Perbedaan antara radiasi sendiri dan radiasi lawan disebut radiasi yang efektif Dia:

E e = E s – E a

Radiasi efektif (E e) adalah hilangnya energi radiasi (panas) dari permukaan bumi. Itu terjadi siang dan malam. Namun pada siang hari dikompensasi oleh radiasi matahari yang diserap (seluruhnya atau sebagian). Pada hari cerah, nilai ini lebih besar dibandingkan pada hari berawan, karena keadaan mendung meningkatkan counter radiasi E a.

Radiasi efektif sebanding dengan hasil kali T 3 ΔT, dimana T adalah suhu mutlak permukaan bumi, ΔT adalah selisih suhu bumi dan udara.

Berdasarkan rumus ini, dapat dikatakan bahwa radiasi efektif pada bulan-bulan musim panas lebih besar dibandingkan pada musim dingin. Alasan kedua adalah berkurangnya tutupan awan.

Karena atmosfer menyerap radiasi gelombang panjang dari permukaan bumi, bumi tidak terlalu dingin. Efek pemanasan ini disebut efek rumah kaca atau rumah kaca .

Jatuh ke permukaan bumi, total radiasi sebagian besar diserap di lapisan atas tanah yang tipis atau di lapisan air yang lebih tebal dan berubah menjadi panas, dan sebagian dipantulkan. Besar kecilnya pantulan radiasi matahari oleh permukaan bumi bergantung pada sifat permukaan tersebut. Perbandingan jumlah radiasi yang dipantulkan dengan jumlah total radiasi yang datang pada suatu permukaan disebut permukaan albedo. Rasio ini dinyatakan dalam persentase.

Jadi, dari total fluks total radiasi (Ssinh Q+D) sebagiannya dipantulkan dari permukaan bumi (Ssinh Q+D)A, Di mana A - permukaan albedo. Sisa dari total radiasi (Ssin jam Q + D)(1 - A) diserap oleh permukaan bumi dan dipanaskan lapisan atas tanah dan air. Bagian ini disebut diserap oleh radiasi.

Albedo permukaan tanah bervariasi dalam 10-30%; di chernozem basah berkurang hingga 5%, dan di pasir kering ringan dapat meningkat hingga 40%. Ketika kelembaban tanah meningkat, albedo menurun. Albedo vegetasi- hutan, padang rumput, ladang - berada dalam kisaran 10-25%. Albedo permukaan salju yang baru turun adalah 80-90%, salju yang terhampar lama- sekitar 50% ke bawah. Albedo permukaan air yang halus untuk radiasi langsung bervariasi dari beberapa persen saat Matahari tinggi hingga 70% saat Matahari rendah; itu juga tergantung pada kegembiraan. Untuk radiasi hamburan, albedo permukaan air adalah 5-10%. Rata-rata albedo permukaan Samudera Dunia adalah 5-20%. Albedo puncak awan- dari beberapa persen hingga 70-80% tergantung pada jenis dan ketebalan tutupan awan - rata-rata 50-60%.

Angka-angka yang diberikan mengacu pada pantulan radiasi matahari tidak hanya secara kasat mata, tetapi juga di seluruh spektrumnya. Fotometri berarti mengukur albedo hanya untuk radiasi tampak, yang tentu saja mungkin sedikit berbeda dari albedo untuk keseluruhan fluks radiasi.

Pola sebaran albedo planet yang diperoleh dari pengamatan satelit meteorologi menunjukkan adanya kontras yang tajam antara nilai albedo di garis lintang tinggi dan tengah Belahan Bumi Utara dan Selatan di luar garis paralel ke-30. Di daerah tropis, albedo tertinggi terjadi di gurun seperti Sahara, di zona awan konvektif di Amerika Tengah, dan di wilayah samudera di zona konvergensi intertropis (misalnya, Pasifik khatulistiwa timur).

