Isegi ideaalne (kuiv ja puhas) atmosfäär neelab ja hajub Päikesekiired, vähendades intensiivsust päikesekiirgus. Veeauru ja tahkeid lisandeid sisaldava reaalse atmosfääri nõrgendav mõju päikesekiirgusele on palju suurem kui ideaalsel atmosfääril.
Atmosfäär neelab vaid 15–20% Maale jõudvast päikesekiirgusest, peamiselt infrapunakiirgusest. Absorberite hulka kuuluvad veeaur, aerosoolid ja osoon.
Umbes 25% päikesekiirgusest hajub atmosfääri. Gaasi molekulid hajutavad lühilainelisi kiiri (sellepärast on taevas sinine). Lisandid (tolmuosakesed, kristallid ja tilgad) hajutavad pikema lainepikkusega kiiri (valkjas toon). Päikesevalguse hajumise ja peegeldumise tõttu atmosfääri poolt on pilvistel päevadel päevavalgus olemas, varjus olevad objektid on nähtavad ja ilmneb hämaruse nähtus.
Hägusustegur on reaalse atmosfääri läbipaistvuse ja ideaalse läbipaistvuse suhe, mis on määratud veeauru ja tolmu sisaldusega atmosfääris ning on alati suurem kui üks.
Geograafilise laiuskraadi suurenedes hägusustegur väheneb: laiuskraadidel 00 kuni 200 N. see on keskmiselt 4,6 laiuskraadidel 400 kuni 500 N. laiuskraadi. – 3,5, laiuskraadidel 500–600 N. – 2,8 ja laiuskraadidel 600–800 N. – 2,0. Parasvöötme laiuskraadidel on hägusustegur talvel väiksem kui suvel ja hommikul väiksem kui päeval. See väheneb koos kõrgusega. Mida suurem on hägusustegur, seda suurem on päikesekiirguse nõrgenemine atmosfääris.
Päikesekiirguse osa, mis tungib atmosfääri maa pind ilma hajumiseta kujutab see otsest kiirgust. Osa atmosfääri hajutatud kiirgusest muutub hajuskiirguseks. Kogu maapinnale jõudvat päikesekiirgust: otsest + hajutatud nimetatakse kogukiirguseks.
Otsese ja hajutatud kiirguse suhe varieerub oluliselt sõltuvalt pilvisusest, atmosfääri tolmususest ja ka Päikese kõrgusest. Pilves taeva all hajutatud kiirgus ehk sirgem. Päikese madalal kõrgusel koosneb kogukiirgus peaaegu täielikult hajutatud kiirgusest. Päikese kõrgusel 500 ja kl selge taevas hajutatud kiirgus ei ületa 10 – 20%.
Kogu kiirguse jaotumist Maal saab jälgida selle keskmiste aasta- ja kuuväärtuste kaartide abil. Troopiliste sisemaa kõrbete (Ida-Sahara ja Kesk-Araabia) pind saab aastas suurima koguse kogukiirgust. Ekvaatori poole väheneb summaarne kiirgus kõrge õhuniiskuse ja suure pilvisusega 120–160 kcal/cm2 aastas. Parasvöötme laiuskraadidel saab pind 80–100 kcal/cm2 aastas, Arktikas – 60–70 ja Antarktikas sagedase kordumisega. selged päevad ja atmosfääri kõrge läbipaistvus, - 100 – 120 kcal/cm2 aastas. Kogukiirguse jaotus üle maapinna on tsooniline.
4. Albedo. Pinnale sattunud päikesekiirgus peegeldub osaliselt tagasi atmosfääri. Pinnalt peegelduva kiirguse ja sellele pinnale langeva kiirguse hulga suhet nimetatakse albeedoks. Albedo iseloomustab pinna peegeldusvõimet ja seda väljendatakse murdosa või protsendina. Maapinna albeedo oleneb selle omadustest ja seisukorrast: värvusest, niiskusest jne. Värskelt sadanud lumel on suurim peegeldusvõime - kuni 0,90. Liivakõrbe pinna albeedo on 0,09 kuni 0,34 (olenevalt värvist ja niiskusest), savikõrbe pind on 0,30, niidud värske rohuga 0,22, kuiva rohuga 0,931, lehtmetsad 0,16 –0,27, okasmetsad – 0,6 – 0,19. Rahuliku veepinna peegelduvus vertikaalse päikesevalguse langemisega on 0,02 ja madalal horisondi kohal oleva päikesega - 0,35.
Puhas atmosfäär peegeldab umbes 0,10 päikesekiirgust. Lumega kaetud polaarjää pinna suur albeedo on üks madalate temperatuuride põhjusi polaaraladel.
Maa kui planeedi albeedo on väga keeruline, kuna selle pind on väga mitmekesine. Pilvekattel on suur tähtsus. Pilvealbedo on vahemikus 0,50 kuni 0,80. Maa kui planeedi albeedoks võetakse 0,35.
Kiirgus. Iga keha, mille temperatuur on üle absoluutse nulli (-2730C), kiirgab kiirgusenergiat. Musta keha summaarne kiirgusvõime on võrdeline selle neljanda astmega absoluutne temperatuur(T).
