O que é radiação eficaz? Radiação eficaz

Albedo da Terra A porcentagem da radiação solar emitida pelo globo (juntamente com a atmosfera) de volta ao espaço mundial, em relação à radiação solar recebida na fronteira da atmosfera. O retorno da radiação solar pela Terra consiste na reflexão da superfície terrestre, na dispersão da radiação direta da atmosfera para o espaço (retroespalhamento) e na reflexão da superfície superior das nuvens. A. 3. na parte visível do espectro (visual) - cerca de 40%. Para o fluxo integral de radiação solar, a integral (energia) A. 3. é de cerca de 35%. Na ausência de nuvens, o visual A. 3. seria de cerca de 15%.

Radiação da superfície da Terra- radiação infravermelha térmica da superfície terrestre não percebida pelo olho com comprimentos de onda de 3 a 80 mícrons. O fluxo da própria radiação da superfície terrestre é direcionado para cima e é quase totalmente absorvido pela atmosfera, aquecendo-a. Devido à sua própria radiação, a superfície da Terra perde calor. A atmosfera da Terra absorve a radiação da Terra e devolve a maior parte dela para a Terra (contra-radiação).

Radiação efetiva da superfície terrestre- a diferença entre a radiação da própria superfície terrestre e a contra-radiação da atmosfera por ela absorvida.

23. Balanço térmico da superfície terrestre

O equilíbrio térmico da superfície terrestre é a soma algébrica de todos os tipos de entrada e saída de calor para a superfície da terra e do oceano. A natureza do balanço térmico e seu nível de energia determinam as características e a intensidade da maioria dos processos exógenos. Os principais componentes do balanço térmico dos oceanos são:

Balanço de radiação;

Perda de calor por evaporação;

Troca turbulenta de calor entre a superfície do oceano e a atmosfera;

Troca de calor turbulenta vertical da superfície do oceano com as camadas subjacentes; E

Advecção oceânica horizontal.

24. Condutividade térmica do solo. Leis de Fourier.

A porosidade - moagem pulverulenta da massa - dificulta muito a condução do calor no solo, pois o contato de suas partículas individuais é altamente imperfeito e o ar que fica entre elas tem uma condutividade térmica muito fraca. O efeito da água na transferência de calor para o interior do solo pode ser explicado pelos dois casos seguintes. Em primeiro lugar, se o solo estiver apenas úmido, ou seja, todas as partículas de água são retidas por uma grande força capilar, o que dificulta sua circulação, então a água não pode desempenhar um papel significativo na distribuição de calor nesse solo. Neste caso, o solo úmido, em relação à distribuição de calor pelas camadas do solo, atuará quase como o solo seco, ou seja, como um mau condutor de calor.

A condutividade térmica do solo úmido é maior do que a do solo seco, uma vez que a água desloca, até certo ponto, as partículas de ar que têm a capacidade mais fraca de conduzir calor; Além disso, o solo também perde a porosidade. Em segundo lugar, se o solo estiver tão úmido que a água possa circular até certo ponto, então esse solo, quando aquecido por cima, não transfere partículas de água aquecida para horizontes mais profundos; eles já estão na posição mais favorável - equilíbrio estável. Mas se o solo esfriar por cima, seja como resultado de um vento frio ou da radiação no espaço cósmico, então as partículas superiores resfriadas do líquido tenderão a afundar para o lugar das partículas mais quentes e profundas; Como resultado, o resfriamento do solo será sentido em maior profundidade do que o seu aquecimento, mas precisamente porque grandes massas de partículas de água estão envolvidas no resfriamento do solo, tais extremos não são encontrados nele como no fenômeno oposto.

Transferência de energia de áreas mais aquecidas do corpo para áreas menos aquecidas como resultado do movimento térmico e da interação de suas partículas constituintes. Leva à equalização da temperatura corporal. Normalmente, a quantidade de energia transferida, definida como densidade fluxo de calor, proporcional ao gradiente de temperatura - lei de Fourier.

