La diferencia entre la propia radiación y la contrarradiación se llama radiación efectiva Su:

mi mi = mi s – mi una

La radiación efectiva (E e) es la pérdida neta de energía radiante (calor) de la superficie terrestre. Se lleva a cabo tanto de día como de noche. Pero durante el día se compensa con la radiación solar absorbida (total o parcialmente). En días despejados es mayor que en días nublados, ya que la nubosidad aumenta la contrarradiación E a.

La radiación efectiva es proporcional al producto T 3 ΔT, donde T es la temperatura absoluta de la superficie terrestre, ΔT es la diferencia entre la temperatura de la tierra y el aire.

Con base en esta fórmula, se puede argumentar que la radiación efectiva en los meses de verano es mayor que en la estación fría. La segunda razón de esto es la disminución de la nubosidad.

Debido a que la atmósfera absorbe radiación de onda larga de la superficie terrestre, la Tierra no se enfría tanto. Este efecto de calentamiento se llama efecto invernadero o invernadero .

Al caer sobre la superficie de la tierra, la radiación total se absorbe en su mayor parte en la fina capa superior de suelo o en una capa más gruesa de agua, se convierte en calor y se refleja parcialmente. La cantidad de reflexión de la radiación solar por la superficie terrestre depende de la naturaleza de esta superficie. La relación entre la cantidad de radiación reflejada y la cantidad total de radiación incidente en una superficie determinada se llama albedo superficial. Esta relación se expresa como porcentaje.

Entonces, del flujo total de radiación total (Ssinh Q+D) parte de ella se refleja desde la superficie de la tierra (Ssinh Q + D)A, Dónde A - albedo superficial. El resto de la radiación total (Ssin h Q + D)(1 - A) absorbido por la superficie terrestre y utilizado para calentar capas superiores suelo y agua. Esta parte se llama absorbido por la radiación.

Albedo de la superficie del suelo varía entre el 10 y el 30%; en chernozem húmedo disminuye al 5% y en arena ligera seca puede aumentar hasta el 40%. A medida que aumenta la humedad del suelo, el albedo disminuye. Albedo de la vegetación- bosques, prados, campos - está entre el 10 y el 25%. Albedo superficial de nieve recién caída es 80-90%, nieve larga- alrededor del 50% y menos. Albedo de una superficie de agua suave. para la radiación directa, varía desde un pequeño porcentaje cuando el Sol está alto hasta el 70% cuando el Sol está bajo; También depende de la emoción. Para radiación dispersa, el albedo de las superficies del agua es del 5 al 10%. En promedio, el albedo de la superficie del Océano Mundial es del 5 al 20%. Albedo superior de la nube- desde un pequeño porcentaje hasta el 70-80%, según el tipo y el espesor de la capa de nubes - en promedio, 50-60%.

Las cifras dadas se refieren al reflejo de la radiación solar no sólo visible, sino también en todo su espectro. Fotométrico significa medir el albedo sólo para radiación visible, que, por supuesto, puede diferir ligeramente del albedo de todo el flujo de radiación.

El patrón de distribución del albedo planetario obtenido a partir de observaciones de satélites meteorológicos revela un marcado contraste entre los valores de albedo en las latitudes altas y medias de los hemisferios norte y sur más allá del paralelo 30. En los trópicos, el albedo es mayor en desiertos como el Sahara, en zonas de nubes convectivas en América Central y en áreas oceánicas en la zona de convergencia intertropical (por ejemplo, el Pacífico ecuatorial oriental).

En el hemisferio sur, se observa una variación zonal de las isolíneas de albedo debido a una distribución más simple de la tierra y el océano. Los valores de albedo más altos se encuentran en latitudes polares, donde predominan los campos de nieve y hielo.

La parte predominante de la radiación reflejada por la superficie terrestre y Superficie superior nubes, va más allá de la atmósfera hacia el espacio exterior. Una parte (aproximadamente un tercio) de la radiación dispersada también escapa al espacio exterior.

La relación entre la radiación solar reflejada y dispersada que escapa al espacio y la cantidad total de radiación solar que ingresa a la atmósfera se llama albedo planetario de la Tierra. o Albedo de Zeshi.