Di Belahan Bumi Selatan, variasi zonal isoline albedo diamati karena distribusi yang lebih sederhana di daratan dan lautan. Nilai albedo tertinggi ditemukan di garis lintang kutub, di mana salju dan es mendominasi.

Bagian utama dari radiasi yang dipantulkan oleh permukaan bumi dan permukaan atas awan, melampaui atmosfer menuju luar angkasa. Sebagian (sekitar sepertiga) radiasi yang tersebar juga lolos ke luar angkasa.

Rasio radiasi matahari yang dipantulkan dan dihamburkan yang keluar ke luar angkasa dengan jumlah total radiasi matahari yang memasuki atmosfer disebut albedo planet bumi, atau Zeshi albedo.

Secara keseluruhan, albedo planet bumi diperkirakan mencapai 31%. Bagian utama albedo planet bumi adalah pantulan radiasi matahari oleh awan.

1. Mata kuliah, tugas dan metode meteorologi dan klimatologi

2. Sejarah perkembangan meteorologi dan klimatologi

3. Massa udara dan pesolek di troposfer

4. Gudang kimia udara. Struktur atmosfer

5. Variasi suhu udara harian dan tahunan serta perubahannya terhadap ketinggian

6. Variasi suhu tanah harian dan tahunan serta perubahannya terhadap kedalaman

7. Proses adiabatik di atmosfer

8. Variasi elastisitas harian dan tahunan (tekanan parsial) pori-pori air dan kelembaban relatif

9. Fluktuasi suhu harian dan tahunan di dalam tanah dan perairan yang luas

10. Embun beku, kondisi terjadinya dan tindakan untuk memeranginya

11. Koefisien transparansi dan faktor kekeruhan di atmosfer

12. Iklim kontinental. Indeks kontinentalitas

13. Inversi suhu (permukaan, di atmosfer bebas dan frontal)

14. Kondensasi pori-pori air di atmosfer

15. Hidrometeor terestrial, kondisi pembentukannya

16. Keseimbangan radiasi permukaan bumi dan atmosfer

17. Gudang spektral radiasi matahari

18. Awan, asal usulnya, strukturnya dan klasifikasi internasionalnya

19. Pengaruh daratan dan lautan terhadap distribusi suhu udara

20. Musim hujan di garis lintang tropis dan ekstratropis

21. Kondisi terbentuknya kabut, jenisnya

22. Konstanta matahari

23. Elastisitas kejenuhan pori-pori air pada permukaan yang berbeda (di atas es, air, permukaan cembung, cekung dan datar)

