandaj, hemisfera veriore merr pak më pak rrezatim në kufirin e atmosferës gjatë një dite vere sesa hemisfera jugore gjatë ditës së saj të verës. Për shkak të ndryshimit të vazhdueshëm aktiviteti diellor konstanta diellore mund të luhatet nga viti në vit. Por këto luhatje, nëse ekzistojnë, janë aq të vogla saqë qëndrojnë brenda saktësisë matëse të instrumenteve moderne. Por gjatë ekzistencës së Tokës, konstanta diellore ka shumë të ngjarë të ndryshojë vlerën e saj. Duke ditur konstanten diellore, ju mund të llogarisni sasinë e energjisë diellore që hyn në hemisferën e ndriçuar në kufirin e sipërm të atmosferës. Është e barabartë me produktin e konstantës diellore nga sipërfaqja rreth i madh Toka. Me një rreze mesatare të tokës të barabartë me 6371 km, zona e rrethit të madh është p * (6371) 2 = 1.275 * 1014 m 2, dhe energjia rrezatuese që vjen në të është 1.743 * 1017 W. Për një vit, kjo do të arrijë në 5,49 * 1024 J. Ardhja e rrezatimit diellor në një sipërfaqe horizontale në kufirin e sipërm të atmosferës quhet klimë diellore. Formimi i një klime diellore përcaktohet nga dy faktorë - kohëzgjatja e diellit dhe lartësia e diellit. Sasia e rrezatimit në kufirin e atmosferës për njësi të sipërfaqes horizontale është proporcionale me sinusin e lartësisë së Diellit, i cili ndryshon jo vetëm gjatë ditës, por varet edhe nga stina. Siç e dini, lartësia e Diellit për ditët e solsticit përcaktohet nga formula 900 - (j ± 23.50), për ditët e ekuinoksit - 900 -j, ku j është gjerësia gjeografike e vendit. Kështu, lartësia e Diellit në ekuator ndryshon gjatë gjithë vitit nga 90 ° në 66,50 °, në tropikët - nga 90 në 43 °, në qarqet polare - nga 47 në 0 ° dhe në pole - nga 23,5 ° në 0 ° ... Në përputhje me një ndryshim të tillë në lartësinë e Diellit në dimër në secilën hemisferë, fluksi i rrezatimit diellor në zonën horizontale zvogëlohet me shpejtësi nga ekuatori në pole. Në verë, fotografia është më komplekse: në mes të verës, vlerat maksimale nuk janë në ekuator, por në pole, ku kohëzgjatja e ditës është 24 orë. Në kursin vjetor në zonën ekstratropikale, një maksimum (solstici veror) dhe një minimum ( solstici dimëror). Në zonën tropikale, fluksi i rrezatimit arrin një maksimum dy herë në vit (ditë ekuinoks). Sasitë vjetore të rrezatimit diellor variojnë nga 133 * 102 MJ / m2 (ekuatori) në 56 * 102 MJ / m2 (pole). Amplituda e ciklit vjetor në ekuator është e vogël, në zonën ekstratropikale është e rëndësishme.
2 Rrezatimi i drejtpërdrejtë diellor Rrezatimi i drejtpërdrejtë diellor i referohet rrezatimit që vjen në sipërfaqen e tokës drejtpërdrejt nga disku diellor. Pavarësisht se rrezatimi diellor përhapet nga Dielli në të gjitha drejtimet, ai vjen në Tokë në formën e një rrezeje rrezesh paralele që burojnë nga pafundësia, si të thuash. Fluksi i rrezatimit të drejtpërdrejtë diellor në sipërfaqen e tokës ose në çdo nivel në atmosferë karakterizohet nga rrezatimi - sasia e energjisë rrezatuese e furnizuar për njësi të kohës për njësi të sipërfaqes. Fluksi maksimal i rrezatimit diellor direkt do të hyjë në vend pingul me rrezet e diellit. Në të gjitha rastet e tjera, rrezatimi do të përcaktohet nga lartësia e Diellit, ose sinusi i këndit që formon një rreze dielli me sipërfaqen e faqes S '= S sin hc (3) Në rastin e përgjithshëm, S ( rrezatimi i një vendi me sipërfaqe njësi pingul me rrezet e diellit) është Pra. Fluksi i rrezatimit të drejtpërdrejtë diellor që bie në një zonë horizontale quhet izolim.
3. Rrezatimi diellor i shpërndarë Duke kaluar nëpër atmosferë, rrezatimi i drejtpërdrejtë diellor shpërndahet nga molekulat e gazeve atmosferike dhe papastërtitë e aerosolit. Kur shpërndahet, një grimcë e vendosur në rrugën e përhapjes së një valë elektromagnetike thith vazhdimisht energjinë dhe e rirrezaton atë në të gjitha drejtimet. Si rezultat, rrjedha e rrezeve paralele të diellit që shkojnë në një drejtim të caktuar riemetohet në të gjitha drejtimet. Shpërndarja ndodh në të gjitha gjatësitë e valëve të rrezatimit elektromagnetik, por intensiteti i tij përcaktohet nga raporti i madhësisë së grimcave shpërndarëse dhe gjatësisë së valës së rrezatimit rënës. Në një atmosferë absolutisht të pastër, ku shpërndarja prodhohet vetëm nga molekulat e gazit, dimensionet e të cilave janë më të vogla se gjatësia e valës së rrezatimit, ai i bindet ligjit të Rayleigh, i cili thotë se rrezatimi spektral i rrezatimit të shpërndarë është në përpjesëtim të zhdrejtë me fuqinë e katërt të gjatësisë valore të rrezet e shpërndara Dl = a Sl / l 4 ( 4) ku Sl është dendësia spektrale e rrezatimit të rrezatimit të drejtpërdrejtë me një gjatësi vale l, Dl është dendësia spektrale e rrezatimit të rrezatimit të shpërndarë me të njëjtën gjatësi vale, dhe është koeficienti të proporcionalitetit. Sipas ligjit të Rayleigh, rrezatimi i shpërndarë dominohet nga gjatësi vale më të shkurtra, pasi rrezet e kuqe, dy herë më të gjata se ato vjollce, shpërndahen 14 herë më pak. Rrezatimi infra i kuq shpërndahet shumë pak. Besohet se rreth 26% e fluksit total të rrezatimit diellor është i shpërndarë, 2/3 e këtij rrezatimi vjen në sipërfaqen e tokës. Meqenëse rrezatimi i shpërndarë nuk vjen nga disku diellor, por nga i gjithë qielli, rrezatimi i tij matet në një sipërfaqe horizontale. Njësia për matjen e rrezatimit të rrezatimit të shpërndarë është W / m2 ose kW / m2. Nëse shpërndarja ndodh në grimca në përpjesëtim me gjatësinë e valës së rrezatimit (papastërtitë e aerosolit, kristalet e akullit dhe pikat e ujit), atëherë shpërndarja nuk i bindet ligjit të Rayleigh dhe ndriçimi i energjisë i rrezatimit të shpërndarë bëhet në përpjesëtim të zhdrejtë jo me të katërtën, por me fuqitë më të vogla të gjatësive valore - d.m.th. maksimumi i shpërndarjes zhvendoset në pjesën me gjatësi vale më të madhe të spektrit. Me një përmbajtje të lartë të grimcave të mëdha në atmosferë, shpërndarja zëvendësohet nga reflektimi difuz, në të cilin fluksi i dritës reflektohet nga grimcat si pasqyra, pa ndryshuar përbërjen spektrale. Meqenëse drita e bardhë bie, atëherë reflektohet edhe një rrjedhë drite e bardhë. Si rezultat, ngjyra e qiellit bëhet e bardhë. Janë dy të lidhura dukuri interesante- kjo është ngjyra blu e qiellit dhe muzgut. Ngjyra blu e qiellit është ngjyra e vetë ajrit, për shkak të shpërndarjes së dritës së diellit në të. Meqenëse shpërndarja në një qiell të pastër i bindet ligjit të Rayleigh, energjia maksimale e rrezatimit të shpërndarë që vjen nga qielli bie në ngjyrën blu. Ngjyra blu e ajrit mund të shihet kur shikoni objekte të largëta që duken të mbuluara me një mjegull kaltërosh. Me lartësinë, ndërsa dendësia e ajrit zvogëlohet, ngjyra e qiellit bëhet më e errët dhe kthehet në një blu të thellë, dhe në stratosferë - në vjollcë. Sa më shumë papastërti të përmbahen në atmosferë, aq më i madh është fraksioni i rrezatimit me valë të gjata në spektër rrezet e diellit, qielli bëhet i bardhë. Për shkak të shpërndarjes së valëve më të shkurtra, rrezatimi i drejtpërdrejtë diellor është i varfëruar në valët e këtij diapazoni, prandaj, energjia maksimale në rrezatimin e drejtpërdrejtë zhvendoset në pjesën e verdhë dhe disku diellor zverdhet. Në kënde të ulëta të Diellit, shpërndarja ndodh shumë intensivisht, duke u zhvendosur në pjesën me gjatësi vale të gjatë të spektrit elektromagnetik, veçanërisht në një atmosferë të ndotur. Maksimumi i rrezatimit direkt diellor zhvendoset në pjesën e kuqe, disku diellor bëhet i kuq dhe ndodhin perëndim të diellit të verdhë-kuq të ndezur. Pas perëndimit të diellit, errësira nuk vjen menjëherë, po kështu në mëngjes, bëhet dritë në sipërfaqen e tokës pak kohë para shfaqjes së diskut diellor. Ky fenomen i errësirës jo të plotë në mungesë të një disku diellor quhet muzg i mbrëmjes dhe i mëngjesit. Arsyeja për këtë është ndriçimi i shtresave të larta të atmosferës nga Dielli, të vendosura poshtë horizontit dhe shpërndarja e dritës së diellit prej tyre. Dalloni muzgun astronomik, i cili vazhdon derisa Dielli të bjerë nën horizont me 180 dhe në të njëjtën kohë të bëhet aq i errët sa do të dallohen yjet më të zbehta. Pjesa e parë e muzgut astronomik të mbrëmjes dhe pjesa e fundit e muzgut astronomik të mëngjesit quhen muzg civil, në të cilin Dielli zhytet nën horizontin prej të paktën 80. Kohëzgjatja e muzgut astronomik varet nga gjerësia gjeografike e zonës. Mbi ekuator, ato janë të shkurtra, deri në 1 orë, në gjerësi të butë janë 2 orë. Në gjerësi të larta në stinën e verës, muzgu i mbrëmjes bashkohet me mëngjesin, duke formuar netë të bardha.
4 Thithja e rrezatimit diellor në atmosferë. Në kufirin e sipërm të atmosferës, rrezatimi diellor vjen në formën e rrezatimit të drejtpërdrejtë. Rreth 30% e këtij rrezatimi reflektohet përsëri në hapësirën e jashtme, 70% hyn në atmosferë. Duke kaluar nëpër atmosferë, ky rrezatim pëson ndryshime që lidhen me thithjen dhe shpërndarjen e tij. Rreth 20-23% e rrezatimit direkt diellor absorbohet. Absorbimi është selektiv dhe varet nga gjatësia e valës dhe përbërja materiale e atmosferës. Azoti, gazi kryesor në atmosferë, thith rrezatimin vetëm në gjatësi vale shumë të shkurtra në pjesën ultravjollcë të spektrit. Energjia e rrezatimit diellor në këtë pjesë të spektrit është shumë e vogël dhe thithja e rrezatimit nga azoti praktikisht nuk ndikon në vlerën e fluksit total të energjisë. Oksigjeni thith pak më shumë në dy zona të ngushta të pjesës së dukshme të spektrit dhe në pjesën ultravjollcë. Ozoni thith rrezatimin më fuqishëm. Sasia totale e rrezatimit të absorbuar nga ozoni arrin në 3% të rrezatimit direkt diellor. Pjesa kryesore e rrezatimit të përthithur bie në pjesën ultraviolet, në gjatësi vale më të shkurtra se 0,29 mikron. Në sasi të vogla, ozoni gjithashtu thith rrezatimin e dukshëm. Dioksidi i karbonit thith rrezatimin në rrezen infra të kuqe, por për shkak të sasisë së tij të vogël, proporcioni i këtij rrezatimi të absorbuar është përgjithësisht i vogël. Thithësit kryesorë të rrezatimit të drejtpërdrejtë diellor janë avujt e ujit, retë dhe papastërtitë e aerosolit të përqendruara në troposferë. Avujt e ujit dhe aerosolet përbëjnë deri në 15% të rrezatimit të absorbuar, dhe retë deri në 5%. Meqenëse pjesa më e madhe e rrezatimit të zhytur bie në përbërës të tillë të ndryshueshëm të atmosferës si avujt e ujit dhe aerosolet, niveli i përthithjes së rrezatimit diellor ndryshon në mënyrë të konsiderueshme dhe varet nga kushtet specifike të gjendjes së atmosferës (lagështia dhe ndotja e saj). Përveç kësaj, sasia e rrezatimit të absorbuar varet nga lartësia e Diellit mbi horizont, d.m.th. nga trashësia e shtresës së atmosferës nëpër të cilën kalon rrezja e diellit.