En general, el albedo planetario de la Tierra se estima en un 31%. La mayor parte del albedo planetario de la Tierra es el reflejo de la radiación solar en las nubes.

1. Materia, tareas y métodos de la meteorología y la climatología.

2. Historia del desarrollo de la meteorología y la climatología.

3. Masas de aire y dandies en la troposfera.

4. Almacén de aire químico. La estructura de la atmósfera.

5. Variación diaria y anual de la temperatura del aire y sus cambios con la altitud.

6. Variación diaria y anual de la temperatura del suelo y sus cambios con la profundidad.

7. Procesos adiabáticos en la atmósfera.

8. Variación diaria y anual de la elasticidad (presión parcial) del poro del agua y humedad relativa

9. Fluctuaciones diarias y anuales de temperatura en el suelo y en grandes masas de agua.

10. Heladas, condiciones de aparición y medidas para combatirlas.

11. Coeficiente de transparencia y factor de turbidez en la atmósfera.

12. Clima continental. Índices de continentalidad

13. Inversiones de temperatura (superficial, en atmósfera libre y frontal)

14. Condensación de poros de agua en la atmósfera.

15. Hidrometeoros terrestres, condiciones de su formación.

16. Balance de radiación de la superficie y la atmósfera terrestres.

17. Almacén espectral de radiación solar

18. Las nubes, su génesis, estructura y clasificación internacional.

19. La influencia de la tierra y el mar en la distribución de la temperatura del aire.

20. Monzones de latitudes tropicales y extratropicales.

21. Condiciones para la formación de nieblas, sus tipos.

22. Constante solar

23. Elasticidad de saturación de un poro de agua sobre diferentes superficies (sobre hielo, agua, superficies convexas, cóncavas y planas)

24. Ciclo anual y diario de radiación solar directa y difusa

25. Régimen térmico de suelos y embalses.

26. Características de la humedad del aire.

27. Tipos de precipitaciones que caen de las nubes y su formación

28. Ley de atenuación de la radiación solar.

29. Propiedades físicas capa de nieve, su importancia climática

30. Campo de presión. Mapas de topografía bárica. isóbalas

31. Radiación efectiva. Radiación absorbida y albedo de la Tierra.

32. Ecuación de estado de los gases.

33. Ecuación básica de estática atmosférica. Usando la fórmula barométrica

34. Cambios en la radiación solar en la atmósfera y en la superficie terrestre.

35. Cambios adiabáticos de estado en la atmósfera.

36. Absorción de la radiación solar en la atmósfera.

37. Radiación solar dispersa en la atmósfera. ley de rayleigh

38. Distribución del calor en lo profundo del suelo. leyes de fourier

39. Proceso pseudoabiabático. Educación de secadores de pelo.

40. Fuerzas que afectan la velocidad y dirección de la ventilación.

41. Estratificación de la atmósfera y su equilibrio vertical.

42. Ley de presión del viento.

43. Sistemas de presión

44. Circulación general de la atmósfera, sus propiedades e importancia para la formación del clima.

45. Influencia artificial sobre las nubes.

46. ​​​​Procesos de formación del clima.

47. Presión atmosférica, unidades de medida.

48. Factores climáticos geográficos

49. Ciclones y anticiclones, condiciones de formación y clima en ellos.

50. Balance térmico del sistema Tierra-atmósfera.

51. Balance de calor de la superficie terrestre.

52. Razones de los cambios en la temperatura del aire.

53. Temperatura potencial

54. Cambios no periódicos de la temperatura del aire. Temperatura del aire

55. Condensación en la atmósfera. Núcleos de condensación

56. Papel latitud geográfica en la formación del clima

57. Organización Meteorológica Mundial. Vigilancia meteorológica mundial. Experimentos internacionales

58. Tiempo de agua en el aire. Circulación de humedad en la Tierra.

59. Métodos de investigación en meteorología y climatología. Servicio Hidrometeorológico de Bielorrusia

60. Grado de presión. Gradiente de presión

Del español Viento de pasada– viento de transición; viento favorable para la transición. en la era flota de vela Los vientos alisios, precisamente por su consistencia, fueron utilizados con éxito por los marineros.

