Директният поток на слънчева радиация зависи от. Полякова Л.С., Кашарин Д.В. Метеорология и климатология Пряка слънчева радиация

1. основни характеристикислънчева радиация
2. Направо слънчева радиация
3. Обща слънчева радиация
4. Поглъщане на слънчева радиация в атмосферата

Лъчистата енергия от Слънцето или слънчевата радиация е основният източник на топлина за земната повърхност и за нейната атмосфера. Радиацията, идваща от звездите и Луната, е незначителна в сравнение със слънчевата радиация и не допринася значително за топлинните процеси на Земята. Топлинният поток, насочен към повърхността от дълбините на планетата, също е незначителен. Слънчевата радиация се разпространява във всички посоки от източника (Слънцето) под формата на електромагнитни вълни със скорост, близка до 300 000 км/сек. В метеорологията се разглежда основно топлинното излъчване, което се определя от температурата на тялото и неговата излъчвателна способност. Топлинното лъчение има дължини на вълната от стотици микрометри до хилядни от микрометъра. Рентгеновите лъчи и гама-лъчението не се разглеждат в метеорологията, тъй като те практически не навлизат в долната атмосфера. Топлинното излъчване обикновено се подразделя на късовълново и дълговълново. Късовълновото излъчване се нарича излъчване в диапазона на дължината на вълната от 0,1 до 4 микрона, дълговълновото - от 4 до 100 микрона. Слънчевата радиация, достигаща до земната повърхност, е 99% късовълнова. Късовълновото лъчение се подразделя на ултравиолетово (UV) лъчение с дължини на вълната от 0,1 до 0,39 микрона; видима светлина (VS) - 0,4 - 0,76 микрона; инфрачервен (IR) - 0,76 - 4 микрона. Слънцето и инфрачервеното лъчение осигуряват най-висока енергия: слънцето представлява 47% от лъчистата енергия, инфрачервеното - 44%, а UV - само 9% от лъчистата енергия. Това разпределение на топлинното излъчване съответства на разпределението на енергията в спектъра на абсолютно черно тяло с температура 6000K. Тази температура се счита за условно близка до действителната температура на слънчевата повърхност (във фотосферата, която е източник на слънчева лъчиста енергия). Максималната лъчиста енергия при такава температура на излъчвателя, според закона на Виен, l = 0,2898 / T (cm * deg). (1) пада върху синьо-сини лъчи с дължина около 0,475 микрона (l. е дължината на вълната, T е абсолютната температура на излъчвателя). Общото количество излъчена топлинна енергия е пропорционално, според закона на Стефан-Болцман, от четвърта степен абсолютна температураизлъчвател: E = sT 4 (2) където s = 5,7 * 10-8 W / m 2 * K 4 (константа на Стефан-Болцман). Количествената мярка за слънчевата радиация, пристигаща на повърхността, е осветеността или плътността на радиационния поток. Енергийната осветеност е количеството лъчиста енергия, доставяна на единица площ за единица време. Измерва се в W / m2 (или kW / m2). Това означава, че 1 J (или 1 kJ) лъчиста енергия се доставя на 1 m 2 в секунда. Енергийното осветяване на слънчевата радиация, падащо върху площ от единица площ, перпендикулярна на слънчевите лъчи за единица време на горната граница на атмосферата със средно разстояние от Земята до Слънцето, се нарича слънчева константа Sо. В този случай под горната граница на атмосферата се разбира условието за отсъствие на въздействието на атмосферата върху слънчевата радиация. Следователно величината на слънчевата константа се определя само от излъчвателната способност на Слънцето и разстоянието между Земята и Слънцето. Съвременните изследвания с помощта на спътници и ракети установиха стойността на Sо, равна на 1367 W / m2 с грешка от ± 0,3%, средното разстояние между Земята и Слънцето в този случай се определя като 149,6 * 106 km. Ако вземем предвид промените в слънчевата константа, дължащи се на промяната в разстоянието между Земята и Слънцето, тогава със средна годишна стойност от 1,37 kW / m 2, през януари тя ще бъде равна на 1,41 kW / m 2 , а през юни - 1,34 kW / m 2, следователно, северното полукълбо получава малко по-малко радиация на границата на атмосферата през летния ден, отколкото южното полукълбо през летния си ден. Поради постоянна промяна слънчева активностслънчевата константа може да варира от година на година. Но тези флуктуации, ако съществуват, са толкова малки, че са в рамките на точността на измерване на съвременните инструменти. Но по време на съществуването на Земята слънчевата константа най-вероятно е променила стойността си. Познавайки слънчевата константа, можете да изчислите количеството слънчева енергия, влизаща в осветеното полукълбо на горната граница на атмосферата. То е равно на произведението на слънчевата константа от площта голям кръгЗемята. При среден радиус на земята, равен на 6371 km, площта на големия кръг е p * (6371) 2 = 1,275 * 1014 m 2, а излъчваната енергия, идваща към него, е 1,743 * 1017 W. За една година това ще възлиза на 5,49 * 1024 J. Пристигането на слънчева радиация върху хоризонтална повърхност на горната граница на атмосферата се нарича слънчев климат. Формирането на слънчев климат се определя от два фактора - продължителността на слънчевото греене и височината на Слънцето. Количеството радиация на границата на атмосферата на единица хоризонтална повърхност е пропорционална на синуса на височината на Слънцето, който се променя не само през деня, но и зависи от сезона. Както знаете, височината на Слънцето за дните на слънцестоенето се определя по формулата 900 - (j ± 23,50), за дните на равноденствието - 900 -j, където j е географската ширина на мястото. Така височината на Слънцето на екватора се променя през цялата година от 90 ° до 66,50 °, в тропиците - от 90 до 43 °, в полярните кръгове - от 47 до 0 ° и на полюсите - от 23,5 ° до 0 ° ... В съответствие с такава промяна на височината на Слънцето през зимата във всяко полукълбо, притокът на слънчева радиация към хоризонталната област бързо намалява от екватора към полюсите. През лятото картината е по-сложна: в средата на лятото максималните стойности не са на екватора, а на полюсите, където продължителността на деня е 24 часа. В годишния ход в извънтропичната зона, един максимум (лятно слънцестоене) и един минимум ( зимното слънцестоене). В тропическата зона притокът на радиация достига максимум два пъти годишно (дни на равноденствие). Годишните количества слънчева радиация варират от 133 * 102 MJ / m2 (екватор) до 56 * 102 MJ / m2 (полюси). Амплитудата на годишния цикъл на екватора е малка, в извънтропичната зона е значителна.