24. Siklus tahunan dan harian radiasi matahari langsung dan menyebar

25. Rezim termal tanah dan waduk

26. Ciri-ciri kelembaban udara

27. Jenis-jenis curah hujan yang jatuh dari awan dan pembentukannya

28. Hukum redaman radiasi matahari

29. Sifat fisik tutupan salju, signifikansi iklimnya

30. Medan tekanan. Peta topografi barik. Isobal

31. Radiasi efektif. Radiasi yang diserap dan albedo bumi

32. Persamaan keadaan gas

33. Persamaan dasar statika atmosfer. Menggunakan rumus barometrik

34. Perubahan radiasi matahari di atmosfer dan permukaan bumi

35. Perubahan keadaan adiabatik di atmosfer

36. Penyerapan radiasi matahari di atmosfer

37. Radiasi matahari yang tersebar di atmosfer. hukum Rayleigh

38. Distribusi panas jauh ke dalam tanah. hukum Fourier

39. Proses pseudoabiabatik. Pendidikan pengering rambut

40. Gaya-gaya yang mempengaruhi kecepatan dan arah ventilasi

41. Stratifikasi atmosfer dan keseimbangan vertikalnya

42. Hukum tekanan angin

43. Sistem tekanan

44. Sirkulasi umum atmosfer, sifat-sifatnya dan signifikansinya bagi pembentukan iklim

45. Pengaruh buatan pada awan

46. ​​​​Proses pembentukan iklim

47. Tekanan atmosfer, satuan pengukuran

48. Faktor iklim geografis

49. Siklon dan antisiklon, kondisi pembentukan dan cuaca di dalamnya

50. Keseimbangan termal sistem bumi-atmosfer

51. Keseimbangan panas permukaan bumi

52. Penyebab perubahan suhu udara

53. Suhu potensial

54. Perubahan suhu udara yang tidak berkala. Suhu udara

55. Kondensasi di atmosfer. Inti kondensasi

56. Peran garis lintang geografis dalam pembentukan iklim

57. Organisasi Meteorologi Dunia. Pengawasan Cuaca Dunia. Eksperimen internasional

58. Waktu air di udara. Sirkulasi kelembaban di Bumi

59. Metode penelitian di bidang meteorologi dan klimatologi. Layanan Hidrometeorologi Belarus

60. Derajat tekanan. Gradien tekanan

Dari bahasa Spanyol Viento di pasada– angin transisi; angin menguntungkan untuk transisi. Di zaman itu armada berlayar angin pasat, justru karena konsistensinya, berhasil digunakan oleh para pelaut

Penduduk Eropa Barat Mereka tahu bahwa “cuaca datang dari barat”, sehingga kawasan pemukiman di kota berada di barat, dan kawasan industri berada di timur.

Pada bulan Juli terletak antara 35° LU. dan 5° LS; pada bulan Januari - antara 15° LU. dan 25° LS; R<1013гПа; параллель с самым низким атмосферным давлением в июле – 15° с.ш., в январе – 5–10º ю.ш.

Permukaan bumi menyerap total radiasi gelombang pendek, sekaligus kehilangan panas melalui radiasi gelombang panjang. Panas ini sebagian lepas ke luar angkasa dan sebagian besar diserap oleh atmosfer, sehingga menciptakan apa yang disebut “efek rumah kaca”. Uap air, ozon dan karbon dioksida, serta debu, berperan besar dalam penyerapan ini. Karena penyerapan radiasi dari bumi, atmosfer memanas dan, pada gilirannya, memperoleh kemampuan untuk memancarkan radiasi gelombang panjang. Sebagian dari radiasi ini mencapai permukaan bumi. Dengan demikian, dua aliran radiasi gelombang panjang tercipta di atmosfer, diarahkan ke arah yang berlawanan. Salah satunya, mengarah ke atas, terdiri dari radiasi terestrial E s, dan fluks ke bawah lainnya mewakili radiasi atmosfer E a. Perbedaan E s–E a disebut radiasi efektif bumi E ef. Ini menunjukkan hilangnya panas sebenarnya dari permukaan bumi. Karena suhu atmosfer seringkali lebih rendah daripada suhu permukaan bumi, oleh karena itu, dalam banyak kasus, radiasi efektif lebih besar dari 0. Artinya, akibat radiasi gelombang panjang, permukaan bumi kehilangan energi. Hanya dengan inversi suhu yang sangat kuat di musim dingin, dan di musim semi ketika salju mencair dan mendung lebat, radiasi kurang dari nol. Kondisi seperti itu diamati, misalnya, di wilayah antisiklon Siberia.