5. Dukshmëria, ligji i zbutjes së rrezatimit, faktori i turbulltësisë. Shpërndarja e dritës në atmosferë çon në faktin se objektet e largëta në distancë bëhen keq të dallueshme jo vetëm për shkak të zvogëlimit të madhësisë së tyre, por edhe për shkak të turbulltisë së atmosferës. Distanca në të cilën skicat e objekteve pushojnë së dalluari në atmosferë quhet diapazoni i dukshmërisë, ose thjesht dukshmëria. Gama e dukshmërisë më së shpeshti përcaktohet nga syri për objekte të caktuara, të parazgjedhura (errësirë kundër qiellit), distanca në të cilën dihet. Në ajër shumë të pastër, diapazoni i dukshmërisë mund të arrijë qindra kilometra. Në ajrin që përmban shumë papastërti aerosoli, diapazoni i dukshmërisë mund të reduktohet në disa kilometra apo edhe metra. Pra, në mjegull të dobët, diapazoni i dukshmërisë është 500-1000 m, dhe në mjegull të fortë ose stuhi rëre bie në disa metra. Thithja dhe shpërndarja çon në një dobësim të ndjeshëm të fluksit të rrezatimit diellor që kalon nëpër atmosferë. Rrezatimi zbutet në proporcion me vetë fluksin (me të tjerët kushte të barabarta, sa më i madh të jetë fluksi, aq më e madhe është humbja e energjisë) dhe numri i grimcave thithëse dhe shpërndarëse. Kjo e fundit varet nga gjatësia e rrugës së rrezes nëpër atmosferë.Për një atmosferë që nuk përmban papastërti aerosol (atmosfera ideale), koeficienti i transparencës p është 0,90-0,95. Në një atmosferë reale, vlerat e tij variojnë nga 0,6 në 0,85 (pak më e lartë në dimër, më e ulët në verë). Me një rritje të përmbajtjes së avullit të ujit dhe papastërtive, koeficienti i transparencës zvogëlohet. Me një rritje të gjerësisë gjeografike të zonës, koeficienti i transparencës rritet për shkak të uljes së presionit të avullit të ujit dhe pakësimit të pluhurit të atmosferës. I gjithë zbutja e rrezatimit në atmosferë mund të ndahet në dy pjesë: zbutja nga gazet konstante (atmosfera ideale) dhe dobësimi nga avujt e ujit dhe papastërtitë e aerosolit. Raporti i këtyre proceseve merret parasysh nga faktori i turbulltësisë 6. Modelet gjeografike të shpërndarjes së rrezatimit të drejtpërdrejtë dhe të shpërndarë... Fluksi i drejtpërdrejtë i rrezatimit diellor varet nga lartësia e Diellit mbi horizont. Prandaj, gjatë ditës, fluksi i rrezatimit diellor, fillimisht shpejt, pastaj ngadalë rritet nga lindja e diellit në mesditë, dhe në fillim ngadalë, pastaj zvogëlohet me shpejtësi nga mesdita në perëndim të diellit. Por transparenca e atmosferës ndryshon gjatë ditës, kështu që kurba e lëvizjes së rrezatimit të drejtpërdrejtë gjatë ditës nuk është e qetë, por ka devijime. Por mesatarisht, gjatë një periudhe të gjatë vëzhgimi, ndryshimet në rrezatim gjatë ditës marrin formën e një kurbë të qetë. Gjatë vitit, ndriçimi energjetik i rrezatimit të drejtpërdrejtë diellor për pjesën kryesore të sipërfaqes së Tokës ndryshon ndjeshëm, gjë që shoqërohet me ndryshime në lartësinë e Diellit. Për hemisferën veriore, vlerat minimale të rrezatimit direkt në sipërfaqen pingule dhe izolimit bien në dhjetor, vlerat maksimale nuk janë periudhës së verës , dhe në pranverë, kur ajri është më pak i turbullt nga produktet e kondensimit dhe pak pluhur. Ndriçimi mesatar i fuqisë së mesditës në Moskë në dhjetor është 0,54, 1,05 prill, qershor-korrik 0,86-0,99 kW / m 2. Vlerat ditore të rrezatimit direkt janë maksimale në verë, me kohëzgjatje maksimale të diellit. Vlerat maksimale të rrezatimit të drejtpërdrejtë diellor për disa pika janë si më poshtë (kW / m2): Gjiri Tiksi 0,91, Pavlovsk 1,00, Irkutsk 1,03, Moskë 1,03, Kursk 1,05, Tbilisi 1,05, Vladivostok 1, 02, Tashkent 1,06. Vlerat maksimale të rrezatimit të drejtpërdrejtë diellor rriten pak me zvogëlimin e gjerësisë gjeografike, pavarësisht nga një rritje në lartësinë e Diellit. Kjo për faktin se në gjerësinë gjeografike jugore rritet përmbajtja e lagështisë dhe pluhuri i ajrit. Prandaj, në ekuator, vlerat maksimale janë pak më të larta se maksimalet e gjerësive gjeografike të buta. Vlerat më të larta vjetore të rrezatimit të drejtpërdrejtë diellor në Tokë janë vërejtur në Sahara - deri në 1.10 kW / m2. Ndryshimet sezonale në ardhjen e rrezatimit të drejtpërdrejtë janë si më poshtë. Në periudhën e verës, vlerat më të mëdha të rrezatimit të drejtpërdrejtë diellor vërehen në 30-400 gjerësi gjeografike të hemisferës verore, drejt ekuatorit dhe drejt rrathëve polare vlerat e rrezatimit të drejtpërdrejtë diellor ulen. Tek polet për hemisferën e verës, ulja e rrezatimit të drejtpërdrejtë diellor është e vogël, në dimër bëhet zero. Në pranverë dhe në vjeshtë, vlerat maksimale të rrezatimit të drejtpërdrejtë diellor vërehen në hemisferën pranverore 10-200 dhe në hemisferën e vjeshtës 20-300. Vetëm pjesa dimërore e zonës ekuatoriale merr vlerat maksimale të rrezatimit të drejtpërdrejtë diellor për një periudhë të caktuar. Me lartësinë mbi nivelin e detit, vlerat maksimale të rrezatimit rriten për shkak të një rënie në trashësinë optike të atmosferës: për çdo 100 metra lartësi, vlera e rrezatimit në troposferë rritet me 0,007-0,14 kW / m 2. Vlerat maksimale të rrezatimit të regjistruara në male janë 1.19 kW / m 2. Rrezatimi i shpërndarë që hyn në sipërfaqen horizontale ndryshon gjithashtu gjatë ditës: rritet para mesditës dhe zvogëlohet pas mesditës. Madhësia e fluksit të rrezatimit të shpërndarë në përgjithësi varet nga gjatësia e ditës dhe lartësia e Diellit mbi horizont, si dhe nga transparenca e atmosferës (ulja e transparencës çon në një rritje të shpërndarjes). Përveç kësaj, rrezatimi i shpërndarë ndryshon në një gamë shumë të gjerë në varësi të mbulesës së reve. Rrezatimi i reflektuar nga retë është gjithashtu i shpërndarë. Shpërndahet edhe rrezatimi i reflektuar nga bora, i cili e shton pjesën e tij në dimër. Rrezatimi i shpërndarë me mbulim mesatar të reve është më shumë se dyfishi i vlerës së tij në një ditë pa re. Në Moskë, vlera mesatare e mesditës së rrezatimit të shpërndarë në verë me një qiell të pastër është 0,15, dhe në dimër me një diell të ulët - 0,08 kW / m 2. Me retë e ndërprera, këto vlera janë 0,28 në verë dhe 0,10 kW / m 2 në dimër. Në Arktik, me re relativisht të holla dhe mbulesë dëbore, këto vlera në verë mund të arrijnë 0,70 kW/m2. Vlerat e rrezatimit të shpërndarë në Antarktidë janë shumë të larta. Rrezatimi i shpërndarë zvogëlohet me rritjen e lartësisë. Rrezatimi i shpërndarë mund të plotësojë ndjeshëm rrezatimin e drejtpërdrejtë, veçanërisht kur dielli është i ulët. Për shkak të dritës së shpërndarë, e gjithë atmosfera gjatë ditës shërben si burim ndriçimi: gjatë ditës është e lehtë si aty ku rrezet e diellit nuk bien drejtpërdrejt, ashtu edhe kur Dielli fshihet nga retë. Rrezatimi i shpërndarë rrit jo vetëm ndriçimin, por edhe ngrohjen e sipërfaqes së tokës. Rrezatimi i shpërndarë është përgjithësisht më i vogël se ai i drejtpërdrejtë, por rendi i madhësisë është i njëjtë. Në gjerësinë gjeografike tropikale dhe të mesme, sasia e rrezatimit të shpërndarë është nga gjysma në dy të tretat e vlerave të rrezatimit të drejtpërdrejtë. Në 50-600, vlerat e tyre janë afër, dhe më afër poleve, mbizotëron rrezatimi i shpërndarë.
7 Rrezatimi total I gjithë rrezatimi diellor që arrin në sipërfaqen e tokës quhet rrezatim total diellor.Me një qiell pa re, rrezatimi total diellor ka një variacion ditor me një maksimum rreth mesditës dhe një variacion vjetor me një maksimum në verë. Retë e pjesshme, e cila nuk mbulon diskun diellor, rrit rrezatimin total në krahasim me një qiell pa re, vrenjtja e plotë, përkundrazi, e zvogëlon atë. Mesatarisht, vrenjtja zvogëlon rrezatimin. Prandaj, në verë, ardhja e rrezatimit total në orët e paradrekës është më e madhe se në pasdite dhe në gjysmën e parë të vitit është më e madhe se në të dytin. Vlerat e mesditës së rrezatimit total në muajt e verës afër Moskës me një qiell pa re ishin mesatarisht 0,78, me diell të hapur dhe re 0,80, me re të vazhdueshme - 0,26 kW / m 2. Shpërndarja e vlerave totale të rrezatimit mbi globi devijon nga zonale, gjë që shpjegohet me ndikimin e transparencës së atmosferës dhe reve. Vlerat maksimale vjetore të rrezatimit total janë 84 * 102 - 92 * 102 MJ / m2 dhe vërehen në shkretëtira. Afrika Veriore... Në zonat e pyjeve afër ekuatoriale me re të larta, vlerat e rrezatimit total zvogëlohen në 42 * 102 - 50 * 102 MJ / m 2. Drejt gjerësive gjeografike më të larta të të dy hemisferave, vlerat e rrezatimit total zvogëlohen, duke arritur në 25 * 102 - 33 * 102 MJ / m2 nën paralelen e 60-të. Por më pas ato rriten përsëri - pak mbi Arktik dhe dukshëm - mbi Antarktidë, ku në pjesët qendrore të kontinentit janë 50 * 102 - 54 * 102 MJ / m 2. Mbi oqeanet në tërësi, vlerat e rrezatimit total janë më të ulëta se mbi gjerësitë përkatëse të tokës. Në dhjetor, vlerat më të larta të rrezatimit total janë vërejtur në shkretëtirat e Hemisferës Jugore (8 * 102 - 9 * 102 MJ / m 2). Mbi ekuator, vlerat e rrezatimit total zvogëlohen në 3 * 102 - 5 * 102 MJ / m 2. Në hemisferën veriore, rrezatimi zvogëlohet me shpejtësi drejt rajoneve polare dhe është i barabartë me zero përtej Rrethit Arktik. Në hemisferën jugore, rrezatimi total zvogëlohet në jug në 50-600 S. (4 * 102 MJ / m2), dhe më pas rritet në 13 * 102 MJ / m2 në qendër të Antarktidës. Në korrik, vlerat më të larta të rrezatimit total (mbi 9 * 102 MJ / m2) janë vërejtur në Afrikën verilindore dhe Gadishullin Arabik. Mbi rajonin ekuatorial, vlerat e rrezatimit total janë të ulëta dhe të barabarta me ato të dhjetorit. Në veri të tropikut, rrezatimi total zvogëlohet ngadalë në 600 N, dhe më pas rritet në 8 * 102 MJ / m2 në Arktik. Në hemisferën jugore, rrezatimi total nga ekuatori zvogëlohet me shpejtësi në jug, duke arritur vlerat zero në Rrethin Arktik.