Mida kõrgem on kiirgava keha temperatuur, seda lühem on selle kiirgavate kiirte lainepikkus. Kuum Päike saadab kosmosesse lühilainekiirgust. Maa pind, neelab lühilainelist päikesekiirgust, soojeneb ja muutub ühtlasi kiirgusallikaks (maakiirguse allikaks). Kuid kuna maapinna temperatuur ei ületa mitukümmend kraadi, on selle kiirgus pikalaineline ja nähtamatu.
Atmosfäär neelab osa seda läbivast päikesekiirgusest ja rohkem kui pool maise, ise kiirgab energiat nii kosmilisse ruumi kui ka maapinnale. Maapinna poole, maapinna poole suunatud atmosfäärikiirgust nimetatakse vastukiirguseks. Seda nimetatakse vastukiirguseks, kuna see on suunatud maapinna enda kiirgusele. See kiirgus, nagu ka maapealne kiirgus, on pikalaineline ja nähtamatu. Maa pind neelab selle vastukiirguse peaaegu täielikult (90–99%). Vastutulev kiirgus suureneb pilvisuse suurenemisega, kuna pilved ise on kiirguse allikad. Kõrgusel väheneb vastukiirgus veeauru sisalduse vähenemise tõttu. Suurim vastukiirgus on ekvaatoril, kus atmosfäär on kõige soojem ja veeaururikkaim.
Atmosfääris on kaks pikalainelise kiirguse voogu – pinnakiirgus ja atmosfäärikiirgus. Nendevahelist erinevust, mis määrab tegeliku soojuskao maapinna poolt, nimetatakse efektiivseks kiirguseks. Mida kõrgem on kiirgava pinna temperatuur, seda suurem on efektiivne kiirgus. Õhuniiskus vähendab efektiivset kiirgust ja pilved vähendavad seda oluliselt.
Suurimad aastased efektiivse kiirguse kogused on kõrge pinnatemperatuuri, kuiva õhu ja selge taeva tõttu troopilistes kõrbetes (80 kcal/cm2 aastas). Ekvaatoril on kõrge õhuniiskusega efektiivne kiirgus vaid umbes 30 kcal/cm2 aastas ning selle väärtus maismaal ja ookeanis erineb vähe. Parasvöötme laiuskraadidel kaotab maapind peaaegu poole soojushulgast, mida ta saab kogukiirguse neeldumisel. Üldiselt on Maa efektiivne kiirgus 46 kcal/cm2 aastas.
Atmosfääri võimet edastada Päikeselt tuleva lühilainekiirgust (otsene ja hajutatud kiirgus) ning säilitada Maalt tuleva pikalainelist soojuskiirgust nimetatakse kasvuhooneefektiks. Maapinna keskmine temperatuur on umbes +150C ja atmosfääri puudumisel oleks see 21 - 360 madalam.
5. Erinevus neeldunud kiirguse vahel th ja efektiivset kiirgust nimetatakse kiirgusbilansiks ehk jääkkiirguseks. Bilansi sissetulev osa sisaldab otsekiirgust, hajutatud, s.o. kokku. Tarbitav osa sisaldab pinna albeedot ja selle efektiivset kiirgust.
Pinna kiirgusbilansi väärtus määratakse võrrandiga: R = Q (1 – a) – Ieff, kus Q on kogu pinnaühikule saabuv päikesekiirgus ja on albeedo (väljendatuna murdosa), Ieff on efektiivne pinna kiirgus. Kui tulu on suurem kui vooluhulk, on kiirgusbilanss positiivne, kui tulu on voolust väiksem, on see negatiivne.
Maapinna aastane kiirgusbilanss on positiivne kogu Maa kohta, välja arvatud Gröönimaa ja Antarktika jääplatood. See tähendab, et neeldunud kiirguse aastane sissevool on suurem kui efektiivne kiirgus sama aja jooksul.
Öösel on kõikidel laiuskraadidel pinnakiirgusbilanss negatiivne, päeval ennelõunal positiivne (v.a. talvised kõrged laiuskraadid) ja pärastlõunal jälle negatiivne.
Kiirgusbilansi aastasummade kaardil on näha, et nende jaotus ookeanis tervikuna on tsooniline. Troopilistel laiuskraadidel on aastased kiirgusbilansi kogused ookeanil 140 kcal/cm2 (Araabia meri), ujuva jää piiridel ei ületa need 30 kcal/cm2. Umbes 600 s. ja Yu. laiuskraadidel on aastane kiirgusbilanss 20 – 30 kcal/cm2. Siit kõrgematele laiuskraadidele see väheneb ja Antarktika mandril on negatiivne -5 - -10 kcal/cm2. See suureneb madalate laiuskraadide suunas, ulatudes troopikas ja ekvaatoril 100–120 kcal/cm2. Väiksed kõrvalekalded tsoonilisest jaotusest on seotud erineva pilvisusega. Veepinnast kõrgemal on kiirgusbilanss suurem kui maismaal samadel laiuskraadidel, sest Ookeanid neelavad rohkem kiirgust. Kiirgusbilansi väärtus erineb oluliselt tsoonilisest jaotusest kõrbetes, kus tasakaal väheneb kõrge efektiivse kiirguse tõttu kuivas ja osaliselt pilves õhus (Saharas - 60 kcal/cm2 ja selle lähedal ookeanides - 120 - 140). kcal/cm2). Tasakaal väheneb, kuid vähemal määral ka mussoonkliimaga piirkondades, kus soojal aastaajal pilvisus suureneb ja seetõttu väheneb neeldunud kiirgus (otsene ja hajus) võrreldes teiste samaaegsete piirkondadega. laiuskraad.