Jumlah radiasi efektif ditentukan terutama oleh suhu permukaan di bawahnya, stratifikasi suhu atmosfer, kadar air udara, dan tingkat kekeruhan. Nilai tahunan E Ef di lapangan bervariasi secara signifikan lebih kecil dibandingkan dengan total radiasi (dari 840 hingga 3750 MJ/m2). Hal ini disebabkan ketergantungan radiasi efektif pada suhu dan kelembaban absolut. Peningkatan suhu mendorong peningkatan radiasi efektif, namun pada saat yang sama disertai dengan peningkatan kadar air, yang mengurangi radiasi tersebut. Jumlah tahunan terbesar E ef terbatas pada wilayah gurun tropis, yang mencapai 3300–3750 MJ/m2. Konsumsi radiasi gelombang panjang yang begitu besar di sini disebabkan oleh tingginya suhu permukaan di bawahnya, udara kering, dan langit tidak berawan. Di garis lintang yang sama, tetapi di lautan dan di wilayah angin pasat, karena penurunan suhu, peningkatan kelembapan, dan peningkatan kekeruhan E effnya setengahnya yaitu sekitar 1700 MJ/m2 per tahun. Untuk alasan yang sama di ekuator E ef bahkan lebih kecil. Kehilangan radiasi gelombang panjang terkecil terjadi di daerah kutub. Jumlah tahunan E eff di Arktik dan Antartika sekitar 840 MJ/m 2 . Di daerah beriklim sedang, nilai tahunan E ef bervariasi dalam kisaran 840–1250 MJ/m 2 di lautan, 1250–2100 MJ/m 2 di darat (Alisov B.P., Poltaraus B.V., 1974).

Lapisan atas tanah dan air, lapisan salju dan tumbuh-tumbuhan sendiri memancarkan radiasi gelombang panjang (inframerah), yang tidak dapat dilihat oleh mata. Intensitas radiasi permukaan bumi sendiri (yaitu keluaran energi radiasi dari satuan permukaan horizontal per satuan waktu) dapat dihitung dengan mengetahui suhu absolut permukaan bumi. T. Menurut hukum Stefan – Boltzmann, radiasi dari setiap satuan luas permukaan yang benar-benar hitam dalam kalori per satuan waktu pada suhu absolut T sama dengan:

E = T 4 (2.8)

dimana konstanta radiasinya adalah s = 5,67·10 –8 W/m 2 K 4.

Pada suhu sebenarnya di permukaan bumi (180 - 350 o K), radiasi terjadi dalam kisaran 4 hingga 120 mikron, dan energi maksimum berada pada panjang gelombang 10 -15 mikron (Gbr. 2.8).

Permukaan bumi memancar hampir seperti benda hitam seluruhnya. Intensitas radiasinya E s dapat ditentukan dengan rumus (2.8). Pada suhu permukaan global rata-rata +15°C, atau 288°K, radiasi E s sama dengan 0,6 kal/cm 2 menit.

Beras. 2.8. Intensitas radiasi E= s T 4 pada suhu 200, 250 dan 300° K untuk berbagai panjang gelombang

Keluaran radiasi yang begitu besar akan menyebabkan pendinginan permukaan bumi dengan cepat, jika bukan karena proses sebaliknya - penyerapan radiasi matahari oleh permukaan bumi dan counter radiasi dari atmosfer.

Atmosfer menyerap radiasi matahari (sekitar 15% dari jumlah tersebut datang ke bumi) dan radiasinya sendiri dari permukaan bumi. Selain itu, ia menerima panas dari permukaan bumi melalui konduksi termal turbulen (lebih lanjut mengenai hal ini pada bab berikutnya), serta melalui kondensasi uap air.

Saat dipanaskan, atmosfer memancarkan radiasi infra merah, seperti halnya permukaan bumi , – menurut Hukum Stefan-Boltzmann (rumus 2.8) dan kira-kira dalam rentang panjang gelombang yang sama. Sebagian besar (70% ) radiasi atmosfer mencapai permukaan bumi. Sisanya masuk ke luar angkasa.

Radiasi atmosfer yang dipancarkan atmosfer dan sampai ke permukaan bumi disebut melawan radiasi dari atmosfer (E A ). Permukaan bumi menyerap 90–99% radiasi yang datang. Bagi permukaan bumi, selain menyerap radiasi matahari, juga merupakan sumber panas yang penting. Kontra radiasi meningkat seiring dengan meningkatnya tutupan awan.

Untuk dataran dengan garis lintang sedang, intensitas rata-rata counter radiasi adalah sekitar 0,3 - 0,4 kal/cm 2 menit, di pegunungan - sekitar 0,1 - 0,2 kal/cm 2 menit. Penurunan counter radiasi terhadap ketinggian disebabkan oleh penurunan kandungan uap air.