8. Reflektimi i rrezatimit diellor. Albedoja e Tokës. Kur hyn në sipërfaqe, rrezatimi total absorbohet pjesërisht në shtresën e sipërme të hollë të tokës ose ujit dhe shndërrohet në nxehtësi dhe pjesërisht reflektohet. Kushtet për reflektimin e rrezatimit diellor nga sipërfaqja e tokës karakterizohen nga vlera albedo, e barabartë me raportin rrezatimi i reflektuar në rrjedhën hyrëse (në rrezatimin total). A = Qref / Q (8) Teorikisht, vlerat albedo mund të ndryshojnë nga 0 (sipërfaqe absolutisht e zezë) në 1 (sipërfaqe absolutisht e bardhë). Materialet vëzhguese të disponueshme tregojnë se vlerat e albedos së sipërfaqeve themelore ndryshojnë në një gamë të gjerë dhe ndryshimet e tyre mbulojnë pothuajse të gjithë gamën e mundshme të vlerave të reflektimit të sipërfaqeve të ndryshme. Në studimet eksperimentale, vlerat e albedos janë gjetur për pothuajse të gjitha sipërfaqet e zakonshme themelore natyrore. Këto studime para së gjithash tregojnë se kushtet për thithjen e rrezatimit diellor në tokë dhe në trupat ujorë ndryshojnë dukshëm. Vlerat më të larta të albedos janë vërejtur për borën e pastër dhe të thatë (90-95%). Por meqenëse mbulesa e borës rrallë është plotësisht e pastër, vlerat mesatare të albedos së borës në shumicën e rasteve janë të barabarta me 70-80%. Për borën e lagësht dhe të ndotur, këto vlera janë edhe më të ulëta - 40-50%. Në mungesë të borës, albedot më të larta në sipërfaqen e tokës janë karakteristikë për disa rajone të shkretëtirës, ku sipërfaqja është e mbuluar me një shtresë kripërash kristalore (fundi i liqeneve të tharë). Në këto kushte, albedo është 50%. Pak më pak vlerë albedo në shkretëtira ranore. Albedo e tokës së lagësht është më e vogël se ajo e tokës së thatë. Për çernozemët e lagësht, vlerat e albedo janë jashtëzakonisht të ulëta - 5%. Albedo e sipërfaqeve natyrore me një mbulesë vegjetative të vazhdueshme varion brenda kufijve relativisht të vegjël - nga 10 në 20-25%. Në të njëjtën kohë, albedo e pyllit (veçanërisht halore) është në të shumtën e rasteve më pak se albedo e bimësisë së livadheve. Kushtet për thithjen e rrezatimit në trupat ujorë ndryshojnë nga kushtet për thithjen në sipërfaqen e tokës. Uji i pastër është relativisht transparent për rrezatimin me valë të shkurtër, si rezultat i të cilit rrezet e diellit që depërtojnë në shtresat e sipërme shpërndahen në mënyrë të përsëritur dhe vetëm pas kësaj absorbohen në masë të madhe. Prandaj, procesi i përthithjes së rrezatimit diellor varet nga lartësia e Diellit. Nëse është e lartë, një pjesë e konsiderueshme e rrezatimit hyrës depërton në shtresat e sipërme të ujit dhe kryesisht përthithet. Prandaj, albedo e sipërfaqes së ujit është përqindja e parë e disave në një Diell të lartë, dhe në një Diell të ulët, albedo rritet në disa dhjetëra përqind. Albedoja e sistemit Tokë-atmosferë është e një natyre më komplekse. Rrezatimi diellor që hyn në atmosferë reflektohet pjesërisht si rezultat i shpërndarjes së pasme atmosferike. Në prani të reve, një pjesë e konsiderueshme e rrezatimit reflektohet nga sipërfaqja e tyre. Albedoja e reve varet nga trashësia e shtresës së tyre dhe mesatarisht 40-50%. Me mungesën e plotë ose të pjesshme të reve, albedo e sistemit "Toka-atmosferë" varet në thelb nga albedo e vetë sipërfaqes së tokës. Natyra e shpërndarjes gjeografike të albedos planetare nga vëzhgimet satelitore tregon dallime domethënëse midis albedove të gjerësive gjeografike të larta dhe të mesme të Hemisferave Veriore dhe Jugore. Në tropikët, vlerat më të larta të albedos vërehen mbi shkretëtira, në zonat e reve konvektive mbi Amerikën Qendrore dhe mbi zonat oqeanike. Në hemisferën jugore, ndryshe nga ajo veriore, vërehet një variacion zonal i albedos për shkak të shpërndarjes më të thjeshtë të tokës dhe detit. Vlerat më të larta të albedos gjenden në gjerësi gjeografike polare. Pjesa mbizotëruese e rrezatimit të reflektuar nga sipërfaqja e tokës dhe kufiri i sipërm i reve shkon në hapësirën botërore. Një e treta e rrezatimit të shpërndarë gjithashtu largohet. Raporti i rrezatimit të reflektuar dhe të shpërndarë që largohet nga hapësira me sasinë totale të rrezatimit diellor që hyn në atmosferë quhet albedo planetare e Tokës ose albedo e Tokës. Vlera e tij llogaritet në 30%. Pjesa kryesore e albedos planetare është rrezatimi i reflektuar nga retë. 6.1.8. Rrezatimi i vet. Kundër rrezatimit. Rrezatimi efektiv. Rrezatimi diellor, i zhytur nga shtresa e sipërme e Tokës, e ngroh atë, si rezultat i të cilit vetë toka dhe ujërat sipërfaqësore lëshojnë rrezatim me valë të gjata. Ky rrezatim tokësor quhet rrezatim i brendshëm i sipërfaqes tokësore. Intensiteti i këtij rrezatimi, me disa supozime, i bindet ligjit Stefan-Boltzmann për një trup absolut të zi me temperaturë 150C. Por meqenëse Toka nuk është një trup absolutisht i zi (rrezatimi i saj korrespondon me rrezatimin e një trupi gri), në llogaritjet është e nevojshme të futet një korrigjim i barabartë me e = 0.95. Kështu, rrezatimi i vetë Tokës mund të përcaktohet me formulën Ез = esТ 4 (9) Përcaktohet se në një temperaturë mesatare planetare të Tokës prej 150С, rrezatimi i vetë Tokës është Ез = 3,73 * 102 W / m2. Një rikthim kaq i madh i rrezatimit nga sipërfaqja e tokës do të çonte në ftohjen e saj shumë të shpejtë, nëse kjo nuk do të parandalohej nga procesi i kundërt - thithja e rrezatimit diellor dhe atmosferik nga sipërfaqja e tokës. Temperaturat absolute në sipërfaqen e tokës janë në intervalin 190-350K. Në temperatura të tilla, rrezatimi i tij ka gjatësi vale në intervalin 4-120 mikron, dhe energjia maksimale bie në 10-15 mikron. Atmosfera, duke thithur rrezatimin diellor dhe rrezatimin e vetë tokës, nxehet. Përveç kësaj, atmosfera nxehet në një mënyrë jo rrezatimi (nga përcjellja e nxehtësisë, gjatë kondensimit të avullit të ujit). Atmosfera e nxehtë bëhet burim i rrezatimit me valë të gjata. Shumica ky rrezatim i atmosferës (70%) drejtohet në sipërfaqen e tokës dhe quhet rrezatim kundër (Ea). Një pjesë tjetër e rrezatimit të atmosferës absorbohet nga shtresat e sipërme, por me zvogëlimin e përmbajtjes së avullit të ujit, sasia e rrezatimit të thithur nga atmosfera zvogëlohet dhe një pjesë e tij shkon në hapësirën botërore. Sipërfaqja e tokës thith pothuajse tërësisht rrezatimin që vjen (95-99%). Kështu, kundër-rrezatimi është për sipërfaqen e tokës burim i rëndësishëm ngrohjes përveç rrezatimit diellor të absorbuar. Në mungesë të reve, rrezatimi me valë të gjatë të atmosferës përcaktohet nga prania e avullit të ujit dhe dioksidit të karbonit. Ndikimi i ozonit atmosferik, në krahasim me këta faktorë, është i parëndësishëm. Avujt e ujit dhe dioksidi i karbonit thithin rrezatimin me gjatësi vale të gjatë në rangun nga 4.5 deri në 80 mikron, por jo tërësisht, por në disa rajone të ngushta spektrale. Thithja më e fortë e rrezatimit nga avujt e ujit ndodh në intervalin e gjatësisë valore 5-7,5 mikron, ndërsa në rajonin 9,5-12 mikron. 4.1. Dritaret e transparencës atmosferike në intervalin optik, thithja praktikisht mungon. Ky diapazon i gjatësisë valore quhet dritarja e transparencës atmosferike. Dioksidi i karbonit ka disa breza absorbues, ndër të cilët më i rëndësishmi është brezi me gjatësi vale 13-17 mikron, të cilat përbëjnë maksimumin e rrezatimit tokësor. Duhet theksuar se përmbajtja e dioksidit të karbonit është relativisht konstante, ndërsa sasia e avullit të ujit ndryshon shumë dukshëm, në varësi të kushteve meteorologjike. Prandaj, një ndryshim në lagështinë e ajrit ka një efekt të rëndësishëm në sasinë e rrezatimit atmosferik. Për shembull, rrezatimi më i madh kundër është 0,35-0,42 kW / m 2 mesatarisht afër ekuatorit, dhe drejt rajoneve polare zvogëlohet në 0,21 kW / m 2, në territoret e sheshta Ea është 0,21-0,28 kW / m 2 dhe 0,07- 0,14 kW / m 2 - në male. Ulja e kundër-rrezatimit në male shpjegohet me uljen e përmbajtjes së avullit të ujit me lartësi. Kundërrrezatimi i atmosferës zakonisht rritet ndjeshëm në prani të reve. Retë e niveleve të poshtme dhe të mesme, si rregull, janë mjaft të dendura dhe rrezatojnë si një trup i zi në temperaturën e duhur. Retë e larta, për shkak të densitetit të tyre të ulët, zakonisht lëshojnë më pak se një trup i zi, kështu që ato kanë pak ndikim në raportin e rrezatimit të tyre dhe kundërpërhapjes. Thithja e rrezatimit të brendshëm me gjatësi vale të gjatë nga avujt e ujit dhe gazrat e tjerë krijon një "efekt serë", d.m.th. ruan nxehtësinë diellore në atmosferën e tokës. Rritja e përqendrimit të këtyre gazeve dhe, mbi të gjitha, dioksidi i karbonit si rezultat aktivitet ekonomik një person mund të çojë në një rritje të pjesës së nxehtësisë së mbetur në planet, në një rritje të temperaturave mesatare planetare dhe një ndryshim në klimën globale të Tokës, pasojat e së cilës janë ende të vështira për t'u parashikuar. Por duhet të theksohet se rolin kryesor në thithjen e rrezatimit tokësor dhe formimin e rrezatimit që vjen e luan avulli i ujit. Përmes dritares së transparencës, një pjesë e rrezatimit tokësor me gjatësi vale të gjatë arratiset përmes atmosferës në hapësirën botërore. Së bashku me rrezatimin nga atmosfera, ky rrezatim quhet rrezatim dalës. Nëse prurja e rrezatimit diellor merret si 100 njësi, atëherë rrezatimi dalës do të jetë 70 njësi. Duke marrë parasysh 30 njësi të rrezatimit të reflektuar dhe të shpërndarë (albedo planetare e Tokës), Toka lëshon të njëjtën sasi rrezatimi në hapësirën e jashtme siç merr, d.m.th. është në një gjendje ekuilibri rrezatues.
9. Bilanci i rrezatimit të sipërfaqes së tokës Bilanci i rrezatimit të sipërfaqes së tokës është diferenca midis mbërritjes së rrezatimit në sipërfaqen e tokës (në formën e rrezatimit të përthithur) dhe konsumit të tij si rezultat i rrezatimit termik (rrezatimi efektiv). Bilanci i rrezatimit ndryshon nga nata vlerat negative në pozitive gjatë ditës në verë në një lartësi Dielli prej 10-15 gradë dhe anasjelltas, nga pozitive në negative - para perëndimit të diellit në të njëjtat lartësi Dielli. Në dimër, kalimi i vlerave të bilancit të rrezatimit përmes zeros ndodh në kënde të mëdha të Diellit (20-25 gradë). Natën, në mungesë të rrezatimit total, bilanci i rrezatimit është negativ dhe i barabartë me rrezatimin efektiv. Shpërndarja e bilancit të rrezatimit në të gjithë globin është mjaft uniforme. Vlerat vjetore të bilancit të rrezatimit janë pozitive kudo, me përjashtim të Antarktidës dhe Grenlandës. Vlerat pozitive vjetore të bilancit të rrezatimit nënkuptojnë se teprica e rrezatimit të absorbuar balancohet nga transferimi i nxehtësisë jo-rrezatuese nga sipërfaqja e tokës në atmosferë. Kjo do të thotë se nuk ka ekuilibër rrezatimi për sipërfaqen e tokës (ardhja e rrezatimit është më e madhe se kthimi i tij), por ka ekuilibri termik sigurimi i qëndrueshmërisë së karakteristikave termike të atmosferës. Vlerat më të larta vjetore të bilancit të rrezatimit vërehen në zonën ekuatoriale ndërmjet 200 gjerësisë veriore dhe jugore. Këtu është më shumë se 40 * 102 MJ / m2. Drejt gjerësive më të larta, vlerat e bilancit të rrezatimit zvogëlohen dhe rreth paraleles së 60-të variojnë nga 8 * 102 në 13 * 102 MJ / m2. Më tej poleve, bilanci i rrezatimit zvogëlohet edhe më shumë dhe arrin në 2 * 102 - 4 * 102 MJ / m2 në Antarktidë. Bilanci i rrezatimit është më i madh mbi oqeane sesa mbi tokë në të njëjtat gjerësi gjeografike. Devijime të konsiderueshme nga vlerat zonale vërehen edhe në shkretëtira, ku balanca është nën vlerën gjerësore për shkak të rrezatimit të madh efektiv. Në dhjetor, bilanci i rrezatimit është negativ mbi një pjesë të konsiderueshme të hemisferës veriore në veri të paraleles së 40-të. Në Arktik, ai arrin vlerat 2 * 102 MJ / m2 dhe më poshtë. Në jug të paraleles së 40-të, rritet në Tropikun Jugor (4 * 102 - 6 * 102 MJ / m2), dhe më pas zvogëlohet në Poli i Jugut, që arrin në 2 * 102 MJ / m2 në bregun e Antarktikut. Në qershor, bilanci i rrezatimit është maksimal mbi Tropikun e Veriut (5 * 102 - 6 * 102 MJ / m2). Në veri zvogëlohet, duke mbetur pozitiv në Polin e Veriut, dhe në jug zvogëlohet, duke u bërë negativ në brigjet e Antarktidës (-0,4 -0,8 * 102 MJd / m2).