Jaanuaris on kiirgusbilanss suurel osal põhjapoolkeral negatiivne. Nullisoliin kulgeb 400 N laiuskraadi piirkonnas. Sellest laiuskraadist põhja pool muutub tasakaal negatiivseks, ulatudes Arktikas miinus 4 kcal/cm2 ja madalamale. Lõuna pool tõuseb see lõunatroopikas 10–14 kcal/cm2 ja veelgi lõuna pool väheneb Antarktika rannikualadel 4–5 kcal/cm2.
Juulis on kiirgusbilanss kogu põhjapoolkeral positiivne. 60–650 N laiuskraadil. see on üle 8 kcal/cm2. Lõunas suureneb see aeglaselt, saavutades maksimaalsed väärtused mõlemal pool põhjatroopikat - 12-14 kcal/cm2 ja rohkem ning Araabia mere põhjaosas - 16 kcal/cm2. Saldo jääb positiivseks kuni 400S-ni. Lõuna poole läheb negatiivsed väärtused ja Antarktika ranniku lähedal väheneb miinus 1 – miinus 2 kcal/cm2.
6. Kuidas kasutatakse liigset soojust?(positiivne kiirgusbilanss) ja selle puudujääk kompenseeritakse (negatiivne kiirgusbilanss), kuidas tekib termiline tasakaal pinna, atmosfääri jaoks, selgitab soojusbilanssi.
Pinna soojuse tasakaalu võrrand
R1 – LE – P – B = 0,
kus R1 on kiirgusbilanss (alati positiivne), LE on aurustumissoojuse tarbimine (L on aurustumissoojus, E on aurustumine), P on turbulentne soojusvahetus pinna ja atmosfääri vahel, B on soojusvahetus pinna ja selle all olevate mulla- või veekihtide vahele.
Kuna kõik võrrandi liikmed võivad muutuda, on soojusbilanss väga vedel. Atmosfääri soojusbilanss sisaldab selle kiirgusbilanssi R2 (alati negatiivne), pinnalt tulevat soojust - P ja niiskuse kondenseerumisel eralduvat soojust - LE (väärtused on alati positiivsed). Keskmiselt saab atmosfääri pikaajalist soojusbilanssi väljendada võrrandiga:
R2 + P + LE = 0.
Maapinna ja atmosfääri soojusbilanss tervikuna on pikaajaliselt keskmiselt null.
Kui Maale aastas siseneva päikesekiirguse koguseks võtta 100%, siis 31% saadetakse tagasi planeetidevahelisse ruumi (7% hajub ja 24% peegeldub pilvedelt). Atmosfäär neelab 17% sissetulevast kiirgusest (3% neelab osoon, 13% veeaur ja 1% pilved). Ülejäänud 52% (otsene + hajutatud kiirgus) jõuab aluspinnale, mis peegeldab 4% atmosfäärist väljapoole ja neelab 48%. Pinna neelduvast 48%-st läheb efektiivseks kiirguseks 18%. Seega on pinna kiirgusbilanss (jääkkiirgus) 30% (52% - 4% -18%). 22% kulub pinnalt aurustumisele, 8% turbulentsele soojusvahetusele atmosfääriga. Pinna soojusbilanss: 30% - 22% - 8% = -30%.
Atmosfääri kiirgus planeetidevahelisse ruumi – 65%. Tema kiirgusbilanss: -65% + 17% + 18% = -30%. Atmosfääri termiline tasakaal: -30% + 22% + 8% =0. Maa kui planeedi albeedo on 35%.
Geograafiline levik kogu päikesekiirgus ja kiirgusbilanss
Päikese kiirguse aastased kogused kasvavad poolustelt ekvaatorini. Kuid üldine iseloom Seda mustrit rikutakse sõltuvalt atmosfääri pilvsuse, niiskuse ja tolmusisalduse jaotusest. Seega üle kõrbete, kus valitseb selge ilm, on päikesekiirguse saabumine palju suurem kui samadel laiuskraadidel rannikualadel.
Suurimad aastased päikesekiirguse kogused on Lõuna-Egiptuses - 9200 MJ/m2. Samal laiuskraadil ookeani kohal on need 6700-7550 MJ/m2. NSV Liidu territooriumil ulatuvad päikesekiirguse aastased kogused 2500 MJ/m2 põhjas kuni 6700 MJ/m2 ja enam aastal. Kesk-Aasia. Juunis on NSV Liidu põhjaosas igakuine kogukiirguse hulk 590-670 MJ/m2, lõunas 750-920 MJ/m2. Üsna suur, kogu kiirguse saabumine põhja, üsna võrreldav lõunasse, on tingitud 24-tunnisest ööpäevast.