2 Директна слънчева радиацияПряката слънчева радиация се отнася до радиация, която идва на земната повърхност директно от слънчевия диск. Въпреки факта, че слънчевата радиация се разпространява от Слънцето във всички посоки, тя идва на Земята под формата на лъч от успоредни лъчи, излъчващи се от безкрайността. Притокът на директна слънчева радиация към земната повърхност или към което и да е ниво в атмосферата се характеризира с облъчване - количеството лъчиста енергия, подадена за единица време на единица площ. Максималният приток на пряка слънчева радиация ще навлезе в обекта перпендикулярно на слънчевите лъчи. Във всички останали случаи излъчването ще се определя от височината на Слънцето или синуса на ъгъла, който образува слънчев лъч с повърхността на мястото S '= S sin hc (3) В общия случай S ( облъчване на обект с единица площ, перпендикулярна на слънчевите лъчи) е Така. Потокът от пряка слънчева радиация, падащ върху хоризонтална площ, се нарича инсолация.

3. Разсеяна слънчева радиацияПреминавайки през атмосферата, пряката слънчева радиация се разсейва от молекули на атмосферни газове и аерозолни примеси. Когато се разсее, частица, разположена по пътя на разпространение на електромагнитна вълна, непрекъснато поглъща енергия и я излъчва отново във всички посоки. В резултат на това поток от паралелни слънчеви лъчи, отиващи в определена посока, се излъчва отново във всички посоки. Разсейването възниква при всички дължини на вълната на електромагнитното лъчение, но неговият интензитет се определя от съотношението на размера на разсейващите частици и дължините на вълната на падащото лъчение. В абсолютно чиста атмосфера, където разсейването се произвежда само от газови молекули, чиито размери са по-малки от дължините на радиационната вълна, тя се подчинява на закона на Рейли, който гласи, че спектралната излъчваност на разсеяното лъчение е обратно пропорционална на четвъртата степен на дължината на вълната на разпръснати лъчи Dl = a Sl / l 4 ( 4) където Sl е спектралната плътност на излъчването на директно лъчение с дължина на вълната l, Dl е спектралната плътност на облъчването на разсеяното лъчение със същата дължина на вълната и е коефициентът на пропорционалност. В съответствие със закона на Рейли при разсеяното лъчение преобладават по-късите дължини на вълната, тъй като червените лъчи, които са два пъти по-дълги от виолетовите, се разсейват 14 пъти по-малко. Инфрачервеното лъчение се разсейва много малко. Смята се, че около 26% от общия поток слънчева радиация се разпръсква, 2/3 от тази радиация идва на земната повърхност. Тъй като разсеяната радиация не идва от слънчевия диск, а от цялото небе, нейното излъчване се измерва върху хоризонтална повърхност. Единицата за измерване на излъчването на разсеяната радиация е W / m2 или kW / m2. Ако възникне разсейване върху частици, съизмерими с дължините на радиационната вълна (аерозолни примеси, ледени кристалии водни капчици), тогава разсейването не се подчинява на закона на Рейли и енергийното осветяване на разсеяното лъчение става обратно пропорционално не на четвъртата, а на най-малките степени на дължините на вълната – т.е. максимумът на разсейване се измества към частта с по-дълга дължина на вълната на спектъра. При високо съдържание на големи частици в атмосферата, разсейването се заменя с дифузно отражение, при което светлинният поток се отразява от частиците като огледала, без да се променя спектралният състав. Тъй като бялата светлина пада, тогава потокът от бяла светлина също се отразява. В резултат на това цветът на небето става белезникав. Има две свързани интересни явления- това е синият цвят на небето и здрача. Синият цвят на небето е цветът на самия въздух, поради разсейването на слънчевата светлина в него. Тъй като разсейването в ясно небе се подчинява на закона на Рейли, максималната енергия на разсеяната радиация, идваща от небосвода, пада върху синия цвят. Синият цвят на въздуха може да се види, когато се гледат далечни обекти, които изглеждат обвити в синкава мъгла. С надморска височина, когато плътността на въздуха намалява, цветът на небето става по-тъмен и се превръща в наситено синьо, а в стратосферата - в лилаво. Колкото повече примеси се съдържат в атмосферата, толкова по-голям е делът на дълговълновото излъчване в спектъра слънчева светлина, толкова белезникаво става небето. Поради разсейването на най-късите вълни, пряката слънчева радиация се изчерпва във вълни от този диапазон, следователно максималната енергия в директното излъчване се измества към жълтата част и слънчевият диск става жълт. При ниски ъгли на Слънцето разсейването става много интензивно, измествайки се към дълговълновата част на електромагнитния спектър, особено в замърсена атмосфера. Максималната пряка слънчева радиация се измества към червената част, слънчевият диск става червен и настъпват ярки жълто-червени залези. След залеза на слънцето тъмнината не настъпва веднага, по същия начин сутрин става светлина на земната повърхност известно време преди появата на слънчевия диск. Това явление на непълна тъмнина при липса на слънчев диск се нарича вечерен и сутрешен здрач. Причината за това е осветяването на високите слоеве на атмосферата от Слънцето, разположено под хоризонта, и разсейването на слънчевата светлина от тях. Разграничаване на астрономически здрач, който продължава, докато Слънцето падне под хоризонта със 180 и в същото време става толкова тъмно, че най-слабите звезди ще бъдат различими. Първата част от вечерния астрономически здрач и последната част от сутрешния астрономически здрач се наричат ​​граждански здрач, в който Слънцето потъва под хоризонта от поне 80. Продължителността на астрономическия здрач зависи от географската ширина на района. Над екватора те са кратки, до 1 час, в умерените ширини са 2 часа. Във високите географски ширини през летния сезон вечерният здрач се слива със сутрешния, образувайки бели нощи.

4 Поглъщане на слънчева радиация в атмосферата.На горната граница на атмосферата слънчевата радиация идва под формата на директна радиация. Около 30% от тази радиация се отразява обратно в космоса, 70% влиза в атмосферата. Преминавайки през атмосферата, това излъчване претърпява промени, свързани с неговото поглъщане и разсейване. Поглъща се около 20-23% от пряката слънчева радиация. Абсорбцията е селективна и зависи от дължините на вълната и материалния състав на атмосферата. Азотът, основният газ в атмосферата, абсорбира радиацията само при много къси дължини на вълната в ултравиолетовата част на спектъра. Енергията на слънчевата радиация в тази част от спектъра е много малка и поглъщането на радиация от азот практически не влияе върху стойността на общия енергиен поток. Кислородът абсорбира малко повече в две тесни части на видимата част на спектъра и в ултравиолетовата част. Озонът поглъща радиацията по-енергично. Общото количество радиация, погълната от озона, достига 3% от пряката слънчева радиация. Основната част от погълнатото лъчение пада върху ултравиолетовата част, при дължини на вълната по-къси от 0,29 микрона. В малки количества озонът поглъща и видимата радиация. Въглеродният диоксид поглъща радиация в инфрачервения диапазон, но поради малкото си количество, делът на тази абсорбирана радиация обикновено е малък. Основните абсорбатори на пряката слънчева радиация са водни пари, облаци и аерозолни примеси, концентрирани в тропосферата. Водните пари и аерозолите представляват до 15% от абсорбираната радиация, а облаците - до 5%. Тъй като по-голямата част от абсорбираната радиация пада върху такива променливи компоненти на атмосферата като водни пари и аерозоли, нивото на поглъщане на слънчевата радиация варира значително и зависи от специфичните условия на състоянието на атмосферата (нейната влажност и замърсяване). Освен това количеството погълната радиация зависи от височината на Слънцето над хоризонта, т.е. от дебелината на слоя на атмосферата, през който преминава слънчевият лъч.

