Per comprendere i processi che influiscono sul clima del nostro pianeta, ricordiamo alcuni termini.
Effetto serra- questo è l'aumento della temperatura degli strati inferiori dell'atmosfera rispetto alla temperatura della radiazione termica del pianeta. L'essenza del fenomeno sta nel fatto che la superficie del pianeta assorbe la radiazione solare, principalmente nel campo del visibile e, riscaldandosi, la irradia nello spazio, ma già nel campo dell'infrarosso. Una parte significativa della radiazione infrarossa terrestre viene assorbita dall'atmosfera e in parte ri-irradiata verso la Terra. Questo effetto del reciproco trasferimento di calore radiante negli strati inferiori dell'atmosfera è chiamato effetto serra. L'effetto serra è un elemento naturale bilancio termico Terra. Senza l'effetto serra, la temperatura media della superficie del pianeta sarebbe di -19°C invece dei +14°C reali. Negli ultimi decenni, diverse organizzazioni nazionali e internazionali hanno difeso l'ipotesi che l'attività umana porti ad un aumento dell'effetto serra e, quindi, ad un ulteriore riscaldamento dell'atmosfera. Allo stesso tempo, ci sono punti di vista alternativi, ad esempio, che collegano i cambiamenti di temperatura nell'atmosfera terrestre con i cicli naturali dell'attività solare.(1)
Il quinto rapporto di valutazione dell'Intergovernmental Panel on Climate Change (2013-2014) afferma che, con una probabilità superiore al 95%, l'influenza umana è stata la causa principale del riscaldamento osservato dalla metà del XX secolo. La coerenza dei cambiamenti osservati e calcolati nell'intero sistema climatico indica che i cambiamenti climatici osservati sono causati principalmente da aumenti delle concentrazioni atmosferiche di gas serra dovuti a attività economica persona.
L'attuale cambiamento climatico in Russia nel suo insieme dovrebbe essere caratterizzato da un riscaldamento continuo a un ritmo superiore a due volte e mezzo velocità media riscaldamento globale.(2)
riflessione diffusa- si tratta di una riflessione del flusso luminoso incidente sulla superficie, in cui la riflessione avviene con un angolo diverso da quello incidente. riflessione diffusa diventa nel caso in cui le irregolarità della superficie siano dell'ordine della lunghezza d'onda (o la superino) e siano disposte casualmente. (3)
Terra Albedo(A.Z.) - La percentuale di radiazione solare emessa il globo(insieme all'atmosfera) torna allo spazio mondiale, alla radiazione solare che arrivava al confine dell'atmosfera. Il ritorno della radiazione solare da parte della Terra è composto dalla riflessione da superficie terrestre, diffusione della radiazione diretta dall'atmosfera nello spazio mondiale (backscattering) e riflessi dalla superficie superiore delle nuvole. A. 3. nella parte visibile dello spettro (visiva) - circa il 40%. Per il flusso integrale della radiazione solare, l'integrale (energia) A. 3. è di circa il 35%. In assenza di nuvole, la visuale A. 3. sarebbe di circa il 15%. (quattro)
Gamma spettrale della radiazione elettromagnetica del Sole- si estende dalle onde radio a raggi X. Tuttavia, il massimo della sua intensità cade sulla parte visibile (giallo-verde) dello spettro. Sul bordo l'atmosfera terrestre la parte ultravioletta dello spettro solare è 5%, la parte visibile è 52% e la parte infrarossa è 43%, sulla superficie terrestre la parte ultravioletta è 1%, la parte visibile è 40% e la parte infrarossa dello spettro solare è del 59%. (5)
costante solare- la potenza totale della radiazione solare passante in un'unica area, orientata perpendicolarmente al flusso, ad una distanza di un'unità astronomica dal Sole al di fuori dell'atmosfera terrestre. Secondo le misurazioni extra-atmosferiche, la costante solare è 1367 W/m².(3)
Superficie terrestre– 510.072.000 kmq.
- Parte principale.
I cambiamenti nel clima attuale (nella direzione del riscaldamento) sono chiamati riscaldamento globale.
Il meccanismo più semplice del riscaldamento globale è il seguente.
La radiazione solare, che entra nell'atmosfera del nostro pianeta, in media, viene riflessa del 35%, che è l'albedo integrale della Terra. La maggior parte del resto viene assorbita dalla superficie, che si riscalda. Il resto viene assorbito dalle piante attraverso la fotosintesi.
La superficie riscaldata della Terra inizia a irradiarsi nella gamma dell'infrarosso, ma questa radiazione non fuoriesce nello spazio, ma viene ritardata dai gas serra. Non prenderemo in considerazione i tipi di gas serra. Più gas serra, più calore irradiano alla Terra e, di conseguenza, più alta diventa la temperatura media della superficie terrestre.
L'accordo di Parigi, un accordo ai sensi della Convenzione quadro delle Nazioni Unite sui cambiamenti climatici, affronta la necessità di "mantenere l'aumento della temperatura media globale 'ben al di sotto' di 2°C e 'fare sforzi' per limitare l'aumento della temperatura a 1,5°C". Ma in esso, oltre a ridurre le emissioni di gas serra, non esiste un algoritmo per risolvere questo problema.