Radiasi tandingan terbesar (0,5 - 0,6 kal/cm 2 menit) terjadi di ekuator, yang atmosfernya paling hangat dan kaya akan uap air. Menuju garis lintang kutub penurunannya menjadi 0,3 kal/cm 2 menit.

Pengaruh pemanasan atmosfer terhadap rezim termal permukaan bumi akibat counter radiasi E a, dianalogikan dengan pengaruh kaca dalam rumah kaca, disebut efek rumah kaca.

Zat utama di atmosfer yang menyerap radiasi terestrial dan mengirimkan radiasi balasan adalah uap air. Ia menyerap radiasi infra merah dalam rentang spektrum yang luas - dari 4,5 hingga 80 mikron, dengan pengecualian interval antara 8,5 dan 11 mikron. Dalam interval ini, radiasi terestrial melewati atmosfer menuju luar angkasa.

Radiasi lawannya selalu lebih kecil dibandingkan radiasi terestrial. Oleh karena itu, pada malam hari, ketika tidak ada radiasi matahari, permukaan bumi kehilangan panas karena perbedaan positif antara radiasinya sendiri dan radiasi lawannya. Perbedaan antara radiasi permukaan bumi dan radiasi balik atmosfer disebut radiasi efektif (E e):

E e = E s– E sebuah (2.9)

Radiasi efektif merupakan hilangnya panas dari permukaan bumi. Itu diukur dengan perangkat khusus - pirgeometer. Intensitas radiasi efektif pada malam cerah adalah sekitar 0,10 - 0,15 kal/cm 2 menit di dataran dengan garis lintang sedang dan hingga 0,20 kal/cm 2 menit di pegunungan, di mana radiasi yang datang lebih sedikit. Dengan meningkatnya kekeruhan, yang meningkatkan radiasi lawan, maka radiasi efektif menurun. Dalam cuaca mendung, pendinginan permukaan bumi pada malam hari berkurang secara nyata.

Pada siang hari, radiasi efektif dihambat atau dikompensasi sebagian oleh radiasi matahari yang diserap. Oleh karena itu, permukaan bumi lebih hangat pada siang hari dibandingkan pada malam hari. Data observasi menunjukkan bahwa permukaan bumi di garis lintang tengah kehilangan sekitar setengah dari panas yang diterima dari radiasi yang diserap melalui radiasi efektif.

Dasar penghitungan radiasi efektif Dia terletak ketergantungan (2.9), dimana radiasi permukaan bumi E s dan melawan radiasi atmosfer E dan dapat ditentukan dengan rumus dalam bentuk berikut:

E s = b hal sТ N 4 ,

E A = A e C o sT A ,

Di mana T n dan T A – suhu absolut permukaan bumi dan atmosfer; b p – emisivitas permukaan relatif terhadap benda yang benar-benar hitam (jika informasi tidak ada, b p = 1); Dan – koefisien tergantung pada kelembaban udara ; Jadi - koefisien dengan mempertimbangkan kekeruhan.

Lapisan atas tanah dan air, lapisan salju dan tumbuh-tumbuhan sendiri memancarkan radiasi gelombang panjang; Radiasi terestrial ini lebih sering disebut dengan radiasi intrinsik permukaan bumi.

Intensitas radiasinya sendiri (yaitu keluaran energi radiasi dari satu satuan permukaan horizontal per satuan waktu) dapat dihitung dengan mengetahui suhu absolut permukaan bumi. Menurut hukum Stefan-Boltzmann, radiasi dari setiap sentimeter persegi permukaan yang benar-benar hitam dalam kalori per menit pada suhu absolut T sama

dimana konstanta σ = 8,2·10-11 kal/cm2.

Permukaan bumi memancarkan radiasi hampir seperti benda yang benar-benar hitam, dan intensitas radiasinya Ya dapat ditentukan dengan rumus (56).