Residentes Europa Oriental Saben que “el clima viene del oeste”, por lo que las áreas residenciales de las ciudades son occidentales y las áreas industriales son orientales.

En julio se ubica entre los 35° N. y 5° S; en enero - entre 15° N. y 25° S; R<1013гПа; параллель с самым низким атмосферным давлением в июле – 15° с.ш., в январе – 5–10º ю.ш.

La superficie terrestre, al absorber toda la radiación de onda corta, al mismo tiempo pierde calor debido a la radiación de onda larga. Este calor escapa parcialmente al espacio exterior y es absorbido en gran parte por la atmósfera, creando el llamado "efecto invernadero". En esta absorción intervienen en gran medida el vapor de agua, el ozono y el dióxido de carbono, así como el polvo. Debido a la absorción de radiación de la Tierra, la atmósfera se calienta y, a su vez, adquiere la capacidad de emitir radiación de onda larga. Parte de esta radiación llega a la superficie terrestre. Así, en la atmósfera se crean dos corrientes de radiación de onda larga, dirigidas en direcciones opuestas. Uno de ellos, dirigido hacia arriba, consiste en radiación terrestre. es, y el otro flujo descendente representa la radiación atmosférica mi. Diferencia es–mi Llamada radiación efectiva de la Tierra. mi ef. Muestra la pérdida de calor real de la superficie terrestre. Dado que la temperatura de la atmósfera suele ser más baja que la temperatura de la superficie terrestre, en la mayoría de los casos la radiación efectiva es mayor que 0. Esto significa que debido a la radiación de onda larga, la superficie terrestre pierde energía. Sólo con cambios de temperatura muy fuertes en invierno y en primavera, cuando la nieve se derrite y con mucha nubosidad, la radiación es inferior a cero. Estas condiciones se observan, por ejemplo, en la zona del anticiclón siberiano.

La cantidad de radiación efectiva está determinada principalmente por la temperatura de la superficie subyacente, la estratificación térmica de la atmósfera, el contenido de humedad del aire y la nubosidad. Valores anuales mi Los eff en el suelo varían significativamente menos en comparación con la radiación total (de 840 a 3750 MJ/m2). Esto se debe a la dependencia de la radiación efectiva de la temperatura y la humedad absoluta. Un aumento de temperatura favorece un aumento de la radiación efectiva, pero al mismo tiempo va acompañado de un aumento del contenido de humedad, lo que reduce esta radiación. Mayores cantidades anuales mi Los ef se limitan a zonas de desiertos tropicales, donde alcanzan entre 3.300 y 3.750 MJ/m2. Un consumo tan grande de radiación de onda larga aquí se debe a la alta temperatura de la superficie subyacente, al aire seco y al cielo sin nubes. En las mismas latitudes, pero en los océanos y en las zonas de vientos alisios, debido a una disminución de la temperatura, un aumento de la humedad y un aumento de la nubosidad. mi eff es la mitad y es de aproximadamente 1700 MJ/m2 por año. Por las mismas razones en el ecuador mi ef es aún menor. Las pérdidas más pequeñas de radiación de onda larga se observan en las regiones polares. Montos anuales mi La eff en el Ártico y la Antártida es de aproximadamente 840 MJ/m 2 . En latitudes templadas, los valores anuales mi Los ef varían dentro del rango de 840–1250 MJ/m 2 en los océanos, 1250–2100 MJ/m 2 en la tierra (Alisov B.P., Poltaraus B.V., 1974).

Las capas superiores de suelo y agua, la capa de nieve y la propia vegetación emiten radiación de onda larga (infrarroja), que el ojo no percibe. La intensidad de la propia radiación de la superficie terrestre (es decir, la liberación de energía radiante desde una unidad de superficie horizontal por unidad de tiempo) se puede calcular conociendo la temperatura absoluta de la superficie terrestre. T. Según la ley de Stefan-Boltzmann, la radiación de cada unidad de área de una superficie absolutamente negra en calorías por unidad de tiempo a temperatura absoluta t es igual a:

mi = σT 4 (2.8)

donde la constante de radiación s = 5,67·10 –8 W/m 2 K 4.