A terra e a atmosfera, como qualquer outro corpo, emitem energia. Como a temperatura da Terra e da atmosfera é baixa em comparação com a temperatura do Sol, a energia por eles emitida cai na região infravermelha invisível do espectro. Deve-se notar que nem a superfície terrestre, nem mesmo a atmosfera podem ser consideradas corpos completamente negros. No entanto, um estudo dos espectros de radiação de ondas longas de várias superfícies mostrou que, com um grau de precisão suficiente, a superfície da Terra pode ser considerada um corpo cinzento. Isso significa que a radiação da superfície terrestre em todos os comprimentos de onda difere pelo mesmo fator da radiação de um corpo negro absoluto, que tem a mesma temperatura que a temperatura da superfície terrestre. Assim, a fórmula para o fluxo de radiação da superfície terrestre pode ser escrita com base na lei de Kirchhoff na seguinte forma:

onde T 0 é a temperatura da superfície terrestre e é o coeficiente relativo de emissividade ou absorção. Os valores para diversas superfícies, conforme medidas, variam de 0,85 a 0,99. O fluxo de radiação da superfície da Terra é significativamente menor que o fluxo de radiação do Sol (B c<< B 0), но B 0 оказывается вполне сравнимым с величиной потока солнечной радиации F?, поступающего на поверхность Земли. Приведём значения потока излучения абсолютно черного тела при разных температурах: t 0 -40 -20 0 20 40 B кал/см 2 *мин0,24 0,34 0,46 0,61 0,79 Из этих данных следует, что B 0 имеет тот же порядок величины, что и F?. Поток излучения земной поверхности зависит от ее температуры, с увеличением которой он возрастает. Этот поток наблюдается днем и ночью и непосредственно не зависит от того, каков поток солнечной радиации. В каждой фиксированный момент времени земная поверхность, поглощающая коротковолновую радиацию, одновременно теряет энергию путем длинноволнового излучения. Значительная часть излучения земной поверхности поглощается атмосферой. Атмосфера в свою очередь излучает длинноволновую радиацию, часть которой, направленная к земной поверхности, называется встречным излучением или противоизлучением атмосферы. Поток встречного излучения атмосферы B A представляет собой количество длинноволновой радиации, поступающей от атмосферы к 1 см 2 земной поверхности в единицу времени. Поскольку земная поверхность не является абсолютно черным телом, то ею поглощается часть поступившего потока, равная. Разность между собственным излучением земной поверхности B 0 и поглощенной ею частью встречного излучения атмосферы называют эффективным излучением земной поверхности. Обозначая эффективное излучение через B * , имеем:

A temperatura da atmosfera é geralmente inferior à temperatura da superfície terrestre, portanto, na maioria dos casos e, portanto, ou seja, Devido à radiação de ondas longas, a superfície da Terra quase sempre perde energia. Somente em casos raros de inversões de temperatura muito fortes e valores elevados de umidade do ar a radiação efetiva pode ser negativa. A radiação eficaz tem grande influência no regime de temperatura da superfície terrestre, desempenha um papel significativo na formação de geadas e nevoeiros radiativos, durante o derretimento da neve, etc. A radiação eficaz depende fortemente do conteúdo de vapor de água na atmosfera e da presença de nuvens. A estreita relação entre B* e a pressão do vapor d'água e próximo à superfície terrestre é caracterizada pelos seguintes dados de medição direta: e mm Hg. Arte. 4,5 8,0 11,3 B * cal/cm 2 * min 0,19 0,17 0,15 Como pode ser visto, à medida que e aumenta, a radiação efetiva B * diminui. Isto é explicado pelo fato de que à medida que e aumenta, a contra-radiação da atmosfera B A aumenta.

Uma grande quantidade de energia entra em nosso planeta na forma de radiação solar. Essa energia é de aproximadamente 1,7 1017 W. A quantidade de energia utilizada atualmente é de cerca de 1.010 kW. Se você imaginar mentalmente que aproximadamente 1% da área do planeta está adaptada para captar energia solar por meio de coletores de radiação com eficiência de 10%, então 1.011 kW de energia podem ser coletados. Ao calcular, assumindo que a população da Terra é um certo número de pessoas, cada uma das quais consome uma certa quantidade de energia, pode-se determinar se essa energia é suficiente. Assim, a população atual da Terra é de cerca de 3.109 pessoas. Suponhamos que aumentou para 5.109 pessoas e cada uma consome aproximadamente 10 kW (o que supera as nossas necessidades), então neste caso a energia recebida seria superior à necessária.[...]

Vários materiais são usados ​​para criar telas móveis. A proteção contra a radiação alfa é obtida por meio de telas feitas de vidro comum ou orgânico com vários milímetros de espessura. Uma camada de ar de vários centímetros é proteção suficiente contra esse tipo de radiação. Para proteção contra a radiação beta, as telas são feitas de alumínio ou plástico (plexiglas). Ligas de chumbo, aço e tungstênio protegem efetivamente contra radiação gama e raios X. Os sistemas de visualização são feitos de materiais transparentes especiais, como vidro de chumbo. Materiais que contêm hidrogênio (água, parafina), bem como berílio, grafite, compostos de boro, etc., protegem da radiação de nêutrons. O concreto também pode ser usado para proteção contra nêutrons.[...]