Pada +15°C, atau 288 K, Ya sama dengan 0,6 cal/(cm2 min). Pelepasan radiasi dalam jumlah besar dari permukaan bumi akan menyebabkan pendinginan yang cepat jika hal ini tidak dicegah kembali proses - penyerapan radiasi matahari dan atmosfer oleh permukaan bumi.

Suhu absolut permukaan bumi berkisar antara 180 dan 350°. Pada suhu seperti itu, radiasi yang dipancarkan praktis berada dalam kisaran 4 - 120 mikron, dan energi maksimumnya terjadi pada panjang gelombang 10 - 15 mikron inframerah, tidak terlihat oleh mata (Gbr. 8).

Beras. 8. Radiasi benda hitam pada suhu 200, 250 dan 300 K

Atmosfer memanas, menyerap radiasi matahari (walaupun dalam jumlah yang relatif kecil, sekitar 15% dari jumlah total yang masuk ke Bumi) dan radiasinya sendiri dari permukaan bumi. Selain itu, ia menerima panas dari permukaan bumi melalui konduktivitas termal, serta melalui penguapan dan kondensasi uap air selanjutnya. Saat dipanaskan, atmosfer memancar dengan sendirinya. Sama seperti permukaan bumi, ia memancarkan radiasi infra merah yang tidak terlihat dalam rentang panjang gelombang yang kira-kira sama.

Sebagian besar (70%) radiasi atmosfer mencapai permukaan bumi, sisanya masuk ke luar angkasa. Radiasi atmosfer yang mencapai permukaan bumi disebut melawan radiasi(Ea); berlawanan karena diarahkan ke radiasi permukaan bumi itu sendiri. Permukaan bumi menyerap radiasi balasan ini hampir seluruhnya (90 – 99%). Dengan demikian, ia merupakan sumber panas yang penting bagi permukaan bumi selain radiasi matahari yang diserap.

Kontra radiasi meningkat seiring bertambahnya tutupan awan karena awan itu sendiri memancarkan radiasi yang kuat.

Untuk stasiun datar di garis lintang sedang, intensitas rata-rata counter radiasi (untuk setiap sentimeter persegi luas permukaan bumi horizontal dalam satu menit) adalah sekitar 0,3 - 0,4 kal, di stasiun pegunungan - sekitar 0,1 - 0,2 kal. Penurunan counter radiasi terhadap ketinggian ini dijelaskan oleh penurunan kandungan uap air. Kontra-radiasi terbesar terjadi di ekuator, tempat atmosfer paling panas dan kaya akan uap air. Di sini rata-rata suhunya 0,5 – 0,6 kal/(cm2 menit) per tahun, dan di garis lintang kutub suhunya menurun menjadi 0,3 kal/(cm2 menit).

Uap air memainkan peran utama dalam penyerapan radiasi terestrial dan counter radiasi.

Radiasi lawannya selalu lebih kecil dibandingkan radiasi terestrial. Oleh karena itu, pada malam hari, ketika tidak ada radiasi matahari dan hanya radiasi lawan yang sampai ke permukaan bumi, permukaan bumi kehilangan panas karena selisih positif antara radiasinya sendiri dan radiasi lawannya. Perbedaan antara radiasi permukaan bumi dan radiasi balik atmosfer disebut radiasi yang efektif(Dia)

Radiasi efektif adalah hilangnya energi radiasi, dan juga panas, dari permukaan bumi pada malam hari, dan inilah yang diukur dengan instrumen khusus - pirgeometer. Radiasi sendiri dapat ditentukan menurut hukum Stefan-Boltzmann, mengetahui suhu permukaan bumi, dan radiasi lawan dapat dihitung menggunakan rumus (57).