A temperaturas reales de la superficie terrestre (180 - 350 o K), la radiación se produce en el rango de 4 a 120 μm y la energía máxima cae en longitudes de onda de 10 a 15 μm (Fig. 2.8).

La superficie de la Tierra irradia casi como un cuerpo completamente negro. Su intensidad de radiación es puede determinarse mediante la fórmula (2.8). Con una temperatura superficial global promedio de +15°C o 288°K, la radiación es equivale a 0,6 cal/cm 2 min.

Arroz. 2.8. Intensidad de radiación mi= s T 4 a temperaturas de 200, 250 y 300° K para varias longitudes de onda

Una emisión de radiación tan grande conduciría a un rápido enfriamiento de la superficie terrestre, si no fuera por el proceso inverso: la absorción por parte de la superficie terrestre de la radiación solar y la contrarradiación de la atmósfera.

La atmósfera absorbe tanto la radiación solar (aproximadamente el 15% de su cantidad llega a la Tierra) como su propia radiación de la superficie terrestre. Además, recibe calor de la superficie de la Tierra a través de conducción térmica turbulenta (más sobre esto en el próximo capítulo), así como a través de la condensación de vapor de agua.

Al calentarse, la atmósfera emite radiación infrarroja, al igual que la superficie terrestre. , – según la ley de Stefan-Boltzmann (fórmula 2.8) y aproximadamente en el mismo rango de longitud de onda. La mayoría (70% ) La radiación atmosférica llega a la superficie terrestre. El resto va al espacio mundial.

La radiación atmosférica emitida por la atmósfera y que llega a la superficie terrestre se llama contrarrestar la radiación de la atmósfera (E A ). La superficie terrestre absorbe entre el 90% y el 99% de esta radiación entrante. Para la superficie terrestre, además de la radiación solar absorbida, es una importante fuente de calor. La contraradiación aumenta al aumentar la nubosidad.

En las llanuras de latitudes templadas, la intensidad media de la contrarradiación es de aproximadamente 0,3 - 0,4 cal/cm 2 min, en las montañas, de aproximadamente 0,1 - 0,2 cal/cm 2 min. La disminución de la contrarradiación con la altura se explica por una disminución del contenido de vapor de agua.

La mayor contraradiación (0,5 - 0,6 cal/cm 2 min) se observa en el ecuador, donde la atmósfera es más cálida y rica en vapor de agua. Hacia latitudes polares disminuye a 0,3 cal/cm 2 min.

El efecto de calentamiento de la atmósfera sobre el régimen térmico de la superficie terrestre debido a la contrarradiación. mi, por analogía con la influencia del vidrio en un invernadero, se llama efecto invernadero.

La principal sustancia de la atmósfera que absorbe la radiación terrestre y envía contraradiación es el vapor de agua. Absorbe la radiación infrarroja en una amplia gama de espectro, de 4,5 a 80 micrones, con excepción del intervalo entre 8,5 y 11 micrones. En este intervalo, la radiación terrestre atraviesa la atmósfera hacia el espacio exterior.

La contraradiación es siempre algo menor que la terrestre. Por tanto, durante la noche, cuando no hay radiación solar, la superficie terrestre pierde calor debido a la diferencia positiva entre la radiación propia y la contraria. Esta diferencia entre la radiación propia de la superficie terrestre y la contrarradiación de la atmósfera se llama radiación efectiva (E e):

mi mi = mi s– mi un (2.9)

La radiación efectiva representa la pérdida de calor de la superficie terrestre. Se mide mediante dispositivos especiales: pirgeómetros. La intensidad de la radiación efectiva en noches despejadas es de aproximadamente 0,10 - 0,15 cal/cm 2 min en las llanuras de latitudes templadas y hasta 0,20 cal/cm 2 min en las montañas, donde la radiación entrante es menor. A medida que aumenta la nubosidad, lo que aumenta la contrarradiación, la radiación efectiva disminuye. En tiempo nublado, el enfriamiento nocturno de la superficie terrestre disminuye notablemente.