Kiirgusbilanss sõltub nii päikesekiirguse saabumisest kui ka aluspinna albeedost ja efektiivsest kiirgusest. Seetõttu kiirgusbilanss samal geograafiline laiuskraad rohkem üle ookeani ja vähem mandrite kohal. NSV Liidu piires on aastane kiirgusbilanss põhjas keskmiselt 500-800 MJ/m2 ja lõunas umbes 2200 MJ/m2. Kuu kiirgusbilansi summad
aktiivne kiht juunis polaarjoone lähedal Siberis ja Kesk-Aasia vabariikides on peaaegu lähedal ja ulatub vastavalt umbes 280-330 MJ/m2. Joonisel fig. Joonisel 9 on kujutatud aktiivse kihi kiirgusbilansi aastasummade kaart (M.I. Budyko järgi). Need summad on kõikjal positiivsed, välja arvatud püsiva lume- või jääkattega aladel (Gröönimaa, Antarktika). Kiirgusbilansi aastasummade kaardil on ookeanilt mandrile liikudes märgata kiirgusbilansi järsk muutus. See on eriti ilmne Aafrika rannikutel, mis piirnevad kõrbetega. Seda seletab esiteks asjaolu, et ookeanipinna albeedo on oluliselt väiksem kui maismaa albeedo (kõrbealbeedo on keskmiselt 0,28) ja teiseks troopiliste kõrbete suur efektiivne kiirgus.
Kiirgusbilansi ja selle komponentide geograafiline jaotus on Atlases esmakordselt välja toodud soojusbilanss(1963), mille on koostanud nõukogude teadlased M. I. Budyko, T. G. Berlyand jt. Kiirgusbilansi andmeid kasutatakse ehituses, põllumajandus, ravim jne.
Päikesekiirguse saabumine ja kiirgusbilanss on kõige olulisemad tegurid kliima. Need määravad laiuskraadide termilise tsoneeringu, st ülemineku kuumalt kliimalt ekvaatoril külmale kliimale polaarlaiuskraadidel. Selgitada kliima kujunemise mustreid, teadmisi saabumise ja neeldumise kohta päikeseenergia ja selle hilisemad muutused maapinnal ja atmosfääris.
Päikese kogukiirguse geograafiline jaotus atmosfääri ülemisel piiril sõltub laiuskraadist ja aastaajast, mis on määratud Maa sfäärilisuse ja ekvatoriaaltasandi kalde järgi. maa orbiit. Aastaga väheneb kogukiirguse hulk 313 kcal-lt ruutmeetri kohta. ekvaatoril kuni 133 kcal ruutmeetri kohta. pooluste juures. Suvel väheneb kiirgustarbimine 160 kcal-lt ruutcm kohta ekvaatoril 133 kcal-ni ruutcm kohta. poolusel 6 kuud sooja perioodi jooksul ja talvel - alates 160 kcal ruutmeetri kohta. cm ekvaatoril 0-ni umbes 75° N.
Iga-aastases kiirguse käigus atmosfääri ülemisel piiril troopika vahel on kaks maksimumi, kui Päike saavutab oma suurima keskpäeva kõrguse / ekvaatoril - pööripäeval, muudel laiuskraadidel pööripäevade ja suvise pööripäeva vahel /. Väliselt jälgib troopikas suvise pööripäeva ajal, mil Päikese kõrgus on suurim / 90 ° - laiuskraad + 23,5 ° / ja mis sõltub paiga laiuskraadist, aastases kiirguse käigus ainult ühte maksimumi ning üht miinimumi pööripäeva ajal. talvine pööripäev vastavalt, kui Päikese kõrgus on madalaim / 90 ° - laiuskraad - 23,5 ° /.
Kogu kiirguse jaotus maapinnal on laiuskraadide tsooniline. Siin nõrgestab kiirgust asjaolu, et see läbis atmosfääri, osa sellest tuhmus, hajus ja peegeldus pilvedest. Pilvisus vähendab otsest päikesekiirgust 20-75%. Kogukiirguse isoliinid kaartidel kalduvad atmosfääri läbipaistvuse ja hägususe mõjul laiuskraadi variatsioonist kõrvale / joon. 2/.
Aastane kogukiirguse hulk on suurim troopilistel ja subtroopilistel laiuskraadidel / üle 140 kcal ruutmeetri kohta. cm aastas / ja kõrbetes Põhja-Aafrika ja Araabia on 200 ... 220 kcal ruutmeetri kohta. cm aastas. Ekvaatoril üle Amazonase ja Kongo ning Indoneesias väheneb see 100-120 kcal-ni ruutmeetri kohta. cm aastas. Subtroopikast põhja ja lõuna suunas väheneb kiirgus kuni polaarjooneni, kus see on 60 ... 80, seejärel kuni põhjapoolus suureneb veidi. ja üle Antarktika ulatub 120....130 kcal ruutmeetri kohta. cm aastas. Kõigil laiuskraadidel, välja arvatud ekvatoriaalsed, on ookeanide kogukiirgus madalam kui maismaa kohal.