Intensitas radiasi efektif pada malam cerah adalah sekitar 0,10 - 0,15 kal/(cm2 mnt) di stasiun dataran rendah dengan garis lintang sedang dan hingga 0,20 kal/(cm2 mnt) di stasiun pegunungan tinggi (di mana radiasi yang datang lebih sedikit). Dengan meningkatnya kekeruhan, yang meningkatkan radiasi lawan, maka radiasi efektif menurun. Dalam cuaca berawan, jumlahnya jauh lebih sedikit dibandingkan dengan cuaca cerah; oleh karena itu, pendinginan permukaan bumi pada malam hari juga lebih sedikit.

Tentu saja, radiasi yang efektif juga ada pada siang hari. Namun pada siang hari, radiasi tersebut terhalang atau dikompensasi sebagian oleh radiasi matahari yang diserap. Oleh karena itu, permukaan bumi lebih hangat pada siang hari dibandingkan pada malam hari, sehingga radiasi efektif pada siang hari lebih besar.

Secara umum, permukaan bumi di garis lintang tengah kehilangan radiasi efektif sekitar setengah jumlah panas yang diterimanya dari radiasi yang diserap. .

Dengan menyerap radiasi bumi dan mengirimkan radiasi balasan ke permukaan bumi, atmosfer mengurangi pendinginan permukaan bumi pada malam hari. Pada siang hari, hal ini tidak banyak membantu mencegah pemanasan permukaan bumi oleh radiasi matahari. Fenomena atmosfer pada rezim termal permukaan bumi ini disebut efek rumah kaca karena analogi eksternalnya dengan efek kaca di rumah kaca.

Sejumlah besar energi masuk ke planet kita dalam bentuk radiasi matahari. Energi ini kira-kira 1,7 1017 W. Jumlah energi yang digunakan saat ini sekitar 1010 kW. Jika kita membayangkan secara mental bahwa sekitar 1% luas planet ini diadaptasi untuk menangkap energi matahari menggunakan pengumpul radiasi dengan efisiensi 10%, maka 1011 kW energi dapat dikumpulkan. Dengan menghitung, dengan asumsi penduduk bumi adalah sejumlah orang yang masing-masing mengkonsumsi sejumlah energi tertentu, maka dapat ditentukan apakah energi tersebut mencukupi. Dengan demikian, jumlah penduduk bumi saat ini sekitar 3.109 jiwa. Misalkan bertambah menjadi 5.109 orang dan masing-masing mengkonsumsi kurang lebih 10 kW (melebihi kebutuhan kita), maka dalam hal ini energi yang diterima akan lebih dari yang dibutuhkan.

Berbagai bahan digunakan untuk membuat layar ponsel. Perlindungan terhadap radiasi alfa dicapai dengan menggunakan layar yang terbuat dari kaca biasa atau organik setebal beberapa milimeter. Lapisan udara beberapa sentimeter sudah cukup untuk melindungi terhadap jenis radiasi ini. Untuk melindungi dari radiasi beta, layar terbuat dari aluminium atau plastik (plexiglass). Paduan timbal, baja, dan tungsten secara efektif melindungi terhadap radiasi gamma dan sinar-X. Sistem pengamatan terbuat dari bahan transparan khusus, seperti kaca timah. Bahan yang mengandung hidrogen (air, parafin), serta berilium, grafit, senyawa boron, dll., melindungi dari radiasi neutron. Beton juga dapat digunakan untuk melindungi terhadap neutron.[...]

Lapisan ozon merupakan perisai pelindung terhadap penetrasi radiasi sinar ultraviolet (UV) matahari pada daerah panjang gelombang 240-320 nm. Karena radiasi UV-B diserap secara efektif oleh asam nukleat dalam sel hidup, maka radiasi ini menimbulkan bahaya khusus bagi semua makhluk hidup. Selain itu, akibat paparan radiasi ultraviolet yang keras, kemungkinan (dan frekuensi kejadiannya) kanker kulit (melonoma dan karsinoma kulit) meningkat. Diperkirakan penurunan lapisan ozon hanya sebesar 5% akan menyebabkan rata-rata peningkatan jumlah kasus kanker kulit pada manusia sebesar 10% (lihat paragraf 8.2).[...]