Faqja © 2015-2019
Të gjitha të drejtat u përkasin autorëve të tyre. Kjo faqe nuk pretendon autorësinë, por ofron përdorim falas.
Data e krijimit të faqes: 30-06-2017
Pajisjet dhe aksesorët e nevojshëm: aktinometër termoelektrik M-3, piranometër universal M-80M, albedometër udhëtues, matës termoelektrik i bilancit M-10M, heliograf universal model GU-1, luksmetër Yu-16.
Burimi kryesor i energjisë që vjen në Tokë është energjia rrezatuese që vjen nga Dielli. Rrjedha e valëve elektromagnetike të emetuara nga Dielli zakonisht quhet rrezatim diellor. Ky rrezatim është praktikisht i vetmi burim energjie për të gjitha proceset që ndodhin në atmosferë dhe në sipërfaqen e tokës, duke përfshirë të gjitha proceset që ndodhin në organizmat e gjallë.
Rrezatimi diellor u siguron bimëve energji, të cilën ato e përdorin në procesin e fotosintezës për të krijuar lëndë organike, ndikon në proceset e rritjes dhe zhvillimit, renditjen dhe strukturën e gjetheve, kohëzgjatjen e sezonit të rritjes, etj. Në mënyrë sasiore, rrezatimi diellor mund të jetë karakterizohet nga një fluks rrezatimi .
Fluksi i rrezatimit -është sasia e energjisë rrezatuese që shpërndahet për njësi të kohës për njësi sipërfaqeje.
Në sistemin e njësive SI, fluksi i rrezatimit matet në vat për 1 m 2 (W / m 2) ose kilovat për 1 m 2 (kW / m 2). Më parë, ajo matej në kalori për cm 2 në minutë (cal / (cm 2 min)).
1 kalori / (cm 2 min) = 698 W / m 2 ose 0,698 kW / m 2
Dendësia e fluksit të rrezatimit diellor në kufirin e sipërm të atmosferës në distancën mesatare nga Toka në Diell quhet konstante diellore S 0... Sipas marrëveshjes ndërkombëtare të vitit 1981 S 0 = 1,37 kW / m 2 (1,96 1 cal / (cm 2 min)).
Nëse Dielli nuk është në zenitin e tij, atëherë sasia e energjisë diellore që bie në një sipërfaqe horizontale do të jetë më e vogël se në një sipërfaqe të vendosur pingul me rrezet e Diellit. Kjo sasi varet nga këndi i rënies së rrezeve në sipërfaqen horizontale. Për të përcaktuar sasinë e nxehtësisë së marrë nga një sipërfaqe horizontale në minutë, përdoret formula e mëposhtme:
S ′ = S mëkat h ©
ku S ′ është sasia e nxehtësisë së marrë në minutë nga sipërfaqja horizontale; S është sasia e nxehtësisë së marrë nga sipërfaqja pingul me rreze; h© - këndi i formuar nga rrezja e diellit me një sipërfaqe horizontale (këndi h quhet lartësia e diellit).
Duke kaluar nëpër atmosferën e tokës, rrezatimi diellor dobësohet për shkak të përthithjes dhe shpërndarjes nga gazrat atmosferikë dhe aerosolet. Zbutja e fluksit të rrezatimit diellor varet nga gjatësia e shtegut që përshkon rrezja në atmosferë dhe nga transparenca e atmosferës përgjatë kësaj rruge. Gjatësia e rrugës së rrezes në atmosferë varet nga lartësia e diellit. Kur dielli është në zenitin e tij, rrezet e diellit përshkojnë rrugën më të shkurtër. Në këtë rast, masa e atmosferës që përshkohet nga rrezet e diellit, d.m.th. masa e një kolone vertikale ajri me bazë 1 cm 2 merret si një njësi konvencionale (m = 1). Ndërsa dielli zbret në horizont, rruga e rrezeve në atmosferë rritet dhe, për rrjedhojë, rritet edhe numri i masave të kalueshme (m> 1). Kur dielli është në horizont, rrezet përshkojnë rrugën më të gjatë në atmosferë. Llogaritjet tregojnë se m është 34.4 herë më i madh se në pozicionin e Diellit në zenitin e tij. Zbutja e fluksit të drejtpërdrejtë të rrezatimit diellor në atmosferë përshkruhet nga formula Bouguer. Koeficienti i transparencës fq tregon se çfarë fraksioni i rrezatimit diellor që arrin në kufirin e sipërm të atmosferës arrin në sipërfaqen e tokës në m = 1.
S m = S 0 p m ,
ku S m është fluksi i drejtpërdrejtë i rrezatimit diellor që arrin në Tokë; S 0 - konstante diellore; p - koeficienti i transparencës; m- masa e atmosferës.
Koeficienti i transparencës varet nga përmbajtja e avullit të ujit dhe aerosoleve në atmosferë: sa më shumë të ketë, aq më i ulët është koeficienti i transparencës për të njëjtin numër masash të kalueshme. Koeficienti i transparencës varion nga 0.60 deri në 0.85.
Llojet e rrezatimit diellor
Rrezatimi i drejtpërdrejtë diellor(S ′) - rrezatimi që arrin në sipërfaqen e tokës drejtpërdrejt nga Dielli në formën e një rrezeje rrezesh paralele.
Rrezatimi i drejtpërdrejtë diellor varet nga lartësia e diellit mbi horizont, transparenca e ajrit, mbulesa e reve, lartësia e vendit mbi nivelin e detit dhe distanca midis Tokës dhe Diellit.
Rrezatimi diellor i shpërndarë(D) – pjesë e rrezatimit që shpërndahet nga atmosfera dhe retë e tokës dhe që mbërrin në sipërfaqen e tokës nga kupa qiellore. Intensiteti i rrezatimit të shpërndarë varet nga lartësia e diellit mbi horizont, mbulesa e reve, transparenca e ajrit, lartësia mbi nivelin e detit dhe mbulesa e borës. Vranësia dhe mbulesa e borës kanë një efekt shumë të madh në rrezatimin e shpërndarë, i cili për shkak të shpërndarjes dhe reflektimit të rrezatimit të drejtpërdrejtë dhe të shpërndarë që bie mbi to dhe rishpërndarjes së tyre në atmosferë, mund të rrisë disa herë fluksin e rrezatimit të shpërndarë.
Rrezatimi i shpërndarë në mënyrë thelbësore plotëson rrezatimin e drejtpërdrejtë diellor dhe rrit ndjeshëm rrjedhën e energjisë diellore në sipërfaqen e tokës.
Rrezatimi total(Q) - shuma e flukseve të rrezatimit të drejtpërdrejtë dhe të shpërndarë që hyjnë në sipërfaqen horizontale:
Para lindjes së diellit, pasdite dhe pas perëndimit të diellit, me re të vazhdueshme, rrezatimi i përgjithshëm arrin plotësisht në tokë, dhe në lartësitë e ulëta diellore përbëhet kryesisht nga rrezatimi i shpërndarë. Në një qiell pa re ose pak re, me një rritje të lartësisë së Diellit, përqindja e rrezatimit të drejtpërdrejtë në përbërjen totale rritet me shpejtësi dhe gjatë ditës fluksi është shumë herë më i madh se fluksi i rrezatimit të shpërndarë.
Pjesa më e madhe e fluksit total të rrezatimit që hyn në sipërfaqen e tokës absorbohet nga shtresa e sipërme e tokës, ujit dhe vegjetacionit. Në këtë rast, energjia rrezatuese shndërrohet në nxehtësi, duke ngrohur shtresat thithëse. Pjesa tjetër e fluksit total të rrezatimit reflektohet nga sipërfaqja e tokës, duke u formuar rrezatimi i reflektuar(R). Pothuajse i gjithë fluksi i rrezatimit të reflektuar kalon nëpër atmosferë dhe shkon në hapësirë, por një pjesë e tij shpërndahet në atmosferë dhe pjesërisht kthehet në sipërfaqen e tokës, duke rritur rrezatimin e shpërndarë dhe, rrjedhimisht, rrezatimin total.
Reflektueshmëria e sipërfaqeve të ndryshme quhet albedo... Është raporti i fluksit të rrezatimit të reflektuar me fluksin total të rrezatimit total që ka rënë këtë sipërfaqe:
Albedo shprehet në fraksione të njësisë ose në përqindje. Kështu, sipërfaqja e tokës pasqyron një pjesë të fluksit total të rrezatimit, të barabartë me QA, dhe absorbohet dhe shndërrohet në nxehtësi - Q (1-A). Sasia e fundit quhet rrezatimi i absorbuar.
Albedo e sipërfaqeve të ndryshme të tokës varet kryesisht nga ngjyra dhe vrazhdësia e këtyre sipërfaqeve. Sipërfaqet e errëta dhe të vrazhda kanë albedo më të ulëta se sipërfaqet e lehta dhe të lëmuara. Albedo e tokave zvogëlohet me rritjen e lagështisë, pasi ngjyra e tyre bëhet më e errët. Vlerat e albedos për disa sipërfaqe natyrore janë dhënë në tabelën 1.
Tabela 1 - Albedo e sipërfaqeve të ndryshme natyrore
Reflektueshmëria e sipërfaqes së sipërme të reve është shumë e lartë, veçanërisht në fuqinë e tyre të lartë. Mesatarisht, albedo e reve është rreth 50-60%, në rastet individuale- më shumë se 80-85%.
Rrezatimi aktiv fotosintetik(PAR) - pjesë e fluksit total të rrezatimit që mund të përdoret nga bimët e gjelbra në fotosintezë. Rrjedha PAR mund të llogaritet duke përdorur formulën:
PAR = 0,43S '+ 0,57D,
ku S ′ - rrezatimi i drejtpërdrejtë diellor që hyn në sipërfaqen horizontale; D - rrezatimi diellor i shpërndarë.
Fluksi PAR që bie në fletë përthithet kryesisht prej tij, fraksione shumë më të vogla të këtij fluksi reflektohen nga sipërfaqja dhe kalohen përmes fletës. Gjethet e shumicës së llojeve të pemëve thithin rreth 80%, reflektojnë dhe transmetojnë deri në 10-12% të rrjedhës totale të PAR. Nga pjesa e fluksit PAR që absorbohet nga gjethet, vetëm disa për qind e energjisë rrezatuese përdoret nga bimët drejtpërdrejt për fotosintezë dhe shndërrohet në energji kimike të substancave organike të sintetizuara nga gjethet. Pjesa tjetër, më shumë se 95% e energjisë rrezatuese, shndërrohet në nxehtësi dhe shpenzohet kryesisht për transpirimin, ngrohjen e vetë gjetheve dhe shkëmbimin e tyre të nxehtësisë me ajrin përreth.
Rrezatimi me valë të gjatë të Tokës dhe atmosferës.
Bilanci i rrezatimit të sipërfaqes së tokës
Pjesa më e madhe e energjisë diellore që hyn në Tokë absorbohet nga sipërfaqja dhe atmosfera e saj, një pjesë e saj emetohet. Rrezatimi nga sipërfaqja e tokës ndodh rreth orës.
Një pjesë e rrezeve të emetuara nga sipërfaqja e tokës absorbohet nga atmosfera dhe në këtë mënyrë kontribuon në ngrohjen e atmosferës. Atmosfera, nga ana tjetër, dërgon rrezet përsëri në sipërfaqen e tokës, si dhe në hapësirën e jashtme. Kjo veti e atmosferës për të mbajtur nxehtësinë e emetuar nga sipërfaqja e tokës quhet Efekti serrë... Dallimi midis mbërritjes së nxehtësisë në formën e kundër-rrezatimit të atmosferës dhe konsumit të saj në formën e rrezatimit nga shtresa aktive quhet rrezatimi efektiv shtresa aktive. Rrezatimi efektiv është veçanërisht i madh gjatë natës, kur humbja e nxehtësisë nga sipërfaqja e tokës tejkalon ndjeshëm fluksin e nxehtësisë të emetuar nga atmosfera. Gjatë ditës, kur rrezatimit të atmosferës i shtohet totali i rrezatimit diellor, fitohet një tepricë e nxehtësisë, e cila shkon në ngrohjen e tokës dhe ajrit, avullimin e ujit etj.