Päike on korpuskulaarsete ja elektromagnetiline kiirgus. Korpuskulaarne kiirgus ei tungi atmosfääri alla 90 km, samas kui elektromagnetkiirgus jõuab maapinnani. Meteoroloogias nimetatakse seda päikesekiirguseks või lihtsalt kiirguseks. See moodustab ühe kahe miljardindiku Päikese koguenergiast ja lendab Päikeselt Maale 8,3 minutiga. Päikesekiirgus on peaaegu kõigi atmosfääris ja maapinnal toimuvate protsesside energiaallikas. See on peamiselt lühikese lainepikkusega ja koosneb nähtamatust ultraviolettkiirgusest ~9%, nähtavast valgusest -47% ja nähtamatust infrapunast ~44%. Kuna peaaegu pool päikesekiirgusest on nähtav valgus. Päike on mitte ainult soojuse, vaid ka valguse allikas - vajalik tingimus eluks Maal.
Otse päikesekettalt Maale tulevat kiirgust nimetatakse otseseks päikesekiirguseks. Kuna kaugus Päikesest Maani on suur ja Maa on väike, langeb kiirgus selle mis tahes pinnale paralleelsete kiirte kiirena.
Päikesekiirgusel on teatud voo tihedus pindalaühiku kohta ajaühiku kohta. Kiirguse intensiivsuse mõõtühik on energia hulk (džaulides või kalorites), mille 1 cm 2 pinda minutis saab päikesevalguse risti langemisel. Atmosfääri ülemisel piiril Maa ja Päikese keskmisel kaugusel on see 8,3 J/cm2 minutis ehk 1,98 cal/cm 2 minutis. See väärtus on võetud kui rahvusvaheline standard ja seda nimetatakse päikesekonstandiks (S 0). Tema perioodilised võnkumised aasta jooksul on ebaolulised (±3,3%) ja on põhjustatud Maa ja Päikese kauguse muutumisest. Mitteperioodilisi võnkumisi põhjustavad Päikese erinevad kiirgusvõimed. Atmosfääri ülemise piiri kliimat nimetatakse kiirguseks või päikeseks. See arvutatakse teoreetiliselt päikesekiirte kaldenurga alusel horisontaalne pind.
IN üldine ülevaade Päikese kliima peegeldub maapinnal. Samas erineb reaalne kiirgus ja temperatuur Maal oluliselt päikesekliimast erinevate maapealsete tegurite tõttu. Peamine neist on kiirguse nõrgenemine atmosfääris peegeldumisest, neeldumisest ja hajumisest, samuti kiirguse maapinnalt peegeldumisest.
Peal ülempiir Kogu kiirgus tuleb otsese kiirgusena. S. P. Khromovi ja M. A. Petrosjantsi sõnul peegeldub 21% sellest pilvedelt ja õhust tagasi ruumi. Ülejäänud kiirgus satub atmosfääri, kus otsene kiirgus osaliselt neeldub ja hajub. Ülejäänud otsekiirgus (24%) jõuab maapinnani, kuid on nõrgenenud. Selle nõrgenemise mustreid atmosfääris väljendab Bougueri seadus:
S = S 0 * p m (J või cal/cm 2 minutis),
kus S on maapinnale jõudnud otsese päikesekiirguse hulk pindalaühiku (cm 2) kohta, mis paikneb päikesekiirtega risti, S 0 on päikesekonstant, p on läbipaistvuskoefitsient ühtsuse murdosades, mis näitab, milline osa kiirgus jõudis maapinnani, m – kiirte tee pikkus atmosfääris.
Tegelikkuses langevad päikesekiired maapinnale ja mis tahes muule atmosfääri tasandile alla 90° nurga all. Otsese päikesekiirguse voolu horisontaalsele pinnale nimetatakse insolatsiooniks (S 1). See arvutatakse valemiga S 1 = S * sin h ☼ (J ehk cal/cm 2 minutis), kus h ☼ on Päikese kõrgus. Loomulikult on horisontaalse pinnaühiku kohta vähem energiat kui päikesekiirtega risti asuva pindalaühiku kohta (joonis 22).
Umbes 23% atmosfääri sisenevast otsesest päikesekiirgusest neeldub atmosfääris ja umbes 32% atmosfääri sisenevast otsesest päikesekiirgusest on hajutatud, kusjuures 26% hajutatud kiirgusest jõuab seejärel maapinnale ja 6% kosmosesse.