A camada de ozônio é um escudo protetor contra a penetração da radiação solar ultravioleta (UV) na região de comprimento de onda de 240-320 nm. Como a radiação UV-B é eficazmente absorvida pelos ácidos nucleicos nas células vivas, representa um perigo particular para todos os seres vivos. Além disso, como resultado da irradiação com radiação ultravioleta forte, a probabilidade (e, portanto, a frequência de ocorrência) de câncer de pele (melonoma e carcinoma de pele) aumenta. Estima-se que uma diminuição da camada de ozono em apenas 5% levará a um aumento médio de 10% no número de casos de cancro da pele em humanos (ver ponto 8.2).[...]

Esses cálculos inspiram otimismo, mas é justo lembrar que no momento não existem projetos de coletores de radiação com eficiência de 10% que operem economicamente. A afirmação “a energia solar está disponível” é enganosa, uma vez que o custo da energia é apenas um componente do custo da energia convertida ou do combustível (eletricidade, hidrogênio, álcool metílico).[...]

RADIAÇÃO DE ONDAS LONGA. Radiação eletromagnética emitida pela superfície e atmosfera terrestre, ou seja, quase inteiramente na faixa de 4 a 120 mícrons. qua radiação atmosférica, radiação terrestre, contra-radiação, radiação efetiva da superfície terrestre, radiação de ondas curtas.[...]

RADIAÇÃO NATURAL [lat. brilho extinto, brilho] - a radiação à qual uma pessoa é exposta na superfície da Terra - inclui a radiação y de materiais radioativos da Terra, a radiação de radionuclídeos nos tecidos do corpo que ali entram com os alimentos e a radiação cósmica. A dose equivalente efetiva dessas fontes, excluindo a irradiação pulmonar da inalação em instalações residenciais de radônio sobre toron e seus produtos de decomposição para a população do país em 1990, foi em média de cerca de 0,09 (0,07-0,23) rem.[ ...]

Em vários outros trabalhos, sistemas com heterodinação óptica foram utilizados para estabelecer comunicação coerente em comprimentos de onda X = 3,39 μm e X - 10,6 μm. Verificou-se que com o aumento do comprimento de onda da radiação utilizada, a eficiência da heterodinação óptica na atmosfera aumenta. Isto também é consistente com a consideração acima, porque o raio de coerência rr, como pode ser visto na fórmula (3.26), cresce como Xbb.[...]

Esta estimativa está superestimada, uma vez que a suposição do canal radiante como um corpo absolutamente negro é muito grosseira. No entanto, isso nos convence de que a conversão de energia elétrica em energia luminosa no canal condutor do raio ocorre de forma bastante eficiente. Outra característica do brilho do canal do raio é que a maior parte da radiação corresponde à parte ultravioleta do espectro. Na verdade, para um corpo absolutamente negro com temperatura de 30.000 K, a energia máxima de radiação, de acordo com a lei de Wien, corresponde a um comprimento de onda de 0,1 μm. Embora seja verdade que pelo facto do plasma do ar ser transparente ao ultravioleta de vácuo, este máximo se desloca para a região de ondas mais longas, as principais perdas radiativas do plasma de ar quente em questão estão associadas à radiação ultravioleta. Além disso, como a radiação ultravioleta é efetivamente absorvida no ar real, o espectro da radiação atmosférica registrada a grande distância acaba sendo distorcido.[...]

O princípio de operação de um circuito ou circuito de radiação é que qualquer substância de trabalho ou transportador capaz de circular em um sistema fechado e facilmente ativado no núcleo do reator sob a influência de nêutrons é então usado fora do reator como emissor. Em primeiro lugar, naturalmente, foram considerados sistemas com um transportador líquido, embora em princípio também seja possível utilizar um transportador sólido, por exemplo, na forma de bolas. As vantagens dos circuitos de radiação são que, com a ajuda deles, você pode criar rapidamente uma fonte de radiação muito poderosa, usar efetivamente nêutrons de vazamento para fins de irradiação e eliminar a fonte de forma relativamente rápida, se necessário.

· Noções básicas de actinometria

ACTINOMETRIA é um conjunto de métodos para medir energia radiante. As tarefas da actinometria incluem o estudo da radiação solar direta, sua absorção e espalhamento pelas moléculas atmosféricas, diversas impurezas sólidas e líquidas, bem como a determinação da radiação de ondas longas da terra e da atmosfera.