Diferenca midis rrezatimit total të përthithur dhe rrezatimit efektiv të shtresës aktive quhet bilanci i rrezatimit shtresa aktive.
Pjesa hyrëse e bilancit të rrezatimit përbëhet nga rrezatimi diellor i drejtpërdrejtë dhe i shpërndarë, si dhe nga rrezatimi kundër të atmosferës. Pjesa e shpenzuar përbëhet nga rrezatimi diellor i reflektuar dhe rrezatimi me valë të gjatë të sipërfaqes së tokës.
Bilanci i rrezatimit paraqet ardhjen aktuale të energjisë rrezatuese në sipërfaqen e Tokës, nga e cila varet nëse do të nxehet apo ftohet.
Nëse ardhja e energjisë rrezatuese është më e madhe se konsumi i saj, atëherë bilanci i rrezatimit është pozitiv dhe sipërfaqja nxehet. Nëse të ardhurat janë më të vogla se norma e rrjedhës, atëherë bilanci është negativ dhe sipërfaqja ftohet. Bilanci i rrezatimit të sipërfaqes së tokës është një nga faktorët kryesorë të klimës. Varet nga lartësia e Diellit, kohëzgjatja e dritës së diellit, natyra dhe gjendja e sipërfaqes së tokës, turbullira e atmosferës, përmbajtja e avullit të ujit në të, prania e reve etj.
Instrumentet për matjen e rrezatimit diellor
Aktinometri termoelektrik M-3(Fig. 3) është projektuar për të matur intensitetin e rrezatimit të drejtpërdrejtë diellor në një sipërfaqe pingul me rrezet e diellit.
Marrësi i aktinometrit është një termopil i pllakave të alternuara të manganinës dhe konstantanit, i bërë në formën e një ylli. Kryqëzimet e brendshme të termopilit janë ngjitur në diskun e bërë nga fletë argjendi përmes një copë litari izolues, ana e diskut përballë diellit është nxirë. Lidhjet e jashtme janë ngjitur në një unazë masive bakri përmes një copë litari izolues. Është i mbrojtur nga ngrohja nga rrezatimi me një kapak kromi. Termopili ndodhet në fund të një tubi metalik, i cili gjatë matjeve drejtohet drejt diellit. Sipërfaqja e brendshme e tubit është nxirë dhe 7 diafragma (shtrëngime në formë unaze) janë vendosur në tub për të parandaluar hyrjen e rrezatimit të shpërndarë në marrësin e aktinometrit.
Për vëzhgime, shigjeta në bazën e pajisjes 11 (Fig. 2) është i orientuar nga veriu dhe për të lehtësuar gjurmimin e diellit, është instaluar një aktinometër sipas gjerësisë gjeografike të vendit të vëzhgimit (përgjatë sektorit 9 dhe rreziku në pjesën e sipërme të raftit të pajisjes 10 ). Synimi drejt diellit bëhet me vidë 3 dhe trajton 6 ndodhet në krye të pajisjes. Vidhosja lejon që tubi të rrotullohet në një plan vertikal; kur doreza rrotullohet, tubi drejtohet pas diellit. Një vrimë e vogël është bërë në diafragmën e jashtme për të synuar saktë Diellin. Ka një ekran të bardhë përballë kësaj vrime në fund të instrumentit. 5 ... Me instalimin e saktë të pajisjes, rrezja e diellit që depërton nëpër këtë vrimë duhet të japë një pikë (njollë) të ndritshme në qendër të ekranit.
Oriz. 3 Aktinometër termoelektrik M-3: 1 - mbulesë; 2, 3 - vida; 4 - boshti; 5 - ekran; 6 - dorezë; 7 - tub; 8 - boshti; 9 - sektori i gjerësisë gjeografike; 10 - raft; 11 - bazë.
Piranometër universal M-80M(Fig. 4) është projektuar për të matur rrezatimin total (Q) dhe të shpërndarë (D). Duke i njohur ato, është e mundur të llogaritet intensiteti i rrezatimit të drejtpërdrejtë diellor në sipërfaqen horizontale S ′. Piranometri M-80M ka një pajisje për përmbysjen e mbajtësit të instrumentit me marrësin poshtë, i cili ju lejon të matni intensitetin e rrezatimit të reflektuar dhe të përcaktoni albedon e sipërfaqes së poshtme.
Marrës piranometri 1 është një bateri termoelektrike, e vendosur në formën e një katrori. Sipërfaqja e saj marrëse është e lyer bardh e zi në formë shahu. Gjysma e kryqëzimeve termopile janë nën qelizat e bardha, gjysma tjetër nën qelizat e zeza. Pjesa e sipërme e marrësit është e mbuluar me një gotë gjysmësferike për ta mbrojtur atë nga era dhe reshjet. Për të matur intensitetin e rrezatimit të shpërndarë, marrësi është i hijezuar nga një ekran i veçantë 3 ... Gjatë matjeve, marrësi i pajisjes është instaluar rreptësisht horizontalisht; për këtë, piranometri është i pajisur me një nivel rrethor 7 dhe vendosni vidhat 4. Në fund të marrësit ka një tharëse xhami të mbushur me një substancë thithëse uji, e cila parandalon kondensimin e lagështirës në marrës dhe xhami. Kur nuk funksionon, marrësi i piranometrit mbyllet me një kapak metalik.
Oriz. 4 Piranometër universal M-80M: 1 - kokë piranometri; 2 - pranverë mbyllëse; 3 - mentesha e hijes; 4 - vidë e vendosur; 5 - bazë; 6 - mentesha e trekëmbëshit të palosshëm; 7 - niveli; 8 - vidë; 9 - raft me një dehumidifikues brenda; 10 - sipërfaqja e marrjes së termopilit.
Albedometër udhëtimi(Fig. 5) është projektuar për të matur intensitetin e rrezatimit total, të shpërndarë dhe reflektues në fushë. Marrësi është koka e piranometrit 1 montuar në një gjilpërë vetë-balancuese 3 ... Ky pezullim ju lejon të instaloni pajisjen në dy pozicione - marrësi lart dhe poshtë, dhe pozicioni horizontal i marrësve sigurohet automatikisht. Me pozicionin e sipërfaqes marrëse të pajisjes lart, përcaktohet rrezatimi total Q. Më pas, për të matur rrezatimin e reflektuar R, doreza e albedometrit rrotullohet me 180 0. Duke ditur këto vlera, ju mund të përcaktoni albedon.
Matësi termoelektrik i bilancit M-10M(Fig. 6) është projektuar për të matur balancën totale të rrezatimit të sipërfaqes së poshtme. Marrësi i balancuesit është një termopil formë katrore i përbërë nga shumë shufra bakri 5 mbështjellë me shirit konstantan 10 ... Gjysma e secilës vidë të shiritit është e veshur me argjend, fillimi dhe fundi i shtresës së argjendit 9 janë nyje termike. Gjysma e nyjeve janë ngjitur në pjesën e sipërme, gjysma tjetër në sipërfaqet e poshtme marrëse, të cilat përdoren si pllaka bakri. 2 lyer me të zezë. Marrësi i matësit të bilancit është i vendosur në një kornizë metalike të rrumbullakët 1 ... Gjatë matjes, ajo është e vendosur rreptësisht horizontalisht duke përdorur një nivel të veçantë mbivendosjeje. Për këtë, marrësi i njehsorit të bilancit është montuar në një nyje topash. 15 ... Për të rritur saktësinë e matjes, marrësi i matësit të bilancit mund të mbrohet nga rrezatimi i drejtpërdrejtë diellor me një mburojë të rrumbullakët 12 ... Intensiteti i rrezatimit direkt diellor matet në këtë rast me aktinometër ose piranometër.
Oriz. 5 Albedometër udhëtues: 1 - kokë piranometri; 2 - tub; 3 - gimbal; 4 - dorezë
Oriz. 6 Matësi termoelektrik i bilancit M-10M: a) - prerje tërthore skematike: b) - termopil i veçantë; c) - pamja; 1 - korniza e marrësit; 2 - pjatë marrëse; 3, 4 - nyje; 5 - shufër bakri; 6, 7 - izolim; 8 - termopil; 9 - shtresë argjendi; 10 - shirit konstantan; 11 - dorezë; 12 - ekran hije; 13, 15 - varet; 14 - bar; 16 - vidë; 17 - mbulesë
Instrumentet për matjen e kohëzgjatjes së diellit
shkëlqim dhe ndriçim
Kohëzgjatja e diellit është koha gjatë së cilës rrezatimi i drejtpërdrejtë diellor është i barabartë ose më i madh se 0,1 kW / m 2. Shprehet në orë në ditë.
Metoda për përcaktimin e kohëzgjatjes së dritës së diellit bazohet në regjistrimin e kohës gjatë së cilës intensiteti i rrezatimit të drejtpërdrejtë diellor është i mjaftueshëm për të marrë një djegie në një shirit të veçantë, të fiksuar në fokusin optik të një lente qelqi me top, dhe jo më pak. se 0,1 kW / m 2.
Kohëzgjatja e dritës së diellit matet me një instrument heliografik (Fig. 7).
Modeli i heliografit universal GU-1(fig. 7). Baza e pajisjes është një pllakë metalike e sheshtë me dy shtylla 1 ... Midis shtyllave në boshtin horizontal 2 pjesa e lëvizshme e pajisjes, e përbërë nga një kolonë, është e përforcuar 3 me gjymtyrë 4 dhe ndalesa e poshtme 7 , kapëse 6 me një filxhan 5 dhe ndalesa e sipërme 15 dhe një top xhami 8 e cila është një lente sferike. Një sektor është i fiksuar në një skaj të boshtit horizontal 9 me një shkallë të gjerësive gjeografike. Gjatë lëvizjes së boshtit horizontal 2 të pajisjes nga perëndimi në lindje dhe duke e kthyer pjesën e sipërme të pajisjes rreth saj, boshtin e kolonës 3 është instaluar paralelisht me boshtin e rrotullimit të Tokës (boshti i botës). Një vidë përdoret për të siguruar këndin e caktuar të pjerrësisë së boshtit të kolonës 11 .
Pjesa e sipërme instrumenti mund të rrotullohet rreth boshtit të kolonës 3 dhe të fiksuar në katër pozicione specifike. Për këtë, përdoret një kunj i veçantë. 12 , e cila futet përmes vrimës së numrit 4 në një nga katër vrimat e diskut 13 fiksuar në bosht 2 ... Shtrirja e vrimave në gjymtyrë 4 dhe disku 13 përcaktohet nga koincidenca e shenjave A, B, C dhe D në numërues 4 me indeks 14 në disk.
Oriz. 7 Heliograf model universal GU – 1.
1 - raft; 2 - boshti horizontal; 3 - kolona; 4 - gjymtyrë; 5 - filxhan; 6 - kllapa; 7 - theksim; 8 - top xhami; 9 - sektori; 10 - treguesi i gjerësisë; 11 - vidë për fiksimin e këndit të prirjes së boshtit; 12 - pin; 13 - disk; 14 - indeksi në disk; 15 - ndalesa kryesore.
Në vendin meteorologjik, heliografi është instaluar në një shtyllë betoni ose druri 2 m të lartë, në pjesën e sipërme të së cilës ka një platformë të bërë me dërrasa me trashësi të paktën 50 mm, në mënyrë që në çdo pozicion të Diellit të afërm. në anët e horizontit, ndërtesat individuale, pemët dhe objektet e rastësishme nuk e errësojnë atë. Është instaluar rreptësisht horizontalisht dhe është i orientuar përgjatë meridianit gjeografik dhe gjerësisë gjeografike të stacionit meteorologjik; boshti i heliografit duhet të jetë rreptësisht paralel me boshtin e botës.
Topi i heliografit duhet të mbahet i pastër, pasi prania e pluhurit, gjurmëve të reshjeve, vesës, ngricave, ngricave dhe akulli në top dobëson dhe shtrembëron djegien në shiritin e heliografit.
Në varësi të kohëzgjatjes së mundshme të diellit, regjistrimi për një ditë duhet të bëhet në një, dy ose tre kasetë. Në varësi të stinës, duhet të përdoren shirita të drejtë ose të lakuar dhe të vendosen në pjesën e sipërme, të mesme ose të poshtme të kupës. Shiritat e faqerojtësve duhet të përputhen në të njëjtën ngjyrë gjatë gjithë muajit.
Për lehtësinë e punës me heliografi, një shkallë me një platformë është instaluar në jug të mbështetjes (shtyllës) me pajisjen. Shkalla nuk duhet të prekë shtyllën dhe duhet të jetë mjaft e rehatshme.