Päikesekiirgus ei puutu atmosfääri mitte ainult kvantitatiivselt, vaid ka kvalitatiivsed muutused, kuna õhugaasid ja aerosoolid neelavad ja hajutavad päikesekiiri valikuliselt. Peamised kiirguse neelajad on veeaur, pilved ja aerosoolid, samuti osoon, mis neelab tugevalt ultraviolettkiirgust. Kiirguse hajumises osalevad erinevate gaaside ja aerosoolide molekulid. Hajumine on valguskiirte kõrvalekalle igas suunas algsest suunast, nii et hajutatud kiirgus ei tule maapinnale mitte päikesekettalt, vaid kogu taevavõlvilt. Hajumine sõltub lainepikkusest: Rayleighi seaduse järgi on lainepikkus intensiivsem, mida lühem on lainepikkus. Seetõttu hajuvad nad rohkem kui kõik teised ultraviolettkiired, ja nähtavatest - violetne ja sinine. Sellest ka õhu ja vastavalt selge ilmaga taeva sinine värv. Otsene kiirgus osutub enamasti kollaseks, nii et päikeseketas tundub kollakas. Päikesetõusul ja -loojangul, kui kiirte teekond atmosfääris on pikem ja hajumine suurem, jõuavad pinnale ainult punased kiired, mistõttu paistab Päike punasena. Hajukiirgus tekitab pilvise ilma korral valgust päeval ja selge ilmaga varjus, sellega on seotud hämaruse ja valgete ööde nähtus. Kuul, kus puudub atmosfäär ja vastavalt hajutatud kiirgus, muutuvad varju langevad objektid täiesti nähtamatuks.
Kõrgusega, kui õhutihedus ja vastavalt ka hajuvate osakeste arv väheneb, muutub taeva värvus tumedamaks, muutudes esmalt sügavsiniseks, seejärel sinakasvioletseks, mis on mägedes selgelt nähtav ja peegeldub N. Roerichi Himaalaja maastikud. Stratosfääris on õhu värvus must-violetne. Astronautide sõnul on 300 km kõrgusel taeva värv must.
Suurte aerosoolide, tilkade ja kristallide olemasolul atmosfääris ei täheldata enam mitte hajumist, vaid hajusat peegeldumist ning kuna hajusalt peegeldunud kiirgus on valge valgus, muutub taeva värvus valkjaks.
Otsesel ja hajutatud päikesekiirgusel on teatud igapäevane ja aasta kursus, mis sõltub eelkõige Päikese kõrgusest horisondi kohal, õhu läbipaistvusest ja pilvisusest.
Riis. 22. Päikesekiirguse sissevool pinnale AB, mis on kiirtega risti, ja horisontaalsele pinnale AC (S.P. Khromovi järgi)
Otsese kiirguse voog päeva jooksul päikesetõusust keskpäevani suureneb ja seejärel väheneb kuni päikeseloojanguni seoses Päikese kõrguse ja kiirte teekonna muutumisega atmosfääris. Kuna aga keskpäeva paiku atmosfääri läbipaistvus väheneb veeauru suurenemise tõttu õhus ja tolmus ning suureneb konvektiivpilgus, maksimaalsed väärtused kiirgused nihkuvad varajastele pärastlõunatundidele. See muster on iseloomulik ekvatoriaal-troopilistele laiuskraadidele aastaringselt ja parasvöötme laiuskraadidele suvel. Talvel, parasvöötme laiuskraadidel, tekib maksimaalne kiirgus keskpäeval.
Otsese kiirguse kuu keskmiste väärtuste aastane kõikumine sõltub laiuskraadist. Ekvaatoril toimub aastane otsekiirguse kulg topeltlaine kujul: maksimumid kevad- ja sügisesel pööripäeval, miinimumid suvisel ja talvisel pööripäeval. Parasvöötme laiuskraadidel ilmnevad otsese kiirguse maksimumväärtused kevadel (põhjapoolkeral aprillis), mitte suvekuud, kuna õhk on sel ajal läbipaistvam tänu väiksemale veeauru- ja tolmusisaldusele ning vähesele hägususele. Miinimumkiirgust täheldatakse detsembris, mil madalaim kõrgus Päikesepaiste, lühikesed päevavalgustunnid ja see on aasta pilviseim kuu.
Hajukiirguse ööpäevase ja aastase tsükli määravad Päikese kõrguse horisondi kohal ja päeva pikkuse muutused, samuti atmosfääri läbipaistvus. Hajukiirguse maksimum päeva jooksul täheldatakse päeval koos kiirguse suurenemisega tervikuna, kuigi selle osatähtsus hommiku- ja õhtutundidel on suurem kui otsekiirgus ning päeval, vastupidi, on otsekiirgus ülekaalus. hajutatud kiirgus. Aastane hajutatud kiirguse kulg ekvaatoril järgib üldiselt sirgjoone kulgu. Teistel laiuskraadidel on see suvel suurem kui talvel, mis on tingitud päikesekiirguse summaarse sissevoolu suurenemisest suvel.
Otsese ja hajutatud kiirguse suhe varieerub sõltuvalt Päikese kõrgusest, atmosfääri läbipaistvusest ja pilvisusest.