Os métodos de medição da energia radiante baseiam-se no princípio de conversão de um tipo de energia em outro. Quando a energia radiante do sol é absorvida pela superfície enegrecida de qualquer receptor, a energia radiante é convertida em energia térmica. Ao registrar a quantidade de calor liberada ou o aumento da temperatura da superfície receptora do dispositivo, é possível medir a quantidade de fluxo de radiação solar incidente em uma superfície reta. Princípios semelhantes para medir a energia radiante constituem a base do método calorimétrico. O fenômeno do efeito fotoelétrico e das influências fotoquímicas são utilizados em métodos de medição fotoelétrica e fotográfica.

Em A., são utilizados dispositivos nos quais o fluxo de energia radiante é determinado pela diferença de temperatura entre a superfície receptora e o ambiente, que é medida pela magnitude da corrente que surge em um circuito de termopares conectados em série. Instrumentos deste tipo são relativos e requerem calibração comparando suas leituras com as leituras de instrumentos absolutos.

· Equação de equilíbrio de radiação

Balanço de radiação da atmosfera e da superfície subjacente, a soma da entrada e saída de energia radiante absorvida e emitida pela atmosfera e pela superfície subjacente.

Para a atmosfera, o balanço de radiação consiste em uma parte que entra - radiação solar direta e espalhada absorvida, bem como radiação de ondas longas (infravermelha) absorvida da superfície da Terra, e uma parte que sai - perda de calor devido à radiação de ondas longas de a atmosfera em direção à superfície da Terra (a chamada contra-radiação da atmosfera) e para o espaço sideral.

Parte de entrada O balanço de radiação da superfície subjacente consiste em: radiação solar direta e difusa absorvida pela superfície subjacente, bem como contra-radiação absorvida da atmosfera; a parte consumível consiste na perda de calor pela superfície subjacente devido à sua própria radiação térmica.

O balanço de radiação é parte integrante do equilíbrio térmico da atmosfera e da superfície subjacente.

· Radiação eficaz

A diferença entre a radiação do próprio corpo e a contra-radiação da atmosfera é chamada de radiação efetiva. . Seu valor expressa o fluxo real de calor da Terra ou da água para a atmosfera.

A quantidade de radiação efetiva depende de vários fatores:

Da temperatura do solo ou da água: quanto mais alta, mais o corpo perde calor por radiação: Num dia quente de verão, tanto a terra como a água emitem muito calor para o ar e a sua temperatura sobe. O ar quente proporciona um fluxo grande e contrário. O nível geral de radiação efetiva aumenta. À noite, quando o aquecimento do solo e da água cessa, sua radiação também diminui. Antes da manhã torna-se bastante insignificante. Conseqüentemente, a temperatura do ar diminui.

Da umidade do ar: o vapor d'água retém a radiação de ondas longas e retém o calor. A atmosfera úmida envia uma contracorrente significativa para a Terra e a radiação efetiva diminui. Por isso, em climas úmidos e úmidos as noites não são tão frias como em climas secos e em países de clima seco.

De nevoeiros e nuvens: gotas de água de nuvens e nevoeiros agem como vapor d'água, mas em uma extensão ainda maior. As noites com nevoeiro e tempo nublado são geralmente quentes.

Pela proximidade ou distância de corpos d'água: a massa de água, por ser intensiva em calor, retém o calor por mais tempo que a terra. Ao aumentar a umidade e a formação de nuvens e nevoeiros, os reservatórios removem a radiação efetiva. Por esta razão, a maior perda de calor no inverno e à noite e, conseqüentemente, oscilações bruscas nas temperaturas noturnas e diurnas são características dos países secos do interior - Ásia Central e Média, Sibéria Oriental e Antártica.

Da altura absoluta da área: nas montanhas, com a diminuição da densidade do ar, a radiação contrária diminui e a radiação efetiva aumenta.

Da vegetação: A cobertura vegetal densa, especialmente florestas, reduz a radiação efectiva. Nos desertos, aumenta acentuadamente.

Pela natureza do solo: solos grossos e soltos retêm o calor por mais tempo e emitem mais calor, solos rochosos e especialmente areias desérticas perdem-no mais rapidamente e esfriam.

· FER do clima e FER da evaporação (FER - recursos de energia térmica)

FER do clima é a quantidade de energia gasta no aquecimento do ar, do solo, no calor real gasto na evaporação, no derretimento do gelo do solo.

A base energética dos processos naturais são os recursos térmicos e energéticos do clima, formados a partir da chegada da radiação direta e difusa à superfície terrestre e garantindo sua troca de umidade com a atmosfera superficial.

Estão envolvidos na formação dos recursos energéticos térmicos do clima: R + - o componente positivo do balanço de radiação - a diferença entre a radiação de ondas curtas absorvida (direta e espalhada) do Sol e o balanço de ondas longas radiação durante o dia e parcialmente nas horas crepusculares do dia; P + é o componente positivo da troca de calor turbulenta - parte do calor advectivo trazido pela circulação do ar atmosférico.