Luksmetër U-16(Fig. 8) përdoret për të matur ndriçimin e krijuar nga drita ose burimet artificiale të dritës.
Oriz. 8 Luksmetër U – 16. 1 - fotocelë; 2 - tela; 3 - metër; 4 - absorbues; 5 - terminale; 6 - kalimi i kufijve të matjes; 7 - korrigjues.
Pajisja përbëhet nga një fotocelë seleniumi 1 lidhur me një tel 2 me njehsor 3 , dhe absorbues 4 ... Fotocela është e mbyllur në një kuti plastike me një kornizë metalike; për të rritur diapazonin e matjes me 100 herë, një amortizues i bërë nga qelqi qumështi vendoset në kuti. Matësi i dritës është një matës magnetoelektrik i montuar në një kuti plastike me një dritare peshore. Në pjesën e poshtme të trupit ka një korrigjues 7 për vendosjen e shigjetës në zero, në pjesën e sipërme - terminalet 5 për lidhjen e telave nga fotocela dhe pullën për ndërrimin e kufijve të matjes 6 .
Shkalla e njehsorit është e ndarë në 50 ndarje dhe ka 3 rreshta shifrash që korrespondojnë me tre kufij matës - deri në 25, 100 dhe 500 lux (lx). Kur përdorni një absorbues, kufijtë rriten në 2500, 10000 dhe 50,000 lux.
Kur punoni me një matës të dritës, është e nevojshme të monitoroni me kujdes pastërtinë e fotocelës dhe absorbuesit; nëse ato ndoten, fshijini ato me një shtupë pambuku të zhytur në alkool.
Fotocela vendoset horizontalisht gjatë matjeve. Korrigjuesi e vendosi shigjetën e njehsorit në ndarjen zero. Lidheni fotocelën me njehsorin dhe bëni matje pas 4-5 s. Për të reduktuar mbingarkesat, filloni me një kufi matës më të madh, më pas kaloni në kufij më të vegjël derisa shigjeta të jetë në pjesën e punës të peshores. Leximi merret në ndarje në shkallë. Në rast të devijimeve të vogla të shigjetës, për të përmirësuar saktësinë e matjes, rekomandohet kalimi i njehsorit në një kufi më të ulët. Për të parandaluar lodhjen e fotocelës së selenit, hijezoni fotocelën për 3-5 minuta çdo 5-10 minuta funksionim të pajisjes.
Ndriçimi përcaktohet duke shumëzuar numërimin me vlerën e ndarjes së shkallës dhe me faktorin e korrigjimit (për dritën natyrale është 0.8, për llambat inkandeshente -1). Ndarja e shkallës është e barabartë me kufirin e matjes të ndarë me 50. Kur përdorni një ose dy amortizues, vlera që rezulton shumëzohet përkatësisht me 100 ose 10000.
1 Njihuni me pajisjen e aparateve termoelektrike (aktinometër, piranometër, albedometër, balancues).
2 Për t'u njohur me pajisjen e heliografit universal, me metodat e instalimit të tij në periudha të ndryshme të vitit.
3 Njihuni me pajisjen e matësit të dritës, matni ndriçimin natyral dhe artificial në audiencë.
Vendosni shënimet në një fletore.
Toka merr nga Dielli 1,36 * 10-24 kalori nxehtësi në vit. Në krahasim me këtë sasi energjie, pjesa tjetër e mbërritjes së energjisë rrezatuese në sipërfaqen e Tokës është e papërfillshme. Kështu, energjia rrezatuese e yjeve është njëqind e milionta e energjisë diellore, rrezatimi kozmik është dy miliarda, nxehtësia e brendshme e Tokës në sipërfaqen e saj është e barabartë me një të pesëmijëtën e nxehtësisë diellore.
Rrezatimi nga dielli - rrezatim diellor- është burimi kryesor i energjisë për pothuajse të gjitha proceset që ndodhin në atmosferë, hidrosferë dhe në shtresat e sipërme të litosferës.
Njësia e matjes së intensitetit të rrezatimit diellor është numri i kalorive të nxehtësisë së përthithur nga 1 cm2 e një sipërfaqe absolutisht të zezë pingul me drejtimin e rrezeve të diellit në 1 minutë (cal / cm2 * min).
Rrjedha e energjisë rrezatuese nga Dielli që arrin në atmosferën e tokës është shumë konstante. Intensiteti i tij quhet konstante diellore (Io) dhe merret mesatarisht 1,88 kcal / cm2 min.
Vlera e konstantës diellore luhatet në varësi të distancës së Tokës nga Dielli dhe aktivitetit diellor. Luhatjet e tij gjatë vitit janë 3,4-3,5%.
Nëse rrezet e diellit do të binin kudo në sipërfaqen e tokës vertikalisht, atëherë në mungesë të një atmosfere dhe me një konstante diellore prej 1,88 cal / cm2 * min, çdo centimetër katror do të merrte 1000 kcal në vit. Për shkak të faktit se Toka është sferike, ky numër zvogëlohet me 4 herë, dhe 1 katror. cm merr mesatarisht 250 kcal në vit.
Sasia e rrezatimit diellor të marrë nga një sipërfaqe varet nga këndi i rënies së rrezeve.
Sasinë maksimale të rrezatimit e merr sipërfaqja pingul me drejtimin e rrezeve të diellit, sepse në këtë rast e gjithë energjia shpërndahet në një zonë me prerje tërthore të barabartë me prerjen tërthore të rrezes së rrezeve - a. Me një incidencë të zhdrejtë të së njëjtës rreze rrezesh, energjia shpërndahet në një zonë të madhe (seksioni c) dhe një njësi sipërfaqeje merr një sasi më të vogël të saj. Sa më i vogël të jetë këndi i rënies së rrezeve, aq më i ulët është intensiteti i rrezatimit diellor.
Varësia e intensitetit të rrezatimit diellor nga këndi i rënies së rrezeve shprehet me formulën:
I1 = I0 * mëkat h,
ku I0 është intensiteti i rrezatimit diellor me një incidencë të madhe rrezesh. Jashtë atmosferës është konstanta diellore;
I1 është intensiteti i rrezatimit diellor kur rrezet e diellit bien në një kënd h.
I1 është aq herë më i vogël se I0 sa seksioni a është më i vogël se pjesa b.
Figura 27 tregon se a/b = sin A.
Këndi i rënies së rrezeve të diellit (lartësia e diellit) është 90 ° vetëm në gjerësi gjeografike nga 23 ° 27 "s. Deri në 23 ° 27" s. (d.m.th. midis tropikëve). Në gjerësi të tjera, është gjithmonë më pak se 90 ° (Tabela 8). Në përputhje me rrethanat, me një ulje të këndit të incidencës së rrezeve, intensiteti i rrezatimit diellor që hyn në sipërfaqe në gjerësi të ndryshme... Meqenëse lartësia e Diellit nuk qëndron konstante gjatë gjithë vitit dhe gjatë ditës, sasia e nxehtësisë diellore të marrë nga sipërfaqja ndryshon vazhdimisht.
Sasia e rrezatimit diellor të marrë nga sipërfaqja është në proporcion të drejtë nga kohëzgjatja e ndriçimit të tij nga rrezet e diellit.
Në zonën ekuatoriale jashtë atmosferës, sasia e nxehtësisë diellore gjatë vitit nuk përjeton luhatje të mëdha, ndërsa në gjerësi gjeografike të mëdha këto luhatje janë shumë të mëdha (shih tabelën 9). Në dimër, dallimet në mbërritjen e nxehtësisë diellore midis gjerësive gjeografike të larta dhe të ulëta janë veçanërisht të rëndësishme. Në verë, në kushtet e ndriçimit të vazhdueshëm, rajonet polare marrin sasinë maksimale të nxehtësisë diellore në ditë në Tokë. Në ditën e solsticit të verës në hemisferën veriore, është 36% më e lartë se sasia ditore e nxehtësisë në ekuator. Por duke qenë se gjatësia e ditës në ekuator nuk është 24 orë (si në këtë kohë në pol), por 12 orë, sasia e rrezatimit diellor për njësi të kohës në ekuator mbetet më e madhja. Maksimumi veror i nxehtësisë totale ditore diellore, i vërejtur në rreth 40-50 ° gjerësi gjeografike, shoqërohet me një ditë relativisht të gjatë (më të madhe se në këtë kohë me 10-20 ° gjerësi gjeografike) në një lartësi të konsiderueshme të Diellit. Dallimet në sasinë e nxehtësisë së marrë nga rajonet ekuatoriale dhe polare janë më të vogla në verë sesa në dimër.
Hemisfera jugore merr më shumë nxehtësi në verë sesa ajo veriore, në dimër - përkundrazi (ndikon ndryshimi në distancën e Tokës nga Dielli). Dhe nëse sipërfaqja e të dy hemisferave do të ishte plotësisht homogjene, amplituda vjetore e luhatjeve të temperaturës në hemisferën jugore do të ishte më e madhe se ajo veriore.
Rrezatimi diellor në atmosferë i nënshtrohet ndryshimet sasiore dhe cilësore.
Edhe perfekte, e thatë dhe e pastër, atmosfera thith dhe shpërndan rrezet, duke ulur intensitetin e rrezatimit diellor. Efekti dobësues i një atmosfere reale që përmban avujt e ujit dhe grimcat në rrezatimin diellor është shumë më i madh se ai ideal. Atmosfera (oksigjeni, ozoni, dioksidi i karbonit, pluhuri dhe avujt e ujit) thith kryesisht rrezet ultraviolet dhe infra të kuqe. Energjia rrezatuese e Diellit e përthithur nga atmosfera shndërrohet në lloje të tjera energjie: termike, kimike etj. Në përgjithësi, përthithja e dobëson rrezatimin diellor me 17-25%.
Rrezet me valë relativisht të shkurtra - vjollcë, blu - shpërndahen nga molekulat e gazeve në atmosferë. Kjo shpjegon ngjyrën blu të qiellit. Papastërtitë shpërndajnë njësoj rreze me valë me gjatësi të ndryshme. Prandaj, me përmbajtjen e tyre domethënëse, qielli merr një nuancë të bardhë.
Për shkak të shpërndarjes dhe reflektimit të dritës së diellit nga atmosfera, drita e ditës vërehet në ditët me re, objektet në hije janë të dukshme dhe ndodh fenomeni i muzgut.
Sa më e gjatë të jetë rruga e rrezes në atmosferë, aq më e madhe duhet të kalojë trashësia e saj dhe aq më shumë zbehet rrezatimi diellor. Prandaj, me rritjen, ndikimi i atmosferës në rrezatim zvogëlohet. Gjatësia e rrugës së rrezeve të diellit në atmosferë varet nga lartësia e diellit. Nëse marrim si njësi gjatësinë e rrugës së rrezes së diellit në atmosferë në lartësinë e Diellit prej 90 ° (m), raporti ndërmjet lartësisë së Diellit dhe gjatësisë së shtegut të rrezes në atmosferë do të të jetë siç tregohet në tabelë. dhjetë.
Zbutja e përgjithshme e rrezatimit në atmosferë në çdo lartësi të Diellit mund të shprehet me formulën Bouguer: Im = I0 * pm, ku Im është intensiteti i rrezatimit diellor në sipërfaqen e tokës, i ndryshuar në atmosferë; I0 - konstante diellore; m është rruga e rrezes në atmosferë; në një lartësi të Diellit prej 90 °, është e barabartë me 1 (masa e atmosferës), p është koeficienti i transparencës (një numër i pjesshëm që tregon se çfarë fraksioni i rrezatimit arrin sipërfaqen në m = 1).
Në një lartësi të Diellit prej 90 °, në m = 1, intensiteti i rrezatimit diellor në sipërfaqen e tokës I1 është p herë më i vogël se Io, domethënë I1 = Io * p.
Nëse lartësia e Diellit është më e vogël se 90 °, atëherë m është gjithmonë më e madhe se 1. Rruga e rrezes së diellit mund të përbëhet nga disa segmente, secili prej të cilëve është 1. Intensiteti i rrezatimit diellor në kufirin ndërmjet të parit (aa1 ) dhe segmentet e dyta (a1a2) I1 është, padyshim, Io * p, intensiteti i rrezatimit pas kalimit të segmentit të dytë I2 = I1 * p = I0 p * p = I0 p2; I3 = I0p3 etj.
Transparenca e atmosferës është e paqëndrueshme dhe e pabarabartë në kushte të ndryshme... Raporti i transparencës së atmosferës reale me transparencën e atmosferës ideale - faktori i turbullt - është gjithmonë më i madh se një. Varet nga përmbajtja e avullit të ujit dhe pluhurit në ajër. Me rritjen e gjerësisë gjeografike, faktori i turbullirës zvogëlohet: në gjerësi gjeografike nga 0 në 20 ° N. NS. është mesatarisht e barabartë me 4.6, në gjerësi gjeografike nga 40 në 50 ° N. NS. - 3.5, në gjerësi gjeografike nga 50 në 60 ° N. NS. - 2.8 dhe në gjerësi gjeografike nga 60 në 80 ° N. NS. - 2.0. Në gjerësi të butë, faktori i turbullirës është më i vogël në dimër sesa në verë, dhe më pak në mëngjes se në pasdite. Ajo zvogëlohet me lartësinë. Sa më i madh të jetë faktori i turbullt, aq më i madh është zbutja e rrezatimit diellor.