Proportsioonid otsese ja hajutatud kiirguse vahel erinevad laiuskraadid ei ole samad. Polaarsetes ja subpolaarsetes piirkondades moodustab hajutatud kiirgus 70% kogu kiirgusvoost. Selle väärtust mõjutab lisaks Päikese madalale asendile ja pilvisusele ka päikesekiirguse mitmekordne peegeldumine lumepinnalt. Alates mõõdukatest laiuskraadidest ja peaaegu ekvaatorini on otsekiirgus ülekaalus hajutatud kiirguse üle. Selle absoluutne ja suhteline väärtus sisemaa troopilistes kõrbetes (Sahara, Araabia), mida iseloomustab minimaalne pilvisus ja selge, kuiv õhk. Mööda ekvaatorit domineerib suure õhuniiskuse ja hästi päikesekiirgust hajutavate rünkpilvede olemasolu tõttu taas hajuskiirgus otsekiirguse üle.
Kõrguse suurenemisega merepinnast on absoluutne ja suhteline suurusjärk otsekiirgus ja hajutatud kiirgus vähenevad, kuna atmosfäärikiht muutub õhemaks. 50–60 km kõrgusel läheneb otsekiirgusvoog päikesekonstandile.
Kogu päikesekiirgust - otsest ja hajutatud, maapinnale jõudvat kiirgust nimetatakse kogukiirguseks:
Q = S * sin h ☼ + D,
kus Q on kogukiirgus, S on otsene, D on hajus, h ☼ on Päikese kõrgus horisondi kohal. Kogukiirgus moodustab umbes 50% atmosfääri ülemisele piirile saabuvast päikesekiirgusest.
Pilveta taeva all on kogukiirgus märkimisväärne ja selle ööpäevane kõikumine on maksimaalne keskpäeva paiku ja aastane varieeruvus maksimumiga suvel. Pilvisus vähendab kiirgust, mistõttu suvel on selle saabumine pärastlõunal keskmiselt suurem kui pärastlõunal. Samal põhjusel on see esimesel poolaastal kõrgem kui teisel.
Kogu kiirguse jaotumises Maa pinnal täheldatakse mitmeid mustreid.
Riis. 23. Päikese kogukiirguse aastane hulk (MJ/(m 2 aasta))
Peamine muster on see, et kogukiirgus jaotub tsooniliselt, vähenedes ekvatoriaal-troopilistest laiuskraadidest poolustele vastavalt päikesekiirte langemisnurga vähenemisele (joonis 23). Kõrvalekalded tsoonijaotusest on seletatavad erineva pilvisusega ja atmosfääri läbipaistvusega. Suurimad aastased kogukiirguse väärtused, 7200–7500 MJ/m2 aastas (umbes 200 kcal/cm2 aastas), esinevad troopilistel laiuskraadidel, kus on vähe pilvisust ja madal õhuniiskus. Sisemaa troopilistes kõrbetes (Sahara, Araabia), kus otsekiirgust on ohtralt ja pilvi peaaegu pole, ulatub päikese kogukiirgus isegi üle 8000 MJ/m2 aastas (kuni 220 kcal/cm2 aastas). Ekvaatori lähedal vähenevad kiirguse summaarsed väärtused 5600–6500 MJ/m aastas (140–160 kcal/cm2 aastas) tänu olulisele pilvisusele, kõrgele õhuniiskusele ja õhu läbipaistvuse vähenemisele. Parasvöötme laiuskraadidel on summaarne kiirgus 5000 - 3500 MJ/m2 aastas (= 120 - 80 kcal/cm2 aastas), subpolaarsetel laiuskraadidel - 2500 MJ/m2 aastas (= 60 kcal/cm2 aastas). Veelgi enam, Antarktikas on see 1,5–2 korda suurem kui Arktikas, seda peamiselt mandri suurema absoluutkõrguse (üle 3 km) ja seetõttu madala õhutiheduse, selle kuivuse ja läbipaistvuse ning osaliselt pilvise ilma tõttu. Kogukiirguse tsoneering väljendub paremini ookeanide kui mandrite kohal.
Teiseks oluline muster kogukiirgus seisneb selles, et mandrid saavad seda rohkem kui ookeanid, kuna mandrite kohal on vähem (15–30%) pilvisus. Ainus erand on ekvatoriaalsed laiuskraadid, kuna päeval on ookeani kohal konvektiivset pilvisust vähem kui maismaa kohal.
Kolmas omadus on see, et põhjapoolsel, mandrilisemal poolkeral on üldkiirgus üldiselt suurem kui ookeani lõunapoolkeral.
Juunis laekuvad päikesekiirguse suurimad kogused kuus põhjapoolkera, eriti sisemaa troopilised ja subtroopilised piirkonnad. Parasvöötme ja polaarsetel laiuskraadidel on kiirguse hulk laiuskraadide lõikes veidi erinev, kuna kiirte langemisnurga vähenemist kompenseerib kestus päikesepaiste, kuni polaarpäevani polaarjoone taga. Lõunapoolkeral väheneb laiuskraadi suurenedes kiirgus kiiresti ja Antarktika ringi kohal on null.
detsembril Lõunapoolkera saab rohkem kiirgust kui põhjaosa. Sel ajal on suurim igakuine päikesesoojus Austraalia ja Kalahari kõrbetes; edasi parasvöötme laiuskraadidel kiirgus järk-järgult väheneb, kuid Antarktikas taas suureneb ja jõuab samadele väärtustele kui troopikas. Põhjapoolkeral laiuskraadi suurenedes see kiiresti väheneb ja puudub väljaspool polaarjoont.