Durante el día, la radiación efectiva es bloqueada o parcialmente compensada por la radiación solar absorbida. Por tanto, la superficie terrestre es más cálida durante el día que durante la noche. Los datos de observación muestran que la superficie terrestre en latitudes medias pierde mediante radiación efectiva aproximadamente la mitad del calor recibido de la radiación absorbida.

La base para calcular la radiación efectiva. Su radica la dependencia (2.9), en la que la radiación de la superficie terrestre es y contrarrestar la radiación de la atmósfera. mi y puede determinarse mediante fórmulas de la siguiente forma:

mi = bp calle PAG 4 ,

mi A = A mi C o s T A ,

Dónde t norte y t A – temperaturas absolutas de la superficie terrestre y de la atmósfera; emisividad de la superficie respecto de un cuerpo absolutamente negro (si falta información, b p = 1); Una e – coeficiente dependiendo de la humedad del aire ; Entonces - coeficiente teniendo en cuenta la nubosidad.

Las capas superiores de suelo y agua, la capa de nieve y la propia vegetación emiten radiación de onda larga; Esta radiación terrestre se denomina más a menudo radiación intrínseca de la superficie terrestre.

La intensidad de la propia radiación (es decir, la salida de energía radiante de una unidad de superficie horizontal por unidad de tiempo) se puede calcular conociendo la temperatura absoluta de la superficie terrestre. Según la ley de Stefan-Boltzmann, la radiación de cada centímetro cuadrado de una superficie absolutamente negra en calorías por minuto a temperatura absoluta t es igual

donde esta la constante σ = 8,2·10-11 cal/cm2.

La superficie de la Tierra irradia casi como un cuerpo completamente negro, y la intensidad de su radiación es puede determinarse mediante la fórmula (56).

A +15°C, o 288 K, es equivale a 0,6 cal/(cm2 min). Una liberación tan grande de radiación desde la superficie de la Tierra provocaría su rápido enfriamiento si no se evitara. atrás proceso: absorción de la radiación solar y atmosférica por la superficie terrestre.

Las temperaturas absolutas de la superficie terrestre están entre 180 y 350°. A tales temperaturas, la radiación emitida prácticamente se encuentra en el rango de 4 a 120 micrones, y su energía máxima se produce en longitudes de onda de 10 a 15 micrones. infrarrojo, no percibido por el ojo (Fig. 8).

Arroz. 8. Radiación de cuerpo negro a temperaturas de 200, 250 y 300 K.

La atmósfera se calienta, absorbiendo tanto la radiación solar (aunque en una fracción relativamente pequeña, alrededor del 15% de la cantidad total que llega a la Tierra) como su propia radiación de la superficie terrestre. Además, recibe calor de la superficie terrestre a través de la conductividad térmica, así como a través de la evaporación y posterior condensación del vapor de agua. Cuando se calienta, la atmósfera se irradia. Al igual que la superficie terrestre, emite radiación infrarroja invisible en aproximadamente el mismo rango de longitud de onda.

La mayor parte (70%) de la radiación atmosférica llega a la superficie terrestre y el resto va al espacio exterior. La radiación atmosférica que llega a la superficie terrestre se llama contra radiación(Ea); contrario porque se dirige hacia la propia radiación de la superficie terrestre. La superficie terrestre absorbe esta contraradiación casi por completo (90 - 99%). Por tanto, es una importante fuente de calor para la superficie terrestre además de la radiación solar absorbida.

La contraradiación aumenta a medida que aumenta la nubosidad, porque las propias nubes irradian con fuerza.

Para las estaciones planas de latitudes templadas, la intensidad promedio de la contraradiación (por cada centímetro cuadrado del área de la superficie terrestre horizontal en un minuto) es de aproximadamente 0,3 a 0,4 cal, en las estaciones de montaña, aproximadamente de 0,1 a 0,2 cal. Esta disminución de la contrarradiación con la altura se explica por una disminución del contenido de vapor de agua. La mayor contrarradiación se produce en el ecuador, donde la atmósfera se calienta más y es rica en vapor de agua. Aquí es de 0,5 a 0,6 cal/(cm2 min) de media anual, y hacia las latitudes polares disminuye a 0,3 cal/(cm2 min).