Të dallojë rrezatimi diellor i drejtpërdrejtë, i shpërndarë dhe total.
Një pjesë e rrezatimit diellor që depërton në atmosferë në sipërfaqen e tokës është rrezatim i drejtpërdrejtë. Një pjesë e rrezatimit të shpërndarë nga atmosfera kthehet në rrezatim të shpërndarë. I gjithë rrezatimi diellor që hyn në sipërfaqen e tokës, i drejtpërdrejtë dhe i shpërndarë, quhet rrezatim total.
Raporti ndërmjet rrezatimit të drejtpërdrejtë dhe atij të shpërndarë ndryshon në mënyrë të konsiderueshme në varësi të vrenjturës, pluhurit të atmosferës dhe gjithashtu nga lartësia e Diellit. Në një qiell të pastër, fraksioni i rrezatimit të shpërndarë nuk kalon 0.1%; në një qiell me re, rrezatimi i shpërndarë mund të jetë më i madh se i drejtpërdrejtë.
Në një lartësi të vogël të Diellit, rrezatimi total përbëhet pothuajse tërësisht nga rrezatimi i shpërndarë. Në një lartësi të Diellit prej 50 ° dhe një qiell të pastër, fraksioni i rrezatimit të shpërndarë nuk kalon 10-20%.
Hartat e vlerave mesatare vjetore dhe mujore të rrezatimit total na lejojnë të vërejmë rregullsitë kryesore në të shpërndarja gjeografike... Vlerat vjetore të rrezatimit total shpërndahen kryesisht zonale. Sasia më e madhe vjetore e rrezatimit total në Tokë merret nga sipërfaqja në shkretëtirat e brendshme tropikale (Sahara Lindore dhe Arabia Qendrore). Një rënie e dukshme e rrezatimit total në ekuator është shkaktuar nga lagështia e lartë e ajrit dhe retë e mëdha. Në Arktik, rrezatimi total është 60-70 kcal / cm2 në vit; në Antarktidë, për shkak të përsëritjes së shpeshtë të ditëve të kthjellta dhe transparencës më të madhe të atmosferës, është disi më e lartë.
Në qershor, hemisfera veriore merr sasinë më të madhe të rrezatimit, dhe veçanërisht rajonet e brendshme tropikale dhe subtropikale. Sasitë e rrezatimit diellor të marra nga sipërfaqja në gjerësinë gjeografike të butë dhe polare të hemisferës veriore ndryshojnë pak për shkak kryesisht të kohëzgjatjes së gjatë të ditës në rajonet polare. Zonimi në shpërndarjen e rrezatimit total mbi. kontinentet në hemisferën veriore dhe në gjerësitë tropikale të hemisferës jugore pothuajse nuk shprehet. Ajo manifestohet më mirë në hemisferën veriore mbi Oqean dhe shprehet qartë në gjerësitë gjeografike ekstratropike të hemisferës jugore. Në rrethin polar jugor, rrezatimi total diellor po i afrohet 0.
Në dhjetor, sasia më e madhe e rrezatimit hyn në hemisferën jugore. Sipërfaqja e lartë e akullit të Antarktidës me transparencë të lartë ajrore merr ndjeshëm më shumë rrezatim total se sipërfaqja e Arktikut në qershor. Ka shumë nxehtësi në shkretëtirat (Kalahari, Australian i Madh), por për shkak të oqeanitetit më të madh të hemisferës jugore (ndikimi i lagështisë së lartë të ajrit dhe reve), shuma e saj është disi më pak këtu sesa në qershor në të njëjtat gjerësi gjeografike. të hemisferës veriore. Në gjerësinë gjeografike ekuatoriale dhe tropikale të hemisferës veriore, rrezatimi total ndryshon relativisht pak, dhe zonimi në shpërndarjen e tij shprehet qartë vetëm në veri të tropikut verior. Me rritjen e gjerësisë gjeografike, rrezatimi total zvogëlohet mjaft shpejt, izolimi i tij zero shtrihet disi në veri të Rrethit Arktik.
Rrezatimi total diellor, që bie në sipërfaqen e Tokës, reflektohet pjesërisht përsëri në atmosferë. Raporti i sasisë së rrezatimit të reflektuar nga një sipërfaqe me sasinë e rrezatimit që bie në këtë sipërfaqe quhet albedo... Albedo karakterizon reflektueshmërinë e një sipërfaqeje.
Albedo e sipërfaqes së tokës varet nga gjendja dhe vetitë e saj: ngjyra, lagështia, vrazhdësia, etj. Dëbora e sapo rënë ka reflektueshmërinë më të lartë (85-95%). Një sipërfaqe e qetë ujore reflekton vetëm 2-5% kur rrezet e diellit bien në mënyrë të pjerrët mbi të, dhe kur dielli është i ulët, pothuajse të gjitha rrezet bien mbi të (90%). Albedo e çernozemit të thatë - 14%, i lagësht - 8, pyll - 10-20, bimësi livadhore - 18-30, sipërfaqja e shkretëtirës ranore - 29-35, sipërfaqja e akullit të detit - 30-40%.
Albedoja e madhe e sipërfaqes së akullit, veçanërisht ajo e mbuluar me borë të sapo rënë (deri në 95%), është arsyeja e temperaturave të ulëta në rajonet polare në verë, kur mbërritja e rrezatimit diellor atje është e konsiderueshme.
Rrezatimi i sipërfaqes dhe atmosferës së tokës.Çdo trup me një temperaturë mbi zero absolute (më shumë se minus 273 °) lëshon energji rrezatuese. Emisioni total i një trupi absolutisht të zi është proporcional me fuqinë e katërt të temperaturës së tij absolute (T):
E = σ * T4 kcal / cm2 për minutë (ligji Stefan - Boltzmann), ku σ është një koeficient konstant.
Sa më e lartë të jetë temperatura e trupit që lëshon, aq më të shkurtra janë gjatësitë e valëve të rrezeve nm të emetuara. Dielli inkandeshent dërgon në hapësirë rrezatimi me valë të shkurtra... Sipërfaqja e tokës, duke thithur rrezatimin diellor me valë të shkurtër, nxehet dhe gjithashtu bëhet burim rrezatimi (rrezatimi tokësor). Ho meqenëse temperatura e sipërfaqes së tokës nuk i kalon disa dhjetëra gradë, e saj rrezatim me valë të gjatë, i padukshëm.
Rrezatimi i Tokës është kryesisht i bllokuar nga atmosfera (avujt e ujit, dioksid karboni, ozoni), por rrezet me gjatësi vale 9-12 mikron largohen lirshëm nga atmosfera, dhe për këtë arsye Toka humbet një pjesë të nxehtësisë së saj.
Atmosfera, duke thithur një pjesë të rrezatimit diellor që kalon përmes saj dhe më shumë se gjysmën e rrezatimit të tokës, vetë rrezaton energji në hapësirën botërore dhe në sipërfaqen e tokës. Rrezatimi atmosferik i drejtuar drejt sipërfaqes së tokës drejt sipërfaqes së tokës quhet kundër rrezatimit. Ky rrezatim, si tokësor, me valë të gjatë, i padukshëm.
Në atmosferë, ekzistojnë dy rryma të rrezatimit me valë të gjata - rrezatimi nga sipërfaqja e Tokës dhe rrezatimi nga atmosfera. Dallimi midis tyre, i cili përcakton humbjen aktuale të nxehtësisë nga sipërfaqja e tokës, quhet rrezatimi efektiv. Sa më e lartë të jetë temperatura e sipërfaqes që lëshon, aq më i madh është rrezatimi efektiv. Lagështia e ajrit redukton rrezatimin efektiv dhe retë e zvogëlojnë shumë atë.
Vlera më e lartë e sasive vjetore të rrezatimit efektiv vërehet në shkretëtirat tropikale - 80 kcal / cm2 në vit - për shkak të temperaturë të lartë sipërfaqe, ajër të thatë dhe qiell të pastër. Në ekuator, me lagështi të lartë të ajrit, rrezatimi efektiv është vetëm rreth 30 kcal / cm2 në vit, dhe vlera e tij për tokën dhe për oqeanin është shumë pak e ndryshme. Rrezatimi më pak efektiv në rajonet polare. Në gjerësi të butë, sipërfaqja e tokës humbet rreth gjysmën e sasisë së nxehtësisë që merr nga thithja e rrezatimit total.
Aftësia e atmosferës për të transmetuar rrezatimin me gjatësi vale të shkurtër nga Dielli (rrezatimin e drejtpërdrejtë dhe të shpërndarë) dhe për të bllokuar rrezatimin me gjatësi vale të gjatë nga Toka quhet efekti i serrës (serrës). Për shkak të efektit të serrës, temperatura mesatare e sipërfaqes së tokës është + 16 °, në mungesë të atmosferës do të ishte -22 ° (38 ° më e ulët).
Bilanci i rrezatimit (rrezatimi i mbetur). Sipërfaqja e tokës në të njëjtën kohë merr rrezatim dhe e lëshon atë. Ardhja e rrezatimit përbëhet nga rrezatimi total diellor dhe kundër-rrezatimit të atmosferës. Konsumi është reflektimi i rrezeve të diellit nga sipërfaqja (albedo) dhe rrezatimi i brendshëm i sipërfaqes së tokës. Dallimi midis mbërritjes dhe konsumit të rrezatimit - bilanci i rrezatimit, ose rrezatimi i mbetur. Vlera e bilancit të rrezatimit përcaktohet nga ekuacioni
R = Q * (1-α) - I,
ku Q është rrezatimi total diellor për njësi sipërfaqe; α - albedo (fraksion); I - rrezatim efektiv.
Nëse hyrja është më e madhe se shpejtësia e rrjedhës, bilanci i rrezatimit është pozitiv; nëse hyrja është më e vogël se shpejtësia e rrjedhës, bilanci është negativ. Natën, në të gjitha gjerësitë, bilanci i rrezatimit është negativ, pasdite deri në mesditë - pozitiv kudo, me përjashtim të gjerësive të larta në dimër; pasdite - përsëri negative. Mesatarisht, bilanci i rrezatimit në ditë mund të jetë pozitiv dhe negativ (Tabela 11).
Tregon harta e shumave vjetore të bilancit të rrezatimit të sipërfaqes së tokës ndryshim i papritur pozicionet e izolinave gjatë kalimit të tyre nga toka në oqean. Si rregull, bilanci i rrezatimit të sipërfaqes së Oqeanit tejkalon bilancin e rrezatimit të tokës (ndikimi i albedos dhe rrezatimit efektiv). Shpërndarja e bilancit të rrezatimit është përgjithësisht zonale. Në Oqeanin në gjerësi tropikale, vlerat vjetore të bilancit të rrezatimit arrijnë në 140 kcal / cm2 (Deti Arabik) dhe nuk i kalojnë 30 kcal / cm2 në kufirin e akullit lundrues. Devijimet nga shpërndarja zonale e bilancit të rrezatimit në oqean janë të parëndësishme dhe shkaktohen nga shpërndarja e vrenjturave.
Në tokë në gjerësi gjeografike ekuatoriale dhe tropikale, vlerat vjetore të bilancit të rrezatimit variojnë nga 60 në 90 kcal / cm2, në varësi të kushteve të lagështisë. Më e madhe shumat vjetore Bilanci i rrezatimit vërehet në ato rajone ku albedo dhe rrezatimi efektiv janë relativisht të ulëta (i lagësht pyjet e shiut, savana). Vlera e tyre më e ulët gjendet në rajone shumë të lagështa (vrenjturë e madhe) dhe në rajone shumë të thata (rrezatim të lartë efektiv). Në gjerësi gjeografike të buta dhe të larta, vlera vjetore e bilancit të rrezatimit zvogëlohet me rritjen e gjerësisë gjeografike (efekti i një uljeje të rrezatimit total).
Shumat vjetore të bilancit të rrezatimit mbi rajonet qendrore të Antarktidës janë negative (disa kalori për 1 cm2). Në Arktik, këto vlera janë afër zeros.
Në korrik, bilanci i rrezatimit të sipërfaqes së tokës në një pjesë të konsiderueshme të hemisferës jugore është negativ. Linjë bilanc zero shkon midis 40 dhe 50 ° S. NS. Vlera më e lartë e bilancit të rrezatimit arrihet në sipërfaqen e Oqeanit në gjerësitë tropikale të hemisferës veriore dhe në sipërfaqen e disa deteve të brendshme, për shembull, Detit të Zi (14-16 kcal / cm2 në muaj).
Në janar, linja e bilancit zero ndodhet midis 40 dhe 50 ° N. NS. (mbi oqeane ngrihet disi në veri, mbi kontinente zbret në jug). Një pjesë e konsiderueshme e hemisferës veriore ka një bilanc negativ rrezatimi. Vlerat më të mëdha të bilancit të rrezatimit kufizohen në gjerësitë gjeografike tropikale të hemisferës jugore.