Üldiselt vaadeldakse kogukiirguse suurimat aastast amplituudi polaarringid, eriti Antarktikas, kõige väiksem on ekvatoriaalvööndis.
Päikesekiirgus on kogu Päikeselt Maale jõudev energia.
Seda osa päikesekiirgusest, mis jõuab takistusteta Maa pinnale, nimetatakse otseseks kiirguseks. Maksimaalne võimalik kogus Päikesekiirtega risti asuv pindalaühik saab otsest kiirgust. Kui päikesekiired läbivad pilvi ja veeauru, siis on tegemist hajutatud kiirgusega.
Teatud pinnale saabuva päikesekiirguse kvantitatiivseks mõõduks on kiirgustihedus ehk kiirgusvoo tihedus, s.o. pindalaühikule langeva kiirgusenergia hulk ajaühikus. Energia valgustatust mõõdetakse W/m2.
Päikesekiirguse hulk sõltub:
1) päikesevalguse langemisnurk
2) päevavalguse kestus
3) pilvisus.
Umbes 23% otsesest päikesekiirgusest neeldub atmosfääris. Lisaks on neeldumine selektiivne: erinevad gaasid neelavad kiirgust sisse erinevad valdkonnad spektris ja erineval määral.
Päikesekiirgus jõuab atmosfääri ülemise piirini otsese kiirgusena. Umbes 30% Maale langevast otsesest päikesekiirgusest peegeldub tagasi avakosmosesse. Ülejäänud 70% läheb atmosfääri.
Kõige suur hulk Troopika joonel asuvad kõrbed saavad päikesekiirgust. Päike tõuseb seal kõrgele ja ilm on peaaegu aastaringselt pilvitu.
Ekvaatori kohal on atmosfääris palju veeauru, mis moodustab tihedaid pilvi. Aur ja pilved neelavad enamus päikesekiirgus.
Kõige vähem kiirgust saavad polaaralad, kus päikesekiired peaaegu libisevad üle Maa pinna.
Aluspind peegeldab kiirgust erineval viisil. Tumedad ja ebatasased pinnad peegeldavad vähe kiirgust, heledad ja siledad pinnad aga hästi.
Meri tormis peegeldab vähem kiirgust kui meri rahulikus olekus.
Albedo (ladina keeles albus – valge) on pinna võime kiirgust peegeldada.
Kogukiirguse geograafiline jaotus
Päikese kogukiirguse aasta- ja kuukoguste jaotus vastavalt maakerale tsooniline: kiirgusvoo isoliinid kaartidel ei lange kokku laiusringidega. Need kõrvalekalded on seletatavad sellega, et kiirguse levikut üle maakera mõjutavad atmosfääri läbipaistvus ja pilvisus.
Aastane kogukiirguse hulk on eriti kõrge osaliselt pilves subtroopilistes kõrbetes. Aga ekvaatori kohal metsaalad oma kõrge pilvisusega nad vähenevad. Mõlema poolkera kõrgematele laiuskraadidele aastased kogused kogukiirgus väheneb. Kuid siis kasvavad nad uuesti – põhjapoolkeral vähe, kuid pilvise ja lumise Antarktika kohal väga märgatavalt. Ookeanide kohal on kiirguse hulk väiksem kui maismaa kohal.
Maapinna aastane kiirgusbilanss on positiivne kõikjal Maal, välja arvatud Gröönimaa ja Antarktika jääplatood. See tähendab, et neeldunud kiirguse aastane sissevool on suurem kui efektiivne kiirgus sama aja jooksul. Kuid see ei tähenda sugugi, et maapind aasta-aastalt soojemaks muutuks. Neeldunud kiirguse ülemäärast kiirgust tasakaalustab soojuse ülekandmine maapinnalt õhku soojusjuhtivuse ja faasimuutused vesi (maapinnalt aurustumisel ja sellele järgneval kondenseerumisel atmosfääris).
Maapinna jaoks puudub kiirguse vastuvõtmise ja eraldumise kiirgustasakaal, küll aga on termiline tasakaal: soojuse sissevool maapinnale nii kiirguse kui ka mittekiirguse teel on võrdne selle vabanemisega samadel viisidel. .
Nagu teada, on kiirgusbilanss kogukiirguse ja efektiivse kiirguse vahe. Maapinna efektiivne kiirgus jaotub üle maakera ühtlasemalt kui kogukiirgus. Fakt on see, et maapinna temperatuuri tõusuga, s.o üleminekuga madalamatele laiuskraadidele, suureneb maapinna enda kiirgus; samas aga suureneb ka atmosfääri vastukiirgus õhu suurema niiskusesisalduse ja kõrgema temperatuuri tõttu. Seetõttu ei ole efektiivse kiirguse muutused laiuskraadiga liiga suured.