Perhitungan ini menginspirasi optimisme, namun perlu diingat bahwa saat ini belum ada desain pengumpul radiasi dengan efisiensi 10% yang beroperasi secara ekonomis. Pernyataan “energi surya tersedia” menyesatkan, karena biaya energi hanya merupakan salah satu komponen dari biaya konversi energi atau bahan bakar (listrik, hidrogen, metil alkohol).[...]

RADIASI GELOMBANG PANJANG. Radiasi elektromagnetik yang dipancarkan oleh permukaan bumi dan atmosfer, yaitu hampir seluruhnya berkisar antara 4 hingga 120 mikron. Menikahi. radiasi atmosfer, radiasi terestrial, radiasi tandingan, radiasi efektif permukaan bumi, radiasi gelombang pendek.[...]

RADIASI ALAMI [lat. memadamkan pancaran, sinar] - radiasi yang terpapar pada seseorang di permukaan bumi - termasuk radiasi y bahan radioaktif Bumi, radiasi radionuklida pada jaringan tubuh yang masuk ke sana bersama makanan, dan radiasi kosmik. Dosis ekivalen efektif dari sumber-sumber ini, tidak termasuk iradiasi paru-paru dari penghirupan radon-on-toron dan produk peluruhannya di lingkungan perumahan untuk penduduk negara itu pada tahun 1990, rata-rata sekitar 0,09 (0,07-0,23) rem.[ ...]

Dalam sejumlah karya lain, sistem dengan heterodyning optik digunakan untuk membangun komunikasi yang koheren pada panjang gelombang X = 3,39 m dan X - 10,6 m. Ditemukan bahwa dengan bertambahnya panjang gelombang radiasi yang digunakan, efisiensi heterodyning optik di atmosfer meningkat. Hal ini juga sesuai dengan pertimbangan di atas, karena jari-jari koherensi rr, seperti terlihat dari rumus (3.26), bertambah seperti Xbb.[...]

Perkiraan ini terlalu berlebihan, karena asumsi saluran radiasi sebagai benda yang benar-benar hitam terlalu kasar. Namun hal ini meyakinkan kita bahwa konversi energi listrik menjadi energi cahaya pada saluran petir konduktif terjadi cukup efisien. Fitur lain dari pancaran saluran petir adalah bahwa sebagian besar radiasi berhubungan dengan bagian spektrum ultraviolet. Memang, untuk benda yang benar-benar hitam dengan suhu 30.000 K, energi radiasi maksimum, menurut hukum Wien, setara dengan panjang gelombang 0,1 μm. Meskipun benar bahwa karena plasma udara transparan terhadap ultraviolet vakum, maksimum ini bergeser ke wilayah gelombang yang lebih panjang, kehilangan radiasi utama plasma udara panas tersebut terkait dengan radiasi ultraviolet. Selain itu, karena radiasi ultraviolet diserap secara efektif di udara nyata, spektrum radiasi petir yang terekam pada jarak jauh ternyata terdistorsi.[...]

Prinsip pengoperasian rangkaian atau loop radiasi adalah bahwa setiap zat atau pembawa yang bekerja mampu bersirkulasi dalam sistem tertutup dan mudah diaktifkan di dalam inti reaktor di bawah pengaruh neutron, kemudian digunakan di luar reaktor sebagai pemancar. Pertama-tama, tentu saja, sistem dengan pembawa cair dipertimbangkan, meskipun pada prinsipnya dimungkinkan juga untuk menggunakan pembawa padat, misalnya dalam bentuk bola. Keuntungan dari rangkaian radiasi adalah dapat digunakan dengan cepat untuk membuat sumber radiasi yang sangat kuat, menggunakan neutron bocor secara efektif untuk tujuan iradiasi, dan menghilangkan sumber tersebut dengan relatif cepat jika diperlukan.