El vapor de agua juega un papel importante tanto en la absorción de la radiación terrestre como en la contrarradiación.

La contraradiación es siempre algo menor que la terrestre. Por lo tanto, por la noche, cuando no hay radiación solar y solo llega a la superficie terrestre la radiación contraria, la superficie terrestre pierde calor debido a la diferencia positiva entre la radiación propia y la contraradiación. Esta diferencia entre la radiación propia de la superficie terrestre y la contrarradiación de la atmósfera se llama radiación efectiva(Su)

La radiación efectiva es la pérdida neta de energía radiante y, por tanto, de calor, de la superficie de la Tierra durante la noche, y es esto lo que se mide con instrumentos especiales. pirgeómetros. La radiación propia se puede determinar según la ley de Stefan-Boltzmann, conociendo la temperatura de la superficie terrestre, y la radiación contraria se puede calcular mediante la fórmula (57).

La intensidad de la radiación efectiva en noches despejadas es de aproximadamente 0,10 - 0,15 cal/(cm2 min) en estaciones de tierras bajas de latitudes moderadas y hasta 0,20 cal/(cm2 min) en estaciones de alta montaña (donde la radiación entrante es menor). A medida que aumenta la nubosidad, lo que aumenta la contrarradiación, la radiación efectiva disminuye. En tiempo nublado es mucho menor que en tiempo despejado; por tanto, el enfriamiento nocturno de la superficie terrestre también es menor.

Por supuesto, la radiación eficaz también existe durante el día. Pero durante el día queda bloqueada o parcialmente compensada por la radiación solar absorbida. Por tanto, la superficie terrestre es más cálida durante el día que durante la noche, por lo que, dicho sea de paso, la radiación efectiva durante el día es mayor.

En general, la superficie terrestre en latitudes medias pierde por radiación efectiva aproximadamente la mitad de la cantidad de calor que recibe por radiación absorbida. .

Al absorber la radiación terrestre y enviar contraradiación a la superficie terrestre, la atmósfera reduce el enfriamiento de esta última durante la noche. Durante el día, poco contribuye a impedir el calentamiento de la superficie terrestre debido a la radiación solar. Este fenómeno de la atmósfera sobre el régimen térmico de la superficie terrestre se denomina efecto invernadero debido a su analogía externa con el efecto del vidrio en un invernadero.

Una gran cantidad de energía ingresa a nuestro planeta en forma de radiación solar. Esta energía es de aproximadamente 1,7 1017 W. La cantidad de energía utilizada actualmente es de unos 1010 kW. Si imagina mentalmente que aproximadamente el 1% del área del planeta está adaptada para capturar energía solar mediante colectores de radiación con una eficiencia del 10%, entonces se pueden recolectar 1011 kW de energía. Al calcular, suponiendo que la población de la Tierra es un cierto número de personas, cada una de las cuales consume una cierta cantidad de energía, se puede determinar si esta energía es suficiente. Así, la población actual de la Tierra es de unas 3.109 personas. Supongamos que ha aumentado a 5.109 personas y cada una consume aproximadamente 10 kW (lo que supera nuestras necesidades), entonces en este caso la energía recibida sería más de la necesaria [...]

Se utilizan varios materiales para crear pantallas móviles. La protección contra la radiación alfa se logra mediante el uso de pantallas de vidrio ordinario u orgánico de varios milímetros de espesor. Una capa de aire de varios centímetros es suficiente protección contra este tipo de radiación. Para proteger contra la radiación beta, las pantallas están hechas de aluminio o plástico (plexiglás). Las aleaciones de plomo, acero y tungsteno protegen eficazmente contra la radiación gamma y de rayos X. Los sistemas de visualización están fabricados con materiales transparentes especiales, como el vidrio de plomo. Los materiales que contienen hidrógeno (agua, parafina), así como berilio, grafito, compuestos de boro, etc., protegen de la radiación de neutrones. El hormigón también se puede utilizar para proteger contra los neutrones.[...]