Dato che gli Stati Uniti si sono ritirati da questo accordo il 1 giugno 2017, è necessario un nuovo progetto internazionale. E la Russia può offrirlo.
Il principale vantaggio del nuovo accordo dovrebbe essere un meccanismo chiaro ed efficace per mitigare l'impatto dei gas serra sul clima terrestre.
Il modo più interessante per ridurre l'impatto dei gas serra sul clima potrebbe essere quello di aumentare l'albedo medio della Terra.
Diamo un'occhiata più da vicino.
In Russia ci sono circa 625.000 km di strade ricoperte di asfalto, in Cina e negli Stati Uniti, un ordine di grandezza in più in totale.
Anche supponendo che tutte le strade in Russia siano a corsia singola e di categoria 4 (che è di per sé assurdo), la larghezza minima sarà di 3 m (secondo SNiP 2.07.01-89). La superficie stradale sarà di 1875 km2. O 1.875.000.000 m2.
La costante solare al di fuori dell'atmosfera, come ricordiamo, è 1,37 kW/m2.
Per semplificare, prendiamo la fascia media, dove l'energia solare sulla superficie terrestre (valore medio annuo) sarà approssimativamente pari a 0,5 kW/m2.
Otteniamo che la potenza della radiazione solare cade sulle strade della Federazione Russa 937.500.000 watt.
Ora dividiamo questo numero per 2. La terra gira. Risulta 468.750.000 watt.
L'albedo integrale medio dell'asfalto è del 20%.
Aggiungendo pigmenti o vetri rotti, l'albedo visibile dell'asfalto può essere aumentato fino al 40%. Il pigmento deve corrispondere spettralmente alla gamma di radiazioni della nostra stella. Quelli. hanno i colori giallo-verde. Ma allo stesso tempo, non peggiorare caratteristiche fisiche asfalto ed essere il più economico e facile da sintetizzare possibile.
Con la graduale sostituzione del vecchio conglomerato bituminoso con uno nuovo, in corso di naturale usura del primo, l'incremento totale della potenza di radiazione riflessa sarà di 469 MW x 0,4 (parte visibile dello spettro solare) x0,2 ( differenza tra vecchio e nuovo albedo) 37,5 MW.
Non prendiamo in considerazione la componente infrarossa dello spettro, perché sarà assorbito dai gas serra.
In tutto il mondo, questo valore sarà superiore a 500 MW. Questo è lo 0,00039% della potenza di radiazione totale in entrata sulla Terra. E per eliminare l'effetto serra, è necessario riflettere la potenza di 3 ordini di grandezza in più.
La situazione sul pianeta peggiorerà e lo scioglimento dei ghiacciai, perché. il loro albedo è molto alto.
| Superficie | Caratteristica | Albedo, % |
| Suoli | ||
| terra nera | terreno asciutto, pianeggiante appena arato, umido | |
| argilloso | asciutto bagnato | |
| sabbioso | sabbia di fiume biancastra giallastra | 34 – 40 |
| Copertura vegetale | ||
| segale, frumento nel periodo di piena maturazione | 22 – 25 | |
| prato alluvionale con erba verde lussureggiante | 21 – 25 | |
| erba secca | ||
| foresta | abete rosso | 9 – 12 |
| pino | 13 – 15 | |
| betulla | 14 – 17 | |
| Manto nevoso | ||
| neve | secco appena caduto umido pulito a grana fine umido imbevuto di acqua, grigio | 85 – 95 55 – 63 40 – 60 29 – 48 |
| Ghiaccio | verde bluastro di fiume | 35 – 40 |
| blu latteo marino | ||
| superficie dell'acqua | ||
| ad altitudine solare 0,1° 0,5° 10° 20° 30° 40° 50° 60-90° | 89,6 58,6 35,0 13,6 6,2 3,5 2,5 2,2 – 2,1 |
La parte predominante della radiazione diretta riflessa dalla superficie terrestre e dalla superficie superiore delle nuvole va oltre l'atmosfera nello spazio mondiale. Circa un terzo della radiazione diffusa va anche nello spazio mondiale. Il rapporto di tutti riflessi e sparpagliato radiazione solare a totale si chiama radiazione solare che entra nell'atmosfera L'albedo planetario terrestre. L'albedo planetario della Terra è stimato al 35 - 40%. La parte principale è il riflesso della radiazione solare da parte delle nuvole.
Tabella 2.6
Dipendenza dalla grandezza Per n dalla latitudine del luogo e del periodo dell'anno
| Latitudine | Mesi | |||||||
| III | IV | V | VI | VII | VIII | IX | X | |
| 0.77 | 0.76 | 0.75 | 0.75 | 0.75 | 0.76 | 0.76 | 0.78 | |
| 0.77 | 0.76 | 0.76 | 0.75 | 0.75 | 0.76 | 0.76 | 0.78 | |
| 0.77 | 0.76 | 0.76 | 0.75 | 0.75 | 0.76 | 0.77 | 0.79 | |
| 0.78 | 0.76 | 0.76 | 0.76 | 0.76 | 0.76 | 0.77 | 0.79 | |
| 0.78 | 0.76 | 0.76 | 0.76 | 0.76 | 0.76 | 0.77 | 0.79 | |
| 0.78 | 0.77 | 0.76 | 0.76 | 0.76 | 0.77 | 0.78 | 0.80 | |
| 0.79 | 0.77 | 0.76 | 0.76 | 0.76 | 0.77 | 0.78 | 0.80 | |
| 0.79 | 0.77 | 0.77 | 0.76 | 0.76 | 0.77 | 0.78 | 0.81 | |
| 0.80 | 0.77 | 0.77 | 0.76 | 0.76 | 0.77 | 0.79 | 0.82 | |
| 0.80 | 0.78 | 0.77 | 0.77 | 0.77 | 0.78 | 0.79 | 0.83 | |
| 0.81 | 0.78 | 0.77 | 0.77 | 0.77 | 0.78 | 0.80 | 0.83 | |
| 0.82 | 0.78 | 0.78 | 0.77 | 0.77 | 0.78 | 0.80 | 0.84 | |
| 0.82 | 0.79 | 0.78 | 0.77 | 0.77 | 0.78 | 0.81 | 0.85 | |
| 0.83 | 0.79 | 0.78 | 0.77 | 0.77 | 0.79 | 0.82 | 0.86 |
Tabella 2.7
Dipendenza dalla grandezza Per in + dalla latitudine del luogo e del periodo dell'anno
(secondo AP Braslavsky e ZA Vikulina)
| Latitudine | Mesi | |||||||
| III | IV | V | VI | VII | VIII | IX | X | |
| 0.46 | 0.42 | 0.38 | 0.37 | 0.38 | 0.40 | 0.44 | 0.49 | |
| 0.47 | 0.42 | 0.39 | 0.38 | 0.39 | 0.41 | 0.45 | 0.50 | |
| 0.48 | 0.43 | 0.40 | 0.39 | 0.40 | 0.42 | 0.46 | 0.51 | |
| 0.49 | 0.44 | 0.41 | 0.39 | 0.40 | 0.43 | 0.47 | 0.52 | |
| 0.50 | 0.45 | 0.41 | 0.40 | 0.41 | 0.43 | 0.48 | 0.53 | |
| 0.51 | 0.46 | 0.42 | 0.41 | 0.42 | 0.44 | 0.49 | 0.54 | |
| 0.52 | 0.47 | 0.43 | 0.42 | 0.43 | 0.45 | 0.50 | 0.54 | |
| 0.52 | 0.47 | 0.44 | 0.43 | 0.43 | 0.46 | 0.51 | 0.55 | |
| 0.53 | 0.48 | 0.45 | 0.44 | 0.44 | 0.47 | 0.51 | 0.56 | |
| 0.54 | 0.49 | 0.46 | 0.45 | 0.45 | 0.48 | 0.52 | 0.57 | |
| 0.55 | 0.50 | 0.47 | 0.46 | 0.46 | 0.48 | 0.53 | 0.58 | |
| 0.56 | 0.51 | 0.48 | 0.46 | 0.47 | 0.49 | 0.54 | 0.59 | |
| 0.57 | 0.52 | 0.48 | 0.47 | 0.47 | 0.50 | 0.55 | 0.60 | |
| 0.58 | 0.53 | 0.49 | 0.48 | 0.48 | 0.51 | 0.56 | 0.60 |
La radiazione totale che raggiunge la superficie terrestre non viene completamente assorbita da essa, ma viene parzialmente riflessa dalla terra. Pertanto, quando si calcola l'arrivo dell'energia solare per un luogo, è necessario tenere conto della riflettività della superficie terrestre. La riflessione della radiazione si verifica anche dalla superficie delle nuvole. Viene chiamato il rapporto tra l'intero flusso di radiazione a onde corte Rk riflessa da una data superficie in tutte le direzioni e il flusso di radiazione Q incidente su questa superficie albedo(A) superficie data. Questo valore
mostra quanta energia radiante incidente sulla superficie viene riflessa da essa. Albedo è spesso espresso in percentuale. Quindi
(1.3)
In tavola. Il n. 1.5 fornisce i valori di albedo per vari tipi di superficie terrestre. Dai dati in tabella. 1.5 mostra che la neve appena caduta ha la massima riflettività. In alcuni casi è stata osservata un'albedo di neve fino all'87% e, nelle condizioni dell'Artico e dell'Antartico, anche fino al 95%. La neve compatta, sciolta e ancora più inquinata riflette molto meno. Albedo di vari suoli e vegetazione, come segue dalla Tav. 4, differiscono relativamente leggermente. Numerosi studi hanno dimostrato che l'albedo cambia spesso durante il giorno.
in cui valori più alti albedo viene registrato al mattino e alla sera. Ciò è spiegato dal fatto che la riflettività delle superfici ruvide dipende dall'angolo di incidenza della luce solare. Con una caduta verticale, i raggi solari penetrano più in profondità nella copertura vegetale e lì vengono assorbiti. A bassa altezza del sole, i raggi penetrano meno nella vegetazione e si riflettono in misura maggiore dalla sua superficie. L'albedo della superficie dell'acqua è, in media, inferiore all'albedo della superficie terrestre. Ciò è spiegato dal fatto che i raggi solari (la parte verde-blu a onde corte dello spettro solare) penetrano in larga misura negli strati superiori dell'acqua che sono ad essi trasparenti, dove vengono dispersi e assorbiti. A questo proposito, il grado della sua torbidità influisce sulla riflettività dell'acqua.
Tabella n. 1.5
Per acque inquinate e torbide, l'albedo aumenta notevolmente. Per la radiazione diffusa, l'albedo dell'acqua è in media di circa l'8-10%. Per l'irraggiamento solare diretto, l'albedo della superficie dell'acqua dipende dall'altezza del sole: al diminuire dell'altezza del sole, il valore dell'albedo aumenta. Quindi, con una semplice incidenza di raggi, viene riflesso solo il 2-5% circa. Quando il sole è basso sopra l'orizzonte, si riflette il 30-70%. La riflettività delle nuvole è molto alta. L'albedo medio delle nuvole è di circa l'80%. Conoscendo il valore dell'albedo superficiale e il valore della radiazione totale, è possibile determinare la quantità di radiazione assorbita da una data superficie. Se A è l'albedo, il valore a \u003d (1-A) è il coefficiente di assorbimento di una data superficie, che mostra quale parte della radiazione incidente su questa superficie viene assorbita da essa.
Ad esempio, se un flusso di radiazione totale Q = 1,2 cal / cm 2 min cade sulla superficie dell'erba verde (A \u003d 26%), la percentuale di radiazione assorbita sarà
Q \u003d 1 - A \u003d 1 - 0,26 \u003d 0,74 o un \u003d 74%,
e la quantità di radiazione assorbita
B assorbe \u003d Q (1 - A) \u003d 1,2 0,74 \u003d 0,89 cal / cm2 min.
L'albedo della superficie dell'acqua è fortemente dipendente dall'angolo di incidenza dei raggi solari, poiché l'acqua pura riflette la luce secondo la legge di Fresnel.
Nella posizione del Sole allo zenit, l'albedo della superficie di un mare calmo è 0,02. Con un aumento dell'angolo zenitale del Sole Z P l'albedo aumenta e raggiunge 0,35 at Z P\u003d 85. L'eccitazione del mare porta a un cambiamento Z P , e riduce significativamente la gamma dei valori di albedo, poiché aumenta in generale Z n a causa dell'aumento della probabilità che i raggi colpiscano una superficie d'onda inclinata.L'eccitazione influisce sulla riflettività non solo per l'inclinazione della superficie dell'onda rispetto ai raggi solari, ma anche per la formazione di bolle d'aria nell'acqua. Queste bolle diffondono la luce in larga misura, aumentando la radiazione diffusa che esce dal mare. Pertanto, durante le onde del mare alto, quando compaiono schiuma e agnelli, l'albedo aumenta sotto l'influenza di entrambi i fattori.La radiazione diffusa raggiunge la superficie dell'acqua con diverse angolazioni. cielo senza nuvole. Dipende anche dalla distribuzione delle nuvole nel cielo. Pertanto, l'albedo della superficie del mare per la radiazione diffusa non è costante. Ma i limiti delle sue fluttuazioni sono più stretti 1 da 0,05 a 0,11. Di conseguenza, l'albedo della superficie dell'acqua per la radiazione totale varia a seconda dell'altezza del Sole, del rapporto tra radiazione diretta e diffusa, onde della superficie del mare. Dovrebbe essere sopportato tenere presente che gli oceani delle parti settentrionali sono pesantemente ricoperti di ghiaccio marino. In questo caso va tenuto conto anche dell'albedo di ghiaccio. Come sapete, aree significative della superficie terrestre, soprattutto alle medie e alte latitudini, sono ricoperte da nubi che riflettono molto la radiazione solare. Pertanto, la conoscenza del cloud albedo è di grande interesse. Sono state effettuate misurazioni speciali dell'albedo delle nubi con l'ausilio di aeroplani e palloni. Hanno mostrato che l'albedo delle nubi dipende dalla loro forma e spessore L'albedo delle nubi altocumuli e stratocumuli ha i valori più alti nubi Cu - Sc - circa 50%.
I dati più completi sul cloud albedo ottenuti in Ucraina. La dipendenza dell'albedo e della funzione di trasmissione p dallo spessore delle nuvole, che è il risultato della sistematizzazione dei dati di misura, è riportata in Tabella. 1.6. Come si può notare, un aumento dello spessore delle nubi porta ad un aumento dell'albedo e ad una diminuzione della funzione di trasmissione.
Albedo medio per le nuvole S con uno spessore medio di 430 m è del 73%, per le nuvole SInsieme a con uno spessore medio di 350 m - 66% e le funzioni di trasmissione per queste nuvole sono rispettivamente del 21 e del 26%.
L'albedo delle nuvole dipende dall'albedo della superficie terrestre. r 3 su cui si trova la nuvola. Da un punto di vista fisico, è chiaro che di più r 3 , maggiore è il flusso di radiazione riflessa che passa verso l'alto attraverso il limite superiore della nuvola. Poiché l'albedo è il rapporto tra questo flusso e quello in entrata, un aumento dell'albedo della superficie terrestre porta ad un aumento dell'albedo delle nuvole Lo studio delle proprietà delle nuvole di riflettere la radiazione solare è stato effettuato utilizzando satelliti artificiali terrestri misurando la luminosità delle nuvole I valori medi di albedo delle nuvole ottenuti da questi dati sono riportati nella tabella 1.7.
Tabella 1.7 - Valori medi di albedo di nuvole di diverse forme
Secondo questi dati, l'albedo del cloud varia dal 29 all'86%. Degno di nota è il fatto che i cirri hanno un piccolo albedo rispetto ad altre forme nuvolose (ad eccezione del cumulo). Solo i cirrostrati, che sono più spessi, riflettono ampiamente la radiazione solare (r= 74%).
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Radiazione totale, radiazione solare riflessa, radiazione assorbita, PAR, albedo terrestre
Tutta la radiazione solare che arriva sulla superficie terrestre, diretta e diffusa, è chiamata radiazione totale. Quindi, la radiazione totale
Q = S? peccato h + D,
dove S– illuminazione energetica per irraggiamento diretto,
D– illuminazione energetica per radiazione diffusa,
h- l'altezza del sole.
Con un cielo senza nuvole, l'irraggiamento totale ha una variazione giornaliera con un massimo intorno a mezzogiorno e una variazione annuale con un massimo in estate. La nuvolosità parziale che non copre il disco solare aumenta la radiazione totale rispetto ad un cielo senza nuvole; la nuvolosità piena, al contrario, la riduce. In media, la nuvolosità riduce la radiazione totale. Pertanto, in estate, l'arrivo dell'irraggiamento totale nelle ore pre-mezzogiorno è mediamente maggiore che nel pomeriggio.
Per lo stesso motivo, è maggiore nella prima metà dell'anno rispetto alla seconda.
SP Khromov e A.M. Petrosyants fornisce valori di mezzogiorno della radiazione totale nei mesi estivi vicino a Mosca con un cielo senza nuvole: una media di 0,78 kW / m 2, con il sole e le nuvole - 0,80, con nuvole continue - 0,26 kW / m 2.
Cadendo sulla superficie terrestre, la radiazione totale viene per lo più assorbita nello strato sottile superiore del suolo o in uno strato d'acqua più spesso e si trasforma in calore e viene parzialmente riflessa. La quantità di riflessione della radiazione solare da parte della superficie terrestre dipende dalla natura di questa superficie. Il rapporto tra la quantità di radiazione riflessa e la quantità totale di radiazione incidente su una data superficie è chiamato albedo di superficie. Questo rapporto è espresso in percentuale.
Quindi, dal flusso totale della radiazione totale ( S peccato h + D) parte di essa è riflessa dalla superficie terrestre ( S peccato h + D)E dove MAè l'albedo di superficie. Il resto della radiazione totale
(S peccato h + D) (1 – MA) viene assorbita dalla superficie terrestre e va a riscaldare gli strati superiori del suolo e dell'acqua. Questa parte è chiamata radiazione assorbita.
L'albedo della superficie del suolo varia entro il 10–30%; nel chernozem bagnato diminuisce al 5% e nella sabbia chiara asciutta può salire fino al 40%. All'aumentare dell'umidità del suolo, l'albedo diminuisce. L'albedo della copertura vegetale - foreste, prati, campi - è del 10–25%. L'albedo della superficie della neve fresca è dell'80–90%, mentre quella della neve di lunga data è di circa il 50% e inferiore. L'albedo di una superficie d'acqua liscia per irraggiamento diretto varia da una piccola percentuale (se il Sole è alto) al 70% (se basso); dipende anche dall'eccitazione. Per la radiazione diffusa, l'albedo delle superfici d'acqua è del 5–10%. In media, l'albedo della superficie dell'Oceano Mondiale è del 5–20%. L'albedo della superficie superiore delle nuvole varia da una piccola percentuale al 70–80%, a seconda del tipo e dello spessore della copertura nuvolosa, in media del 50–60% (SP Khromov, MA Petrosyants, 2004).
I dati sopra riportati si riferiscono alla riflessione della radiazione solare, non solo visibile, ma anche nel suo intero spettro. I mezzi fotometrici misurano l'albedo solo per la radiazione visibile, che, ovviamente, può differire leggermente dall'albedo per l'intero flusso di radiazione.
La parte predominante della radiazione riflessa dalla superficie terrestre e dalla superficie superiore delle nuvole va oltre l'atmosfera nello spazio mondiale. Una parte (circa un terzo) della radiazione diffusa va anche nello spazio mondiale.
Il rapporto tra la radiazione solare riflessa e diffusa che lascia lo spazio e la quantità totale di radiazione solare che entra nell'atmosfera è chiamato albedo planetario della Terra, o semplicemente L'albedo terrestre.
In generale, l'albedo planetario della Terra è stimato al 31%. La parte principale dell'albedo planetario della Terra è il riflesso della radiazione solare da parte delle nuvole.
Parte della radiazione diretta e riflessa è coinvolta nel processo di fotosintesi delle piante, così viene chiamata radiazione fotosinteticamente attiva(LONTANO). LONTANO - la parte di radiazione a onde corte (da 380 a 710 nm), che è la più attiva in relazione alla fotosintesi e al processo produttivo delle piante, è rappresentata sia dalla radiazione diretta che da quella diffusa.
Le piante sono in grado di consumare la radiazione solare diretta e riflessa da oggetti celesti e terrestri nell'intervallo di lunghezze d'onda da 380 a 710 nm. Il flusso di radiazione fotosinteticamente attiva è circa la metà flusso solare, cioè. metà della radiazione totale e praticamente indipendentemente dalle condizioni meteorologiche e dalla posizione. Sebbene, se per le condizioni dell'Europa il valore di 0,5 è tipico, per le condizioni di Israele è leggermente più alto (circa 0,52). Tuttavia, non si può dire che le piante utilizzino PAR allo stesso modo per tutta la loro vita e dentro varie condizioni. L'efficienza dell'uso della PAR è diversa, pertanto sono stati proposti gli indicatori "Coefficiente di utilizzo della PAR", che riflette l'efficienza dell'uso della PAR e l'"Efficienza delle fitocenosi". L'efficienza delle fitocenosi caratterizza l'attività fotosintetica della copertura vegetale. Questo parametro ha trovato la più ampia applicazione tra i forestali per la valutazione delle fitocenosi forestali.
Va sottolineato che le piante stesse sono in grado di formare PAR nella copertura vegetale. Ciò si ottiene grazie alla disposizione delle foglie verso i raggi solari, alla rotazione delle foglie, alla distribuzione di foglie di diverse dimensioni e angoli su diversi livelli fitocenosi, cioè attraverso la cosiddetta architettura a baldacchino. Nella copertura vegetale, i raggi solari vengono ripetutamente rifratti, riflessi dalla superficie fogliare, formando così il proprio regime di irraggiamento interno.
La radiazione diffusa all'interno della copertura vegetale ha lo stesso valore fotosintetico della radiazione diretta e diffusa che entra nella superficie della copertura vegetale.
| Sommario |
|---|
| Climatologia e meteorologia |
| PIANO DIDATTICO |
| Meteorologia e climatologia |
| Atmosfera, tempo, clima |
| Osservazioni meteorologiche |
| Applicazione delle carte |
| Servizio meteorologico e Organizzazione meteorologica mondiale (OMM) |
| Processi di formazione del clima |
| Fattori astronomici |
| Fattori geofisici |
| Fattori meteorologici |
| A proposito di radiazione solare |
| Equilibrio termico e radiativo della Terra |
| radiazione solare diretta |
| Cambiamenti della radiazione solare nell'atmosfera e sulla superficie terrestre |
| Fenomeni di dispersione delle radiazioni |
| Radiazione totale, radiazione solare riflessa, radiazione assorbita, PAR, albedo terrestre |
| Radiazione della superficie terrestre |
| Controradiazioni o controradiazioni |
| Bilancio di radiazione della superficie terrestre |
| Distribuzione geografica del bilancio di radiazione |
| Pressione atmosferica e campo barico |
| sistemi di pressione |
| fluttuazioni di pressione |
| Accelerazione dell'aria dovuta al gradiente barico |
| La forza di deflessione della rotazione terrestre |
| Vento geostrofico e di gradiente |
| legge del vento barico |
| Fronti nell'atmosfera |
| Regime termico dell'atmosfera |
| Bilancio termico della superficie terrestre |
| Variazione giornaliera e annuale della temperatura sulla superficie del suolo |
| Temperature della massa d'aria |
| Ampiezza annuale della temperatura dell'aria |
| clima continentale |
| Copertura nuvolosa e precipitazioni |
| Evaporazione e saturazione |
| Umidità |
| Distribuzione geografica dell'umidità dell'aria |
| condensazione atmosferica |
| Nuvole |
| Classificazione internazionale delle nuvole |
| Nuvolosità, sua variazione giornaliera e annuale |
| Precipitazioni dalle nuvole (classificazione delle precipitazioni) |
| Caratteristiche del regime delle precipitazioni |
| Il corso annuale delle precipitazioni |
| Significato climatico del manto nevoso |
| Chimica atmosferica |
| La composizione chimica dell'atmosfera terrestre |
| Composizione chimica delle nuvole |
| Composizione chimica delle precipitazioni |
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| Circolazione generale dell'atmosfera |
Il problema della pericolosità dell'asteroide-cometa, ovvero la minaccia di una collisione della Terra con piccoli corpi sistema solare, è oggi riconosciuto come un complesso problema globale di fronte all'umanità. In questo monografia collettiva per la prima volta sono stati riassunti i dati su tutti gli aspetti del problema. Vengono prese in considerazione idee moderne sulle proprietà dei piccoli corpi del Sistema Solare e sull'evoluzione del loro insieme, i problemi di rilevamento e monitoraggio dei piccoli corpi. Problemi di valutazione del livello di minaccia e possibili conseguenze corpi che cadono sulla Terra, modi per proteggere e ridurre i danni, nonché modi per sviluppare la cooperazione nazionale e internazionale su questo problema globale.
Il libro è destinato a una vasta gamma di lettori. Scienziati, insegnanti, dottorandi e studenti di varie specialità, tra cui, prima di tutto, astronomia, fisica, scienze della terra, tecnici spaziali e, naturalmente, lettori interessati alla scienza, troveranno molte cose interessanti per se stessi.
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Asteroidi, come tutti i corpi del sistema solare tranne corpo centrale, risplendi della luce riflessa del sole. Durante l'osservazione, l'occhio registra il flusso luminoso diffuso dall'asteroide verso la Terra e che passa attraverso la pupilla. Una caratteristica della sensazione soggettiva di un flusso luminoso di varia intensità proveniente dagli asteroidi è la loro brillantezza. È questo termine (piuttosto che la luminosità) che si consiglia di utilizzare letteratura scientifica. L'occhio infatti reagisce all'illuminazione della retina, cioè al flusso luminoso per unità di area dell'area perpendicolare alla linea di vista, a distanza dalla Terra. L'illuminazione è inversamente proporzionale al quadrato della distanza dell'asteroide dalla Terra. Considerando che il flusso diffuso da un asteroide è inversamente proporzionale al quadrato della sua distanza dal Sole, si può concludere che l'illuminazione sulla Terra è inversamente proporzionale al quadrato della distanza dall'asteroide al Sole e alla Terra. Quindi, se indichiamo l'illuminazione creata da un asteroide situato a una distanza r dal Sole e? dalla Terra, attraverso E, e attraverso E 1 - l'illuminazione creata dallo stesso corpo, ma situata a una distanza unitaria dal Sole e dalla Terra, quindi
E \u003d E 1 r -2? -2. (3.2)
In astronomia, l'illuminazione è solitamente espressa in magnitudini stellari. Un intervallo di illuminazione di una magnitudine è il rapporto tra le illuminazioni create da due sorgenti, in cui l'illuminazione di una di esse è 2,512 volte maggiore dell'illuminazione creata dall'altra. In un caso più generale, la formula di Pogson vale:
E m1 / E m2 = 2.512 (m2-m1) , (3.3)
dove E m1 è l'illuminazione di una sorgente di magnitudine m 1 , E m2 è l'illuminazione di una sorgente di magnitudo m 2 (minore è l'illuminazione, maggiore è la magnitudine). Da queste formule deriva la dipendenza della luminosità dell'asteroide m, espressa in magnitudini, dalla distanza r dal Sole e? dalla terra:
m = m 0 + 5 lg(r?), (3.4)
dove m 0 è la cosiddetta magnitudine assoluta dell'asteroide, numericamente uguale alla magnitudine che avrebbe l'asteroide, trovandosi a una distanza di 1 UA. dal Sole e dalla Terra e ad angolo di fase zero (ricordiamo che l'angolo di fase è l'angolo dell'asteroide tra le direzioni verso la Terra e verso il Sole). È ovvio che una tale configurazione di tre corpi non può essere realizzata in natura.
La formula (3.4) non descrive completamente il cambiamento nella luminosità di un asteroide durante il suo movimento orbitale. Infatti, la luminosità di un asteroide dipende non solo dalla sua distanza dal Sole e dalla Terra, ma anche dall'angolo di fase. Questa dipendenza è associata, da un lato, alla presenza di danno (la parte dell'asteroide non illuminata dal Sole) se osservato dalla Terra con un angolo di fase diverso da zero, e, dall'altro, al micro - e macrostruttura della superficie.
Va tenuto presente che gli asteroidi della Cintura Principale possono essere osservati solo ad angoli di fase relativamente piccoli, fino a circa 30°.
Fino agli anni '80. 20 ° secolo Si credeva che l'aggiunta di un termine proporzionale all'angolo di fase alla formula (3.4) permettesse di tenere abbastanza bene in considerazione la variazione di luminosità in funzione dell'angolo di fase:
m = m0 + 5 lg(r?) + k?, (3.5)
dove? - angolo di fase. Il coefficiente di proporzionalità k, sebbene diverso per i diversi asteroidi, varia principalmente nell'intervallo 0,01–0,05 m/°.
Secondo la formula (3.5), l'aumento di grandezza m all'aumentare dell'angolo di fase è lineare, m0 è l'ordinata del punto di intersezione della curva di fase (effettivamente rettilinea) con la verticale in r = ? = 1 e? = 0°.
Studi più recenti hanno dimostrato che la curva di fase degli asteroidi è complessa. Una diminuzione lineare della luminosità (un aumento della magnitudine dell'oggetto) all'aumentare dell'angolo di fase avviene solo nell'intervallo da circa 7° a 40°, dopo di che inizia una diminuzione non lineare. D'altra parte, ad angoli di fase inferiori a 7°, si verifica il cosiddetto effetto di opposizione: un aumento non lineare della luminosità con una diminuzione dell'angolo di fase (Fig. 3.15).
Riso. 3.15. Magnitudine rispetto all'angolo di fase per l'asteroide (1862) Apollo
Dal 1986, per calcolare la magnitudine apparente degli asteroidi nei raggi V (la banda visiva dello spettro del sistema fotometrico UBV) viene utilizzata una formula semiempirica più complessa, che consente di descrivere con maggiore precisione la variazione di luminosità nell'intervallo degli angoli di fase da 0° a 120°. La formula sembra
V = H + 5 lg(r?) - 2,5 lg[(1 - G)? 1+G? 2]. (3.6)
Qui H è la magnitudine assoluta dell'asteroide nei raggi V, G è il cosiddetto parametro di inclinazione, ? 1 e? 2 - Funzioni dell'angolo di fase definite dalle seguenti espressioni:
io = exp ( - A io B io ), io = 1, 2,
LA 1 = 3,33, LA 2 = 1,87, LA 1 = 0,63, LA 2 = 1,22.
Dopo che gli elementi dell'orbita sono determinati e, quindi, r, ? e? può essere calcolata, la formula (3.6) permette di trovare la magnitudine stellare assoluta se ci sono osservazioni della magnitudine stellare apparente. Per determinare il parametro G sono necessarie osservazioni della magnitudine apparente a vari angoli di fase. Allo stato attuale, il valore del parametro G è stato determinato dalle osservazioni di soli 114 asteroidi, inclusi diversi NEA. I valori trovati di G variano da –0,12 a 0,60. Per altri asteroidi, si presume che il valore G sia 0,15.
Flusso di energia radiante del Sole nell'intervallo di lunghezze d'onda luce visibile, cadendo sulla superficie dell'asteroide, è inversamente proporzionale al quadrato della sua distanza dal Sole e dipende dalle dimensioni dell'asteroide. Questo flusso viene parzialmente assorbito dalla superficie dell'asteroide, riscaldandolo, e parzialmente disperso in tutte le direzioni. Il rapporto tra il flusso diffuso in tutte le direzioni e il flusso incidente è chiamato albedo sferico A. Caratterizza la riflettività della superficie dell'asteroide.
L'albedo sferico è solitamente rappresentato come il prodotto di due fattori:
Il primo fattore p, detto albedo geometrico, è il rapporto tra la luminosità di un corpo celeste reale ad angolo di fase zero e la luminosità di un disco assolutamente bianco dello stesso raggio di Corpo celeste, situata perpendicolarmente ai raggi solari alla stessa distanza dal Sole e dalla Terra del corpo celeste stesso. Il secondo fattore q, chiamato integrale di fase, dipende dalla forma della superficie.
In contraddizione con il suo nome, l'albedo geometrico determina la dipendenza della dispersione del flusso incidente non dalla geometria del corpo, ma dalla Proprietà fisiche superfici. Sono i valori dell'albedo geometrico che sono riportati nelle tabelle e si intendono quando si parla della riflettività delle superfici degli asteroidi.
Albedo non dipende dalle dimensioni del corpo. È strettamente correlato alla composizione mineralogica e alla microstruttura degli strati superficiali di un asteroide e può essere utilizzato per classificare gli asteroidi e determinarne le dimensioni. Per diversi asteroidi, l'albedo varia da 0,02 (oggetti molto scuri che riflettono solo il 2% della luce incidente dal Sole) a 0,5 o più (oggetti molto luminosi).
Per quanto segue, è importante stabilire una relazione tra il raggio di un asteroide, il suo albedo e la magnitudine assoluta. Ovviamente, maggiore è il raggio dell'asteroide e maggiore è il suo albedo, maggiore è il flusso luminoso che riflette in una data direzione, a parità di condizioni. L'illuminazione che un asteroide crea sulla Terra dipende anche dalla sua distanza dal Sole e dalla Terra e dal flusso di energia radiante del Sole, che può essere espresso in termini di magnitudine del Sole.
Se designiamo l'illuminazione creata dal Sole sulla Terra come E ? , l'illuminazione creata dall'asteroide - come E, le distanze dall'asteroide al Sole e alla Terra - come r e?, e il raggio dell'asteroide (in AU) - come?, allora la seguente espressione può essere usata per calcola l'albedo geometrico p:
Se prendiamo il logaritmo di questo rapporto e sostituiamo il logaritmo del rapporto E/E ? dalla formula di Pogson (3.3), troviamo
lg p \u003d 0,4 (m ? - m) + 2 (lg r + lg ? - lg ?),
dove m? è la magnitudine apparente del Sole. Quindi sostituiamo m con la formula (3.4).
lg p \u003d 0,4 (m ? - m 0) - 2 lg ?,
oppure, esprimendo il diametro D in chilometri e assumendo la magnitudine stellare apparente del Sole nei raggi V pari a –26,77 [Gerels, 1974], otteniamo
log D \u003d 3,122 - 0,5 log p - 0,2H, (3,7)
dove H è la magnitudine assoluta dell'asteroide nei raggi V.
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