5. Видимост, закон за затихване на радиацията, коефициент на мътност.Разсейването на светлината в атмосферата води до факта, че отдалечените обекти на разстояние стават лошо различими не само поради намаляването им по размер, но и поради мътността на атмосферата. Разстоянието, на което очертанията на обектите престават да се различават в атмосферата, се нарича обхват на видимост или просто видимост. Обхватът на видимост най-често се определя с око за определени, предварително избрани обекти (тъмни на фона на небето), разстоянието до които е известно. При много чист въздух обхватът на видимост може да достигне стотици километри. Във въздуха, съдържащ много аерозолни примеси, обхватът на видимост може да бъде намален до няколко километра или дори метри. Така че при слаба мъгла обхватът на видимост е 500-1000 м, а при силна мъгла или пясъчна буря пада до няколко метра. Поглъщането и разсейването води до значително отслабване на потока на слънчевата радиация, преминаващ през атмосферата. Радиацията се отслабва пропорционално на самия поток (с др равни условия, колкото по-голям е потокът, толкова по-голяма е загубата на енергия) и броят на поглъщащите и разсейващите частици. Последното зависи от дължината на пътя на лъча през атмосферата.За атмосфера, която не съдържа аерозолни примеси (идеална атмосфера), коефициентът на прозрачност p е 0,90-0,95. В реална атмосфера стойностите му варират от 0,6 до 0,85 (малко по-високи през зимата, по-ниски през лятото). С увеличаване на съдържанието на водна пара и примеси, коефициентът на прозрачност намалява. С увеличаване на географската ширина на района коефициентът на прозрачност се увеличава поради намаляване на налягането на водните пари и по-малко запрашеност на атмосферата. Цялото затихване на радиацията в атмосферата може да бъде разделено на две части: затихване от постоянни газове (идеална атмосфера) и затихване от водни пари и аерозолни примеси. Съотношението на тези процеси се взема предвид от коефициента на мътност 6. Географски модели на разпространение на пряка и разсеяна радиация... Директният поток на слънчева радиация зависи от височината на Слънцето над хоризонта. Следователно, през деня потокът от слънчева радиация, първо бързо, след това бавно се увеличава от изгрев до обяд и отначало бавно, след това бързо намалява от обяд до залез. Но прозрачността на атмосферата се променя през деня, така че кривата на дневното движение на директното излъчване не е гладка, а има отклонения. Но средно, за дълъг период на наблюдение, промените в радиацията през деня приемат формата на гладка крива. През годината излъчването на пряка слънчева радиация за основната част от земната повърхност се променя значително, което е свързано с промени във височината на Слънцето. За северното полукълбо минималните стойности както на директната радиация към перпендикулярната повърхност, така и на инсолацията падат през декември, максималните стойности не са летен период , а през пролетта, когато въздухът е по-малко мътен от кондензни продукти и е малко прашен. Средната обедна мощност на осветление в Москва през декември е 0,54, април 1,05, юни-юли 0,86-0,99 kW / m 2. Дневните стойности на пряката радиация са максимални през лятото, с максимална продължителност на слънчевото греене. Максималните стойности на пряката слънчева радиация за някои точки са както следва (kW / m2): Тикси Бей 0,91, Павловск 1,00, Иркутск 1,03, Москва 1,03, Курск 1,05, Тбилиси 1,05, Владивосток 1, 02, Ташкент 1,06. Максималните стойности на пряката слънчева радиация нарастват малко с намаляване на географската ширина, въпреки увеличаването на височината на Слънцето. Това се дължи на факта, че в южните ширини съдържанието на влага и запрашеността на въздуха се увеличава. Следователно на екватора максималните стойности са малко по-високи от максимумите на умерените ширини. Най-високите годишни стойности на пряката слънчева радиация на Земята се наблюдават в Сахара - до 1,10 kW / m2. Сезонните разлики в пристигането на директна радиация са както следва. През летния период най-големите стойности на пряката слънчева радиация се наблюдават под 30-400 ширини на лятното полукълбо, към екватора и към полярните кръгове стойностите на пряката слънчева радиация намаляват. До полюсите за лятното полукълбо намаляването на пряката слънчева радиация е малко, през зимата става нула. През пролетта и есента максималните стойности на пряката слънчева радиация се наблюдават в 10-200 пролетното полукълбо и 20-300 в есенното полукълбо. Само зимната част на екваториалната зона получава максималните стойности на пряката слънчева радиация за даден период. С височина над морското равнище максималните стойности на радиация се увеличават поради намаляване на оптичната дебелина на атмосферата: на всеки 100 метра надморска височина стойността на радиацията в тропосферата се увеличава с 0,007-0,14 kW / m 2. Максималните стойности на радиация, регистрирани в планините, са 1,19 kW / m 2. Разсеяната радиация, влизаща в хоризонталната повърхност, също се променя през деня: тя се увеличава преди обяд и намалява след обяд. Големината на потока на разсеяната радиация като цяло зависи от продължителността на деня и височината на Слънцето над хоризонта, както и от прозрачността на атмосферата (намаляването на прозрачността води до увеличаване на разсейването). В допълнение, разсеяната радиация варира в много широк диапазон в зависимост от облачността. Отразената от облаците радиация също се разсейва. Отразената от снега радиация също се разсейва, което увеличава дела й през зимата. Разсеяната радиация със средна облачност е повече от два пъти по-висока от стойността си в безоблачен ден. В Москва средната обедна стойност на разсеяната радиация през лятото при ясно небе е 0,15, а през зимата при ниско слънце - 0,08 kW / m 2. При прекъснати облаци тези стойности са 0,28 през лятото и 0,10 kW / m 2 през зимата. В Арктика, с относително тънка облачност и снежна покривка, тези стойности през лятото могат да достигнат 0,70 kW / m2. Стойностите на разсеяната радиация в Антарктида са много високи. Разсеяната радиация намалява с увеличаване на надморската височина. Разсеяната радиация може значително да допълни пряката радиация, особено когато слънцето е слабо. Поради разсеяната светлина цялата атмосфера през деня служи като източник на осветление: през деня е светло както там, където слънчевите лъчи не падат директно, така и когато Слънцето е скрито от облаци. Разсеяната радиация увеличава не само осветеността, но и нагряването на земната повърхност. Разсеяното лъчение обикновено е по-малко от прякото, но порядъкът на величината е същият. В тропическите и средните ширини количеството на разсеяната радиация е от половината до две трети от стойностите на пряката радиация. При 50-600 стойностите им са близки, а по-близо до полюсите преобладава разсеяната радиация.