Mesatarisht, bilanci i rrezatimit të sipërfaqes së tokës është pozitiv në vit. Në këtë rast, temperatura e sipërfaqes nuk rritet, por mbetet afërsisht konstante, gjë që mund të shpjegohet vetëm me konsumin e vazhdueshëm të nxehtësisë së tepërt.
Bilanci i rrezatimit të atmosferës përbëhet nga rrezatimi diellor dhe tokësor, nga njëra anë, dhe rrezatimi atmosferik, nga ana tjetër. Ajo është gjithmonë negative, pasi atmosfera thith vetëm një pjesë të vogël të rrezatimit diellor dhe rrezaton pothuajse aq sa sipërfaqja.
Bilanci i rrezatimit të sipërfaqes dhe atmosferës së bashku, në tërësi, për të gjithë Tokën për një vit është mesatarisht i barabartë me zero, por në gjerësi mund të jetë pozitiv dhe negativ.
Pasoja e një shpërndarjeje të tillë të bilancit të rrezatimit duhet të jetë transferimi i nxehtësisë në drejtim nga ekuatori në pole.
Bilanci i nxehtësisë. Bilanci i rrezatimit është komponenti më i rëndësishëm i bilancit të nxehtësisë. Ekuacioni i bilancit të nxehtësisë së sipërfaqes tregon se si konvertohet energjia e rrezatimit diellor në hyrje në sipërfaqen e tokës:
ku R është bilanci i rrezatimit; LE - konsumi i nxehtësisë për avullim (L - nxehtësia latente e avullimit, E - avullimi);
P - shkëmbimi i turbullt i nxehtësisë midis sipërfaqes dhe atmosferës;
A - shkëmbimi i nxehtësisë midis sipërfaqes dhe shtresave themelore të tokës ose ujit.
Bilanci i rrezatimit të një sipërfaqeje konsiderohet pozitiv nëse rrezatimi i përthithur nga sipërfaqja tejkalon humbjen e nxehtësisë dhe negativ nëse nuk i plotëson ato. Të gjitha kushtet e tjera të bilancit të nxehtësisë konsiderohen pozitive nëse për shkak të tyre ka një humbje të nxehtësisë nga sipërfaqja (nëse ato korrespondojnë me konsumin e nxehtësisë). Sepse. të gjitha kushtet e ekuacionit mund të ndryshojnë, ekuilibri i nxehtësisë shqetësohet vazhdimisht dhe rikthehet përsëri.
Ekuacioni i mësipërm i bilancit të nxehtësisë së sipërfaqes është i përafërt, pasi nuk merr parasysh disa të vogla, por në kushte specifike faktorët që po fitojnë rëndësi, për shembull, çlirimi i nxehtësisë gjatë ngrirjes, konsumimi i saj për shkrirje etj.
Bilanci i nxehtësisë së atmosferës përbëhet nga ekuilibri i rrezatimit të atmosferës Ra, nxehtësia që vjen nga sipërfaqja, Pa, nxehtësia e lëshuar në atmosferë gjatë kondensimit, LE dhe transferimi horizontal i nxehtësisë (adveksioni) Aa. Bilanci i rrezatimit të atmosferës është gjithmonë negativ. Fluksi i nxehtësisë si rezultat i kondensimit të lagështirës dhe madhësia e transferimit të nxehtësisë turbulente janë pozitive. Aveksioni i nxehtësisë çon, mesatarisht, në vit në transferimin e tij nga gjerësi të ulëta në gjerësi të lartë: pra, nënkupton konsumin e nxehtësisë në gjerësi të ulëta dhe mbërritjen në gjerësi të larta. Në një derivim afatgjatë, ekuilibri i nxehtësisë së atmosferës mund të shprehet me ekuacionin Ra = Pa + LE.
Bilanci i nxehtësisë i sipërfaqes dhe i atmosferës së bashku, në tërësi, në mesataren afatgjatë është i barabartë me 0 (Fig. 35).
Vlera e rrezatimit diellor që hyn në atmosferë në vit (250 kcal / cm2) merret si 100%. Rrezatimi diellor, duke depërtuar në atmosferë, reflektohet pjesërisht nga retë dhe kthehet jashtë atmosferës - 38%, pjesërisht absorbohet nga atmosfera - 14% dhe pjesërisht në formën e rrezatimit të drejtpërdrejtë diellor arrin sipërfaqen e tokës - 48%. Nga 48% që kanë arritur në sipërfaqe, 44% përthithen prej saj dhe 4% reflektohen. Kështu, albedo e Tokës është 42% (38 + 4).
Rrezatimi i thithur nga sipërfaqja e tokës konsumohet si më poshtë: 20% humbet përmes rrezatimit efektiv, 18% shpenzohet për avullimin nga sipërfaqja, 6% shpenzohet për ngrohjen e ajrit gjatë shkëmbimit të nxehtësisë turbulente (gjithsej 24%). Konsumi i nxehtësisë nga sipërfaqja balancon ardhjen e saj. Nxehtësia e marrë nga atmosfera (14% direkt nga Dielli, 24% nga sipërfaqja e tokës), së bashku me rrezatimin efektiv të Tokës, drejtohet në hapësirë. Albedo e Tokës (42%) dhe rrezatimi (58%) balancojnë fluksin e rrezatimit diellor në atmosferë.
Sasia e rrezatimit direkt diellor (S) që arrin në sipërfaqen e tokës në një qiell pa re varet nga lartësia e diellit dhe transparenca. Tabela për tre zona gjerësore tregon shpërndarjen e shumave mujore të rrezatimit direkt në një qiell pa re (shumat e mundshme) në formën e vlerave mesatare për muajt qendrorë të stinëve dhe të vitit.
Rritja e ardhjes së rrezatimit direkt në pjesën aziatike është për shkak të transparencës më të lartë të atmosferës në këtë rajon. Vlerat e larta të rrezatimit të drejtpërdrejtë në verë në rajonet veriore të Rusisë shpjegohen me një kombinim të transparencës së lartë të atmosferës dhe kohëzgjatjes së ditës së gjatë.
Redukton ardhjen e rrezatimit direkt dhe mund të ndryshojë ndjeshëm rrjedhën e tij ditore dhe vjetore. Megjithatë, në kushte mesatare reje, faktori astronomik është mbizotërues dhe, për rrjedhojë, rrezatimi maksimal i drejtpërdrejtë vërehet në lartësinë më të madhe të diellit.
Në shumicën e rajoneve kontinentale të Rusisë në muajt e pranverës dhe të verës, rrezatimi i drejtpërdrejtë në orët para mesditës është më i madh se në pasdite. Kjo për shkak të zhvillimit të vranësisë konvektive në orët e pasdites dhe me një ulje të transparencës së atmosferës në këtë kohë të ditës në krahasim me orët e mëngjesit. Në dimër, raporti i vlerave të rrezatimit para dhe pasdite është i kundërt - vlerat e rrezatimit të drejtpërdrejtë para mesditës janë më të ulëta për shkak të mbulimit maksimal të reve në mëngjes dhe uljes së tij në gjysmën e dytë të ditës. Diferenca midis vlerave të rrezatimit të drejtpërdrejtë para dhe pasdite mund të arrijë 25-35%.
Në rrjedhën vjetore, maksimumi i rrezatimit të drejtpërdrejtë bie në qershor-korrik, me përjashtim të rajoneve të Lindjes së Largët, ku zhvendoset në maj, dhe në jug të Primorye, një maksimum dytësor vërehet në shtator.
Sasia maksimale mujore e rrezatimit direkt në territorin e Rusisë është 45-65% e mundshme me një qiell pa re, dhe madje në jug të pjesës evropiane arrin vetëm 70%. Vlerat minimale festohet në dhjetor dhe janar.
Kontributi i rrezatimit direkt në mbërritjen totale në kushtet aktuale të reve arrin maksimumin në muajt e verës dhe mesatarisht 50-60%. Një përjashtim është Territori Primorsky, ku kontributi më i madh i rrezatimit të drejtpërdrejtë bie në muajt e vjeshtës dhe dimrit.
Shpërndarja e rrezatimit të drejtpërdrejtë në kushte mesatare (aktuale) të resë mbi territorin e Rusisë varet kryesisht nga. Kjo çon në një shkelje të dukshme të shpërndarjes zonale të rrezatimit në muaj të caktuar. Kjo është veçanërisht e dukshme në pranverë... Pra, në prill ka dy maksimum - një në rajonet jugore
Nëse atmosfera lejon që të gjitha rrezet e diellit të kalojnë në sipërfaqen e tokës, atëherë klima e çdo pike në Tokë do të varej vetëm nga gjerësia gjeografike. Pra besohej në antikitet. Megjithatë, kur rrezet e diellit kalojnë nëpër atmosferën e tokës, siç e kemi parë tashmë, dobësimi i tyre ndodh për shkak të proceseve të njëkohshme të përthithjes dhe shpërndarjes. Pikat e ujit dhe kristalet e akullit, që përbëjnë retë, thithin dhe shpërndajnë shumë.
Ajo pjesë e rrezatimit diellor që hyn në sipërfaqen e tokës pasi e shpërndanë atë nga atmosfera dhe retë quhet rrezatimi i shpërndarë. Ajo pjesë e rrezatimit diellor që kalon nëpër atmosferë pa u shpërndarë quhetrrezatimi i drejtpërdrejtë.
Rrezatimi shpërndahet jo vetëm nga retë, por edhe në një qiell të pastër - nga molekulat, gazrat dhe grimcat e pluhurit. Raporti ndërmjet rrezatimit të drejtpërdrejtë dhe atij të shpërndarë ndryshon shumë. Nëse, me një qiell të pastër dhe incidencë vertikale të dritës së diellit, fraksioni i rrezatimit të shpërndarë është 0.1% i drejtpërdrejtë, atëherë
në një qiell me re, rrezatimi i shpërndarë mund të jetë më i drejtpërdrejtë.
Në ato pjesë të botës ku mbizotëron mot i kthjellët, për shembull në Azia Qendrore, burimi kryesor i ngrohjes së sipërfaqes së tokës është rrezatimi i drejtpërdrejtë diellor. Aty ku mbizotëron moti me re, si, për shembull, në veri dhe veriperëndim të territorit evropian të BRSS, rrezatimi diellor i përhapur bëhet thelbësor. Gjiri Tikhaya, i vendosur në veri, merr rrezatim të shpërndarë pothuajse një herë e gjysmë më shumë se ai i drejtë (Tabela 5). Në Tashkent, përkundrazi, rrezatimi i shpërndarë është më pak se 1/3 e rrezatimit të drejtpërdrejtë. Rrezatimi i drejtpërdrejtë diellor në Yakutsk është më i madh se në Leningrad. Kjo shpjegohet me faktin se në Leningrad ka më shumë ditë me re dhe më pak transparencë të ajrit.
Albedo e sipërfaqes së tokës. Sipërfaqja e tokës ka aftësinë të reflektojë rrezet që bien mbi të. Sasia e rrezatimit të absorbuar dhe të reflektuar varet nga vetitë e sipërfaqes së tokës. Raporti i sasisë së energjisë rrezatuese të reflektuar nga sipërfaqja e trupit me sasinë e energjisë rrezatuese rënëse quhet albedo. Albedo karakterizon reflektueshmërinë e sipërfaqes së trupit. Kur, për shembull, ata thonë se albedo e borës së sapo rënë është 80-85%, kjo do të thotë se 80-85% e të gjithë rrezatimit që bie në sipërfaqen e borës reflektohet prej saj.
Albedoja e borës dhe akullit varet nga pastërtia e tyre. V qytetet industriale për shkak të depozitimit të papastërtive të ndryshme në dëborë, kryesisht blozë, albedo është më e ulët. Përkundrazi, në rajonet arktike albedo e borës ndonjëherë arrin 94%. Meqenëse albedo e borës është më e larta në krahasim me albedon e llojeve të tjera të sipërfaqes së tokës, atëherë me një mbulesë dëbore, ngrohja e sipërfaqes së tokës ndodh dobët. Albedo e barit dhe e rërës është shumë më pak. Albedo e bimësisë barishtore është 26%, dhe ajo e rërës është 30%. Kjo do të thotë se bari thith 74% të energjisë diellore dhe rëra 70%. Rrezatimi i përthithur përdoret për avullimin, rritjen e bimëve dhe ngrohjen.
Uji ka aftësinë më të madhe absorbuese. Detet dhe oqeanet thithin rreth 95% të energjisë diellore hyrëse në sipërfaqen e tyre, dmth. albedo e ujit është 5% (Fig. 9). Vërtetë, albedo e ujit varet nga këndi i rënies së rrezeve të diellit (V.V. Shuleikin). Me një incidencë vertikale të rrezeve nga sipërfaqja uje i paster vetëm 2% e rrezatimit reflektohet, dhe pothuajse i gjithë kur dielli është i ulët.