FER da evaporação é a quantidade de energia gasta em todos os tipos de evaporação: da superfície da água, da superfície da terra e da transpiração.

Pergunta. Precipitação

Precipitaçãoé a água que cai no estado líquido ou sólido na superfície do globo e nos objetos terrestres das nuvens ou do ar, devido à condensação do vapor d'água nela contido. A precipitação, dependendo do estado da fase, é dividida em: sólido (neve, granizo, pellets de neve, gelo, geada), líquido (chuva), misto (neve e chuva, granizo) A precipitação é caracterizada por três parâmetros: quantidade, intensidade e duração da precipitação. Precipitação medido pela espessura da camada de água em mm que se formaria em uma superfície horizontal a partir da precipitação na ausência de infiltração no solo, escoamento e evaporação.

1 mm de precipitação = 10 toneladas de água por 1 hectare.

Intensidade de precipitação medido em milímetros por minuto (mm/min) ou por hora (mm/h).

Duração da precipitação medido em horas ou minutos, do início ao fim da perda.

A precipitação das nuvens é dividida em 3 tipos:

Cobertura (camada inferior, nuvens stratus).

Chuvisco (camada inferior, nuvens stratus).

Nuvens de chuva (nuvens cúmulos verticais).

As observações da precipitação incluem: 1. visual - tipo de precipitação, sua intensidade, hora de início e fim da precipitação 2. medição da quantidade de precipitação usando instrumentos - pluviômetro e pluviômetro Tretyakov, pluviômetro de campo Davitay, pluviógrafo, precipitação total medidor, medidor de precipitação terrestre.

A superfície da Terra, absorvendo a radiação total de ondas curtas, ao mesmo tempo perde calor através da radiação de ondas longas. Este calor escapa parcialmente para o espaço sideral e é amplamente absorvido pela atmosfera, criando o chamado “efeito estufa”. O vapor de água, o ozono e o dióxido de carbono, bem como a poeira, desempenham um papel importante nesta absorção. Devido à absorção da radiação terrestre, a atmosfera aquece e, por sua vez, adquire a capacidade de emitir radiação de ondas longas. Parte dessa radiação atinge a superfície da Terra. Assim, dois fluxos de radiação de ondas longas são criados na atmosfera, direcionados em direções opostas. Um deles, direcionado para cima, consiste em radiação terrestre Es, e o outro fluxo descendente representa a radiação atmosférica E uma. Diferença Es–E uma chamada de radiação efetiva da Terra E ef. Mostra a perda real de calor da superfície da Terra. Como a temperatura da atmosfera é na maioria das vezes inferior à temperatura da superfície terrestre, na maioria dos casos a radiação efetiva é superior a 0. Isso significa que devido à radiação de ondas longas, a superfície terrestre perde energia. Somente com inversões de temperatura muito fortes no inverno, e na primavera, quando a neve derrete e com forte nebulosidade, a radiação é menor que zero. Tais condições são observadas, por exemplo, na região do anticiclone siberiano.

A quantidade de radiação efetiva é determinada principalmente pela temperatura da superfície subjacente, estratificação térmica da atmosfera, teor de umidade do ar e nebulosidade. Valores anuais E Os efeitos no solo variam significativamente menos em comparação com a radiação total (de 840 a 3750 MJ/m2). Isto se deve à dependência da radiação efetiva da temperatura e da umidade absoluta. Um aumento na temperatura promove um aumento na radiação efetiva, mas ao mesmo tempo é acompanhado por um aumento no teor de umidade, o que reduz essa radiação. Maiores valores anuais E ef estão confinados a áreas de desertos tropicais, onde atingem 3.300–3.750 MJ/m2. Um consumo tão grande de radiação de ondas longas aqui se deve à alta temperatura da superfície subjacente, ao ar seco e ao céu sem nuvens. Nas mesmas latitudes, mas nos oceanos e nas zonas de ventos alísios, devido à diminuição da temperatura, aumento da humidade e aumento da nebulosidade E eff é a metade e é de cerca de 1700 MJ/m2 por ano. Pelas mesmas razões no equador E ef é ainda menor. As menores perdas de radiação de ondas longas são observadas nas regiões polares. Valores anuais E a eficiência no Ártico e na Antártica é de cerca de 840 MJ/m 2 . Em latitudes temperadas, valores anuais E ef variam na faixa de 840–1250 MJ/m 2 nos oceanos, 1250–2100 MJ/m 2 em terra (Alisov B.P., Poltaraus B.V., 1974).