7 Обща радиацияЦялата слънчева радиация, достигаща до земната повърхност, се нарича обща слънчева радиация При безоблачно небе общата слънчева радиация има дневна вариация с максимум около обяд и годишна вариация с максимум през лятото. Частичната облачност, която не покрива слънчевия диск, увеличава общата радиация в сравнение с безоблачното небе, пълната облачност, напротив, я намалява. Средно облачността намалява радиацията. Следователно през лятото пристигането на обща радиация в предобедните часове е по-голямо, отколкото в следобедните часове, а през първата половина на годината е по-голямо, отколкото през второто. Обедните стойности на общата радиация през летните месеци край Москва с безоблачно небе са средно 0,78, при открито слънце и облаци 0,80, при непрекъсната облачност - 0,26 kW/m 2. Разпределението на общите радиационни стойности по земното кълбо се отклонява от зоналното, което се обяснява с влиянието на прозрачността на атмосферата и облаците. Максималните годишни стойности на общата радиация са 84 * 102 - 92 * 102 MJ / m2 и се наблюдават в пустини Северна Африка... Над районите на близо екваториалните гори с висока облачност стойностите на общата радиация са намалени до 42 * 102 - 50 * 102 MJ / m 2. Към по-високи географски ширини на двете полукълба стойностите на общата радиация намаляват, възлизайки на 25 * 102 - 33 * 102 MJ / m2 под 60-ия паралел. Но след това те отново растат - малко над Арктика и значително - над Антарктида, където в централните части на континента те са 50 * 102 - 54 * 102 MJ / m 2. Над океаните като цяло стойностите на общата радиация са по-ниски, отколкото над съответните географски ширини на сушата. През декември най-високите стойности на общата радиация се наблюдават в пустините на Южното полукълбо (8 * 102 - 9 * 102 MJ / m2). Над екватора стойностите на общата радиация намаляват до 3 * 102 - 5 * 102 MJ / m 2. В северното полукълбо радиацията бързо намалява към полярните региони и е равна на нула извън полярния кръг. В южното полукълбо общата радиация намалява на юг до 50-600 южна ширина. (4 * 102 MJ / m2), а след това се увеличава до 13 * 102 MJ / m2 в центъра на Антарктида. През юли най-високите стойности на общата радиация (над 9 * 102 MJ / m2) се наблюдават над Североизточна Африка и Арабския полуостров. Над екваториалната област стойностите на общата радиация са ниски и равни на тези през декември. На север от тропиците общата радиация намалява бавно до 600 N и след това се увеличава до 8 * 102 MJ / m2 в Арктика. В южното полукълбо общата радиация от екватора намалява бързо на юг, достигайки нулеви стойности в полярния кръг.