La capa de ozono es un escudo protector contra la penetración de la radiación solar ultravioleta (UV) en la región de longitud de onda de 240 a 320 nm. Dado que la radiación UV-B es absorbida eficazmente por los ácidos nucleicos de las células vivas, representa un peligro especial para todos los seres vivos. Además, como resultado de la irradiación con radiación ultravioleta intensa, aumenta la probabilidad (y por tanto la frecuencia de aparición) de cáncer de piel (melonoma y carcinoma de piel). Se estima que una disminución de la capa de ozono de tan solo un 5% provocará un aumento medio del 10% en el número de casos de cáncer de piel en humanos (véase el párrafo 8.2).[...]

Estos cálculos inspiran optimismo, pero es justo recordar que por el momento no existen diseños de colectores de radiación con una eficiencia del 10% que funcionen económicamente. La afirmación “la energía solar está disponible” es engañosa, ya que el costo de la energía es sólo un componente del costo de la energía convertida o del combustible (electricidad, hidrógeno, alcohol metílico).[...]

RADIACIÓN DE ONDA LARGA. Radiación electromagnética emitida por la superficie terrestre y la atmósfera, es decir, casi en su totalidad en el rango de 4 a 120 micrones. Casarse. radiación atmosférica, radiación terrestre, contraradiación, radiación efectiva de la superficie terrestre, radiación de onda corta.[...]

RADIACIÓN NATURAL [lat. resplandor extinguido, brillo] - la radiación a la que está expuesta una persona en la superficie de la Tierra - incluye la radiación y de los materiales radiactivos de la Tierra, la radiación de radionucleidos en los tejidos del cuerpo que ingresan allí con los alimentos y la radiación cósmica. La dosis equivalente efectiva de estas fuentes, excluida la irradiación pulmonar por inhalación en locales residenciales de radón sobre torón y sus productos de descomposición para la población del país en 1990, fue en promedio de aproximadamente 0,09 (0,07-0,23) rem.[ ...]

En varios otros trabajos, se utilizaron sistemas con heterodinación óptica para establecer una comunicación coherente en longitudes de onda X = 3,39 μm y X - 10,6 μm. Se descubrió que a medida que aumenta la longitud de onda de la radiación utilizada, aumenta la eficiencia de la heterodinación óptica en la atmósfera. Esto también es consistente con la consideración anterior, porque el radio de coherencia rr, como puede verse en la fórmula (3.26), crece como Xbb.[...]

Esta estimación está sobrestimada, ya que suponer que el canal radiante es un cuerpo absolutamente negro es demasiado aproximado. Sin embargo, esto nos convence de que la conversión de energía eléctrica en energía luminosa en el canal conductor del rayo se produce de forma bastante eficaz. Otra característica del brillo del canal del rayo es que la mayor parte de la radiación corresponde a la parte ultravioleta del espectro. De hecho, para un cuerpo absolutamente negro con una temperatura de 30.000 K, la energía de radiación máxima, según la ley de Wien, corresponde a una longitud de onda de 0,1 μm. Si bien es cierto que, como consecuencia de que el plasma de aire es transparente al ultravioleta del vacío, este máximo se desplaza hacia la región de ondas más largas, las principales pérdidas radiativas del plasma de aire caliente en cuestión están asociadas a la radiación ultravioleta. Además, como la radiación ultravioleta se absorbe eficazmente en el aire real, el espectro de la radiación del rayo registrado a gran distancia resulta distorsionado.[...]

El principio de funcionamiento de un circuito o bucle de radiación es que cualquier sustancia de trabajo o portador capaz de circular en un sistema cerrado y activarse fácilmente en el núcleo del reactor bajo la influencia de neutrones se utiliza luego fuera del reactor como emisor. Naturalmente, en primer lugar se consideraron sistemas con un soporte líquido, aunque en principio también es posible utilizar un soporte sólido, por ejemplo en forma de bolas. Las ventajas de los circuitos de radiación son que con su ayuda se puede crear rápidamente una fuente de radiación muy potente, utilizar eficazmente los neutrones de fuga con fines de irradiación y eliminar la fuente con relativa rapidez si es necesario.