Günəş radiasiyası

Günəş radiasiyası coğrafi təbəqə üçün əslində yeganə istilik mənbəyidir, onun istilik və işıq rejimini müəyyən edir. Buna görə də radiasiyanın miqdarı dəqiq müəyyən edilməlidir. Bir enerji növü digərinə ekvivalent olaraq keçdiyinə görə Günəş radiasiyasının şüa enerjisini də istilik enerjisinin vahidləri (coul) ilə ifadə olunur. Radiasiyanın atmosferdən kənardakı intensivliyi müəyyən edilməlidir, çünki o, hava sferini keçərkən dəyişir və zəifləyir.

Günəş radiasiyası günəş sabiti ilə ifadə olunur. Atmosferdən kənarda Günəş şüalarına perpendikulyar 1 sm² sahəyə 1 dəqiqə ərzində düşən Günəş enerjisi axını, yaxud atmosferin üst sərhəddində şüalara perpendikulyar 1 sm2 qara səthin 1 dəqiqə ərzində aldığı istiliyin miqdarı belə adlanır. Beynəlxalq geofizika ilinin (1957) materiallarına görə Günəş sabiti 1,98 kal/(sm².dəq) (1,381 kVt) / (m² x dəq)-yə bərabərdir. Sonralar aparılan ölçmələr bir qədər kiçik kəmiyyət vermişdir: 1,94 kal (sm².dəq) və ya (1,352 kVt) (m².dəq) (Kondratyev, 1970)

Üst atmosfer radiasiyanın xeyli hissəsini udduğu üçün coğrafi təbəqənin üst sərhəddində, yəni alt stratosferdə onun kəmiyyətini bilmək önəmlidir. O, şərti Günəş sabiti ilə ifadə olunur. Şərti Günəş sabiti kəmiyyəti 1,90–1,92 kal/ (sm².dəq)-yə (Budıko, 1971) və ya 1,32 −1,34 kVt (m².dəq) — yə bərabərdir.

Günəş sabiti öz adının ziddinə olaraq sabit qalmır. O, Yerin orbit üzrə hərəkəti prosesində Günəş — Yer məsafəsinin dəyişməsilə əlaqədar olaraq dəyişir. Bu dəyişmələr nə qədər kiçik olsa da, havaya və iqlimə mütləq təsir göstərir.

Troposferin hər kvadrat kilometri ildə orta hesabla 10,8•×10²⁴ C (2,6•×10⁵ kal) alır. Bu miqdarda istiliyi 400 000 ton daş kömürü yandıran zaman almaq olar. Bütün Yer ildə 5,74•×10²⁴ C alır.

Atmosferə daxil olana qədər Günəş radiasiyasının paylanması, solyar (günəş) iqlimi adlanır. Onun Yerin hava təbəqəsinin, istinin yayılmasında və istilik rejiminin yaranmasında böyük rolu var. Vahid sahəyə düşən Günəş istisinin və işığının miqdarı şüaların düşmə bucağı ilə, daha doğrusu düşmə bucağının sinisu ilə müəyyən olunur. Həmin bucaq Günəşin üfüq uzərindən qaxma hündürlüyündüən və günün uzunluğundan asılıdır^[1].

Coğrafi təbəqənin yuxarı sərhəddində yalnız astronomik amillərin səbəb olduğu radiasiya Yer səthində yayıldığına nisbətən daha bərabər yayılır. Cədvəldən aydın olur ki, Günəş qütb enliklərinə ekvatora daxil olan istiliyin miqdarının yarısından da bir qədər az (42 %) istilik göndərir.

Mütləq şəffaf atmosferdə ümumi günəş radiasiyası, MC/m² (mötərizədə kkal/sm²)^[2]

Günəş Yerin ekvator müstəvisinə nisbətən simmetrik şüalandırmalı idi. Lakin bu, ildə ancaq iki dəfə — gecə-gündüz bərabərliklərində olur. Yerin fırlanma oxunun mailliyi və illik hərəkəti onun Günəş tərəfindən dissimmetrik şüalanmasına səbəb olur: ilin yanvar hissəsində cənub yarımkürəsi, iyul hissəsində isə şimal yarımkürəsi çox istilik alır. Coğrafi təbəqənin mövsümü ritmikliyinin səbəbi də budur. Yay yarımkürəsində ekvatorla qütb arasında fərq böyük deyil. Halbuki qış yarımkürəsinin qütb ölkələri bu vaxt qətiyyən Günəş istisi və işığı almır.

Gecə-gündüz bərabərliyi və gündönümü günlərində sutkalıq Günəş radiasiyasının miqdarı, MC/m² ilə.

Beləliklə, solyar iqlim qütblərdə ekvatordakına nisbətən illik yekunda yalnız 2,4 dəfə soyuqdur. Lakin nəzərə almaq lazımdır ki, qışda Günəş qütbləri ümumiyyətlə işıqlandırmır. Bütün enliklərin real iqlimi bir çox hallarda Yer amillərindən asılıdır. Bu amillərin ən başlıcaları radiasiyanın atmosferdə zifləməsi və müxtəlif coğrafi şəraitlərdə Yer səthinin onu müxtəlif cür mənimsəməsidir.

 

Günəşin buludsuz səmada atmosferdən keçən düz şüaları düz Günəş radiasiyası adlanır. Atmosfer yüksək dərəcədə şəffaf olan zaman tropik qurşaqda şüalara perpendikulyar səthə onun maksimal kəmiyyəti 1,05 −1,19 kVt/m² dəqiqədir. Orta enliklərdə günorta radiasiyanın gərginliyi adətən 0,70–0,98 kVt/m² dəqiqəyə yaxındır. Bu gərginlik dağlarda artır.

Günəş şüalarının bir hissəsi qaz molekulları və aerozollarla təmas nəticəsində səpələnir və səpələnmiş radiasiyaya çevrilir. Yerüstü əşyalara o, Günəş diskindən deyil, bütün səmadan düşür və hər tərəfdə gündüz işıqlığı yaradır. Bu, günəşli günlərdə düz şüalar düşməyən yerləri, məsələn, meşənin kölgə yerlərini də işıqlandırır. Düz radiasiya ilə birlikdə səpələnmiş radiasiya da istilik mənbəyidir.

Düz radiasiya nə qədər intensiv olsa səpələnmiş radiasiyanın mütləq kəmiyyəti də bir o qədər böyük olur. Onun nisbi qiyməti düz radiasiyanın rolu azaldıqca artır: orta enliklərdə o, ümumi radiasiya gəlirinin yayda 41 %-ni, qışda 73 %-ni təşkil edir. Yer səthində düz və səpələnmiş radiasiyalar daxil olur və bunların məcmuyu ümumi radiasiyanı əmələ gətirir. Bu da troposferin istilik rejimini müəyyən edir.

Atmosfer radiasiyanı udaraq və səpələyərək xeyli zəiflədir. Zəifləmə kəmiyyəti şəffaflıq əmsalından asılıdır. Bu əmsal Yer səthinə nə qədər radiasiya çatdığını göstərir. Əgər troposfer yalnız qazlardan ibarət olsaydı, şəffaflıq əmsalı 0,9-a bərabər olardı və troposfer Yerə gələn radiasiyanın 90 % -ni buraxardı. Lakin havada həmişə qarışıq vardır; o, şəffaflıq əmsalını 0,7–0,8 -ə qədər azaldır. Atmosferin şəffaflığı havanın dəyişməsi ilə dəyişir.

Yüksəyə qalxdıqca havanın sıxlığı azaldığından keçən qaz təbəqəsini atmosfer qatının kilometrləri ilə ifadə etmək olmaz. Ölçü vahidi kimi optik kütlə qəbul edilmişdir. O, şüaların şaquli düşməsi şəraitində hava təbəqəsinin qalınlığına bərabərdir. Günəş üdüqə yaxın olanda şüaları bir neçə optik kütlədən keçir. Günəş qalxdıqca onun şüalarının keçdiyi optik kütlələrin sayı azalır və şqaların intensivliyi artır. Günəş radiasiyasının atmosferdə səifləmə dərəcəsi Lambertin düsturu ilə ifadə olunur: 

${\displaystyle J_{1}=J_{0}=\ \mathrm {P^{m}} }$ 

Burda ${\displaystyle J_{1}}$  Yer səthinə çatan radiasiya, ${\displaystyle J_{0}}$  — günəş sabiti, ${\displaystyle P}$  şəffaflıq əmsalı, ${\displaystyle m}$  — optik kütlələrin sayıdır.^[3]

 

Yer səthi vahidinə düşən şüa enerjisinin miqdarı birinci növbədə şüanın düşmə bucağından asılıdır. Ekvatorda, orta və yüksək enliklərdə eyni bir sahəyə müxtəlif miqdarda radiasiya düşür. Bu asılılıq belə ifadə olunur: Günəş radiasiyasının intensivliyi şüanın düşmə bucağının sinusuna və ya yerin coğrafi enliyinin kosinusuna mütənasibdir: ${\displaystyle J_{1}=J_{0}sin\alpha =\ \mathrm {Jcos\varphi } }$ 

Məlumdur ki, sin${\displaystyle 90^{\circ }}$ = 1; sin ${\displaystyle 60^{\circ }}$ = 0,8; sin${\displaystyle 30^{\circ }}$ = 0,5; sin${\displaystyle 0^{\circ }}$ = 0. Məhs burdan alçaq enliklərdə temperaturun zonal qradiyentinin nə üçün kiçik olduğu aydınlaşır.

Günəş insolyasiyasını (işıqsaçmanı) buludluq çox zəiflədir. Ekvatorial və mülayim enliklərin çox və tropik enliklərin az buludlulğu Günəşin şüa enerjisinin optik zonal paylanmasına xeyli düzəliş verir. Radiasiyanın Yer səthi üzrə paylanması zonal-regional xarakterlidir. Ona görə zonal xarakterlidir ki, radiasiya enlik üzrə paylanır və hər zona bir-birindən müəyyən qədər fərqli rayonlara ayrılır.

Mülayim enliklərdə istilik göstəriciləri böyük mövsümi dəyişikliyə məruz qalır və biosferin təbii prosesləri orta temperatur şəraitinə yox, real temperatur şəraitinə reaksiya verir. O üzdən temperaturun mövsümü dəyişməsinin amplitudasını bilmək çox vacıbdir.

Ekvatorial və tropik enliklərdə Günəşin hündürlüyü və onun şüalarının düşmə bucağının sinisu aylar üzrə çox az dəyişir. Ümumi radiasiya bütün aylarda böyükdür, istilik şəraiti ya mövsüm ərzində dəyişmir yaxud çox cüzi dəyişir. Günəşin zenit mövqeyinə uyğun gələn iki maksimumu zəif hiss olunur.

Mülayim qurşaqda radiasiyanın illik gedişində yay maksimumu kəskin nəzərə çarpır, bu zaman ümumi radiasiyanın aylıq kəmiyyəti tropik radiasiyadan az olmur. İsti ayların sayı enlikdən — enliyə azalır.

Qütb qurşaqlarında radiasiya olaraq bir neçə gündən bir neçə aya kimi nəinki qızma, hətta işıqlanma da olmur. Yayda isə o, daima olur və bu, ümumi aylıq radiasiyanı artırır.^[4]

Yer səthinə çatan ümumi radiasiya torpaq və sututarlar tərəfindən qismən udulur və istiyə çevrilir, okeanlar və dənizlərdə buxarlanmaya sərf olunur. Bir hissəsi atmosferə qayıdır (qayıdan radiasiya). Mənimsənilən və qayıdan şüa enerjisinin nisbəti qurunun xarakterindən, şüaların su səthinə düşmə bucağından asılıdır. Udulmuş enerjini əslində ölçmək mümkün olmadığından qayıdan enerji kəmiyyətini müəyyən edirlər.

  Əsas məqalə: Albedo

 

Yer səthinin və su səthinin qaytarıcılıq (əksetdirmə) qabiliyyəti albedo adlanır. O, müəyyən səth üzərinə düşən radiasiyanın əks olunan hissəsinin % -i ilə hesablanır. Albedo şüaların düşmə bucağı (daha düzgün bucağın sinisu) və onların keçdiyi optik atmosfer kütlələrinin sayı ilə birlikdə planetar miqyasda ən vacib iqlim əmələgətirmə amillərindən biridir.^[5]

Quruda albedo təbii səthlərin rəngi ilə müəyyən edilir. Tam qara cisim bütün radiasiyanı mənimsəməyə qabildir. Güzgü səthi şüaları 100 % əks etdirir və qızmağa qabil deyildir. Real səthlərdən təmiz qar daha böyük albedoya malikdir.^[6][7] Radiasiya üçün düz su səthinin albedosu ona Günəş şüalarının hansı bucaq altında düşməsindən asılıdır.^[8] Şaquli şüalar suda dərinə nüfuz edir və su istiliyi mənimsəyir. Maili şüalar sudan güzgüdəki kimi əks olunur və onu qızdırmır: su səthinin albedosu Günəş 90° yüksəklikdə olanda 2 %-ə, Günəş 20° yüksəkdə olanda isə 78 %-ə bərabərdir.

Yer kürəsi səthinin ⅔ -si okeanla örtülü olduğunda su səthinin Günəş enerjisin mənimsəməsi çox vacib iqlim əmələgətirmə amili kimi özünü göstərir. Okenlar subqütb enliklərində onlara gəlib çatan Günəş istisinin yalnız kiçik bir hissəsini mənimsəyir. Tropik dənizlər isə, əksinə, demək olar ki, Günəşdən gələn bütün enerjini udur. Qütb ölkələrinin qar örtüyü kimi su səthinin albedosu da iqlimlərin zonal diferensiasiyasını dərinləşdirir.

 

Günəş radiasiyasının mütləq sıfırdan yuxarı qızan coğrafi təbəqənin bütün sahələrinin — dənizlərin səthinin, torpağın, meşə massivlərinin, qarlı sahələrin və buzlaqların məxsusi şüalandırma qabiliyyəti vardır. Bu, uzundalğalı istilik radiasiyasıdır. Temperatur 15 °C olduqda (şimal yarımkürəsində Yerdən 2 metr hündürlükdə havanın orta temperaturu 15,2 °C-dir) istilik şüalandırma kəmiyyəti 0,6² kal/sm².dəqiqəyə bərabərdir. Soyuq cisimlərin istiliyi az, isti cisimlər çox şüalandırır.^[9]

Yer şüalanması havanı qızdırır. Qızmış atmosfer özü istilik verir. İstiliyin bir hissəsi yuxarı gedir və planetlərarası sahədə itir. Bir hissəsi aşağı — Yerə doğru — Yer şüalanmasına qarşı gəlir; bu müqabil şüalanma adlanır. Müqabil şüalanma orta hesabla 0,2 kal/sm².dəqiqəyə bərabərdir. Cismin məxsusi şüalanması ilə atmosferin müqabil şüalanması arasındakı fərq effektiv şüalanma adlanır.^[10] Onun qiyməti Yerdən və ya sudan atmosferə həqiqi istilik cərəyanını ifadə edir.

Hava qazlarının molekulları qısadalğalı Günəş şüalarını praktiki olaraq sərbəst buraxır. Yer səthində şüa enerjisi uzundalğalı istilik enerjisinə çevrilir. Atmosferin dəyişən hissəsi (su buxarı, karbon qazı, su damcıları, buz kristalları və digər asılı hissəciklər) orenjeriya yaxud istixana şüşəsi kimi uzundalğalı istilik şüasını müqabil şüalanmanı gücləndirir. Atmosferin Günəş şüalarını Yerə buraxmaq və istilik şüalanmasını saxlamaq xassəsi oranjeriya effekti və istilik effekti adlanır.^[11]

Effektib şüalanma kəmiyyəti bir sıra amillərdən asılıdır:

• Torpağın və ya suyun temeperaturu.
• Havanın rütubəti.
• Duman və bulud.
• Sututarlara yaxınlıq və ya uzaqlıq.
• Mütləq hündürlük.
• Bitkilər.
• Torpaq və qrunt.

Günəşin radiasiya istiliyinin gəlməsi və onun Yer kürəsi səthi tərəfindən sərf olunması kimi mürəkkəb və bir-birinə zidd proses (R) radiasiya balansı ilə — istiliyin gəlməsi və sərf olunması kimi iki prosesin nəticəsi ilə ifadə olunur.

Balansın gəlir hissəsinə düz radiasiya (Q), səpələnən radiasiya (D) və atmosferin müqabil şüalanması (E) daxildir; məsrəf əks olunan radiasiyadan (S) və sətin şüalanmasından (U) ibarətdir:

${\displaystyle R=Q+D+E-C-U\ \mathrm {} }$ 

Əgər effektiv ${\displaystyle J}$  şüalanma dail edilsə, onda düstur belə şəkil alar:

${\displaystyle R=Q+D-J-C\ \mathrm {} }$ 

Radiasiya balansını ifadə etmək üçün başqa düsturlar da vardır, məsələn:

${\displaystyle R=Q(J-\alpha )-J\ \mathrm {} }$ 

burda Q — ümumi radiasiya, ${\displaystyle \alpha \ \mathrm {} }$ - albedodur.

Riyazı baxımdan radiasiya rejimi müsbət (yəni istiliyin gəliri sərfindən böyükdür), sıfır (yəni onlar bərabərdir) və mənfi (yəni itki gəlirdən böyükdür) olur.^[12]

Günəşin çıxması ilə radiasiya istisi gəlməyə başlayır, torpaq qızır və istiliyin məsarifi artır. Maksimum radiasiya günortaçağı, maksimum məsarif isə 1–2 saat gec olur. Saat 13 −14 -dən sonra istiliyin gəliri və məsarifi Günəşin batmağa doğru hərəkəti ardınca azalır. Gecə istilik gəlmir, istilik məsarifi isə davam edir. Təsvir edilən radiasiya rejiminə temperaturun gedişi də uyğun gəlir: Günəş çıxmazdan əvvəl temperatur ən alçaq, günortadan 1–2 saat sonra isə yüksək olur.

Radiasiya rejiminin illik gedişi və havanın temperaturu da belədir: ən az radiasiya dekabra, ən alçaq temperatur isə yanvara; maksimum radiasiya iyuna, maksimum temperatur isə iyula düşür.

• L. P. Şubayev. Ümumi Yerşünaslıq. Bakı. "Maarif", 1986, 452 s. səh: 100–115