8. Отражение на слънчевата радиация. Албедо на Земята.При достигане на повърхността общата радиация частично се абсорбира в горния тънък слой на почвата или водата и се превръща в топлина, а частично се отразява. Условията за отразяване на слънчевата радиация от земната повърхност се характеризират със стойността на албедо, равно на съотношениетоотразена радиация към входящия поток (към общата радиация). A = Qref / Q (8) Теоретично стойностите на албедо могат да варират от 0 (абсолютно черна повърхност) до 1 (абсолютно бяла повърхност). Наличните материали за наблюдение показват, че стойностите на албедото на подлежащите повърхности варират в широк диапазон и техните промени обхващат почти целия възможен диапазон от стойности на отразяване на различни повърхности. При експериментални проучвания са открити стойности на албедо за почти всички обичайни естествени подлежащи повърхности. Тези изследвания на първо място показват, че условията за поглъщане на слънчевата радиация на сушата и на водните обекти се различават значително. Най-високите стойности на албедо се наблюдават за чист и сух сняг (90-95%). Но тъй като снежната покривка рядко е напълно чиста, средните стойности на снежното албедо в повечето случаи са равни на 70-80%. За мокър и мръсен сняг тези стойности са още по-ниски - 40-50%. При липса на сняг най-високите албедо на земната повърхност са характерни за някои пустинни райони, където повърхността е покрита със слой от кристални соли (дъното на пресъхналите езера). При тези условия албедото е 50%. Малцина по-малка стойност албедо в пясъчни пустини. Албедото на влажната почва е по-малко от това на сухата почва. За влажните черноземи стойностите на албедото са изключително ниски - 5%. Албедото на естествените повърхности с непрекъсната растителна покривка варира в относително малки граници - от 10 до 20-25%. В същото време албедото на гората (особено иглолистната) в повечето случаи е по-малко от албедото на ливадната растителност. Условията за поглъщане на радиация върху водните обекти се различават от условията за поглъщане на земната повърхност. Чистата вода е относително прозрачна за късовълнова радиация, в резултат на което слънчевите лъчи, проникващи в горните слоеве, многократно се разсейват и едва след това се абсорбират в голяма степен. Следователно процесът на поглъщане на слънчевата радиация зависи от височината на Слънцето. Ако е високо, значителна част от постъпващата радиация прониква в горните слоеве на водата и се абсорбира основно. Следователно албедото на водната повърхност е първите няколко процента при високо Слънце, а при ниско Слънце албедото се увеличава до няколко десетки процента. Албедото на системата Земя-атмосфера е от по-сложен характер. Слънчевата радиация, навлизаща в атмосферата, се отразява частично в резултат на обратното разсейване на атмосферата. При наличие на облаци значителна част от радиацията се отразява от повърхността им. Албедото на облаците зависи от дебелината на слоя им и е средно 40-50%. При пълно или частично отсъствие на облаци, албедото на системата "Земя-атмосфера" съществено зависи от албедото на самата земна повърхност. Характерът на географското разпределение на планетарното албедо от сателитни наблюдения показва значителни разлики между албедото на високи и средни ширини на Северното и Южното полукълбо. В тропиците най-високите стойности на албедо се наблюдават над пустини, в зони на конвективни облаци над Централна Америка и над океански зони. В Южното полукълбо, за разлика от Северното, се наблюдава зонална вариация на албедото поради по-простото разпределение на сушата и морето. Най-високите стойности на албедо се намират на полярните ширини. Преобладаващата част от радиацията, отразена от земната повърхност и горната граница на облаците, отива в световното пространство. Една трета от разсеяната радиация също изчезва. Съотношението на отразената и разсеяната радиация, напускаща пространството, към общото количество слънчева радиация, постъпваща в атмосферата, се нарича планетарно албедо на Земята или албедо на Земята. Стойността му се оценява на 30%. Основната част от планетарното албедо е радиацията, отразена от облаците. 6.1.8. Собствена радиация. Противодействие на радиацията. Ефективна радиация. Слънчевата радиация, погълната от горния слой на Земята, я загрява, в резултат на което почвата и самите повърхностни води излъчват дълговълнова радиация. Това земно излъчване се нарича присъщо излъчване на земната повърхност. Интензитетът на това излъчване, с някои предположения, се подчинява на закона на Стефан-Болцман за абсолютно черно тяло с температура 150С. Но тъй като Земята не е абсолютно черно тяло (нейното излъчване съответства на излъчването на сиво тяло), в изчисленията е необходимо да се въведе корекция, равна на e = 0,95. Така собствената радиация на Земята може да се определи по формулата Ez = esТ 4 (9) Определя се, че при средна планетарна температура на Земята от 150C, собственото излъчване на Земята Ez = 3,73 * 102 W / m2. Такова голямо връщане на радиация от земната повърхност би довело до много бързото й охлаждане, ако това не се предотврати от обратния процес – поглъщането на слънчевата и атмосферната радиация от земната повърхност. Абсолютните температури на земната повърхност са в диапазона 190-350K. При такива температури собственото му излъчване има дължини на вълната в диапазона от 4-120 микрона, а максималната енергия пада на 10-15 микрона. Атмосферата, поглъщаща както слънчевата радиация, така и собствената радиация на Земята, се нагрява. Освен това атмосферата се нагрява по нерадиационен начин (чрез топлопроводимост, по време на кондензация на водна пара). Нагрятата атмосфера се превръща в източник на дълговълнова радиация. Повечето оттова излъчване на атмосферата (70%) е насочено към земната повърхност и се нарича контра радиация (Ea). Друга част от радиацията на атмосферата се поглъща от горните слоеве, но с намаляване на съдържанието на водна пара, количеството погълната от атмосферата радиация намалява и част от нея отива в световното пространство. Земната повърхност поглъща навлизащата радиация почти изцяло (95-99%). По този начин противолъчението е за земната повърхност важен източниктоплина в допълнение към погълнатата слънчева радиация. При липса на облаци, дълговълновото излъчване на атмосферата се определя от наличието на водни пари и въглероден диоксид. Влиянието на атмосферния озон в сравнение с тези фактори е незначително. Водната пара и въглеродният диоксид поглъщат дълговълнова радиация в диапазона от 4,5 до 80 микрона, но не изцяло, а в определени тесни спектрални области. Най-силното поглъщане на радиация от водни пари се случва в диапазона на дължината на вълната от 5-7,5 микрона, докато в района на 9,5-12 микрона. 4.1. Прозорци за прозрачност на атмосферата в оптичния диапазон, абсорбцията на практика липсва. Този диапазон на дължина на вълната се нарича прозорец за прозрачност на атмосферата. Въглеродният диоксид има няколко абсорбционни ленти, от които най-значима е лентата с дължини на вълната 13-17 микрона, които представляват максимума на земното излъчване. Трябва да се отбележи, че съдържанието на въглероден диоксид е относително постоянно, докато количеството на водните пари варира много значително в зависимост от метеорологичните условия. Следователно промяната на влажността на въздуха оказва значително влияние върху количеството атмосферна радиация. Например, най-голямото противодействие е 0,35-0,42 kW / m 2 средно близо до екватора, а към полярните райони намалява до 0,21 kW / m 2, на равнинни територии Ea е 0,21-0,28 kW / m 2 и 0,07- 0,14 kW / m 2 - в планината. Намаляването на противорадиацията в планините се обяснява с намаляването на съдържанието на водни пари с височина. Противорадиацията на атмосферата обикновено се увеличава значително при наличие на облаци. Облаците от долния и средния слой, като правило, са доста плътни и излъчват като черно тяло при подходяща температура. Поради ниската си плътност, високите облаци обикновено излъчват по-малко от черно тяло, така че те имат малък ефект върху съотношението на собствените и контра-лъченията. Поглъщането на дълговълново собствено излъчване от водни пари и други газове създава "парников ефект", т.е. задържа слънчевата топлина в земната атмосфера. Увеличаването на концентрацията на тези газове и преди всичко на въглеродния диоксид като резултат икономическа дейностчовек може да доведе до увеличаване на дела на топлината, останала на планетата, до повишаване на средните планетарни температури и промяна в глобалния климат на Земята, последиците от което все още е трудно да се предвидят. Но трябва да се отбележи, че основната роля в поглъщането на земната радиация и образуването на настъпващата радиация играе водната пара. Чрез прозореца за прозрачност част от дълговълновата земна радиация излиза през атмосферата в световното пространство. Заедно с лъчението от атмосферата, това излъчване се нарича изходящо лъчение. Ако притокът на слънчева радиация се приеме за 100 единици, тогава изходящата радиация ще бъде 70 единици. Като се вземат предвид 30 единици отразена и разсеяна радиация (планетарно албедо на Земята), Земята излъчва същото количество радиация в космическото пространство, каквото получава, т.е. е в състояние на лъчисто равновесие.

9. Радиационен баланс на земната повърхностРадиационният баланс на земната повърхност е разликата между пристигането на радиация на земната повърхност (под формата на погълната радиация) и нейното потребление в резултат на топлинно излъчване (ефективно излъчване). Радиационният баланс се променя от нощта отрицателни стойностидо дневен положителен през лятото при височина на Слънцето 10-15 градуса и обратно, от положителен към отрицателен - преди залез на същите слънчеви височини. През зимата преходът на стойностите на радиационния баланс през нула става при големи ъгли на Слънцето (20-25 градуса). През нощта, при липса на обща радиация, радиационният баланс е отрицателен и равен на ефективната радиация. Разпределението на радиационния баланс по земното кълбо е сравнително равномерно. Годишните стойности на радиационния баланс са положителни навсякъде, с изключение на Антарктида и Гренландия. Положителните годишни стойности на радиационния баланс означават, че излишъкът от погълната радиация се балансира чрез нерадиационен пренос на топлина от земната повърхност към атмосферата. Това означава, че няма радиационно равновесие за земната повърхност (пристигането на радиация е по-голямо от нейното връщане), но има топлинно равновесиеосигуряване на стабилност на топлинните характеристики на атмосферата. Най-високите годишни стойности на радиационния баланс се наблюдават в екваториалната зона между 200 северна и южна ширина. Тук е повече от 40 * 102 MJ / m2. Към по-високи географски ширини стойностите на радиационния баланс намаляват и около 60-ия паралел варират от 8 * 102 до 13 * 102 MJ / m2. По-нататък до полюсите радиационният баланс намалява още повече и възлиза на 2 * 102 - 4 * 102 MJ / m2 в Антарктида. Радиационният баланс е по-голям над океаните, отколкото над сушата на същите географски ширини. Значителни отклонения от зоналните стойности се наблюдават и в пустините, където балансът е под стойността на ширината поради голямата ефективна радиация. През декември радиационният баланс е отрицателен върху значителна част от Северното полукълбо на север от 40-ия паралел. В Арктика той достига стойности от 2 * 102 MJ / m2 и по-ниски. Южно от 40-ия паралел се увеличава до Южния тропик (4 * 102 - 6 * 102 MJ / m2) и след това намалява до Южен полюс, в размер на 2 * 102 MJ / m2 на брега на Антарктида През юни радиационният баланс е максимален над Северния тропик (5 * 102 - 6 * 102 MJ / m2). На север той намалява, оставайки положителен към Северния полюс, а на юг намалява, като става отрицателен край бреговете на Антарктида (-0,4 -0,8 * 102 MJd / m2).

© 2015-2019 сайт
Всички права принадлежат на техните автори. Този сайт не претендира за авторство, но предоставя безплатно използване.
Дата на създаване на страницата: 2017-06-30

Необходими устройства и аксесоари: термоелектричен актинометър М-3, универсален пиранометър М-80М, пътуващ албедометър, термоелектричен балансомер М-10М, универсален хелиограф модел ГУ-1, луксметър Ю-16.

Основният източник на енергия, идваща на Земята, е лъчиста енергия, идваща от Слънцето. Потокът от електромагнитни вълни, излъчвани от Слънцето, обикновено се нарича слънчева радиация. Това излъчване е практически единственият източник на енергия за всички процеси, протичащи в атмосферата и на земната повърхност, включително за всички процеси, протичащи в живите организми.

Слънчевата радиация осигурява на растенията енергия, която те използват в процеса на фотосинтеза за създаване на органична материя, влияе върху процесите на растеж и развитие, подредбата и структурата на листата, продължителността на вегетационния период и т.н. Количествено слънчевата радиация може да бъде характеризиращ се с радиационен поток .

Радиационен поток -това е количеството лъчиста енергия, което се доставя за единица време на единица повърхност.

В системата от единици SI радиационният поток се измерва във ватове на 1 m 2 (W / m 2) или киловати на 1 m 2 (kW / m 2). Преди това се измерваше в калории на cm 2 в минута (cal / (cm 2 min)).

1 cal / (cm 2 min) = 698 W / m 2 или 0,698 kW / m 2

Плътността на потока на слънчевата радиация на горната граница на атмосферата при средното разстояние от Земята до Слънцето се нарича слънчева константа S 0... Съгласно международното споразумение от 1981 г. S 0 = 1,37 kW / m 2 (1,96 1 cal / (cm 2 min)).

Ако Слънцето не е в зенита си, тогава количеството слънчева енергия, падащо върху хоризонтална повърхност, ще бъде по-малко, отколкото върху повърхност, разположена перпендикулярно на слънчевите лъчи. Това количество зависи от ъгъла на падане на лъчите върху хоризонталната повърхност. За да се определи количеството топлина, получено от хоризонтална повърхност за минута, се използва следната формула:

S ′ = S sin з ©

където S ′ е количеството топлина, получено за минута от хоризонталната повърхност; S е количеството топлина, получено от повърхността, перпендикулярна на гредата; з© - ъгълът, образуван от слънчевия лъч с хоризонтална повърхност (ъгълът h се нарича височина на слънцето).

Преминавайки през земната атмосфера, слънчевата радиация се отслабва поради поглъщане и разсейване от атмосферни газове и аерозоли. Затихването на потока на слънчевата радиация зависи от дължината на пътя, изминат от лъча в атмосферата, и от прозрачността на атмосферата по този път. Дължината на пътя на лъча в атмосферата зависи от височината на слънцето. Когато слънцето е в зенита си, слънчевите лъчи преминават по най-краткия път. В този случай масата на атмосферата, премината от слънчевите лъчи, т.е. масата на вертикален въздушен стълб с основа 1 cm 2 се приема като една условна единица (m = 1). Когато слънцето се спуска към хоризонта, пътят на лъчите в атмосферата се увеличава и следователно броят на проходимите маси също се увеличава (m> 1). Когато слънцето е близо до хоризонта, лъчите изминават най-дългия път в атмосферата. Изчисленията показват, че m е 34,4 пъти по-голямо, отколкото при положението на Слънцето в неговия зенит. Затихването на директния поток слънчева радиация в атмосферата се описва с формулата на Бугер. Коефициент на прозрачност стрпоказва каква част от слънчевата радиация, пристигаща до горната граница на атмосферата, достига земната повърхност при m = 1.

S m = S 0 п м ,

където S m е директният поток на слънчева радиация, достигащ Земята; S 0 - слънчева константа; п -коефициент на прозрачност; м- масата на атмосферата.

Коефициентът на прозрачност зависи от съдържанието на водна пара и аерозоли в атмосферата: колкото повече има, толкова по-нисък е коефициентът на прозрачност за същия брой проходими маси. Коефициентът на прозрачност варира от 0,60 до 0,85.

Видове слънчева радиация

Директна слънчева радиация(S ′) - радиация, пристигаща на земната повърхност директно от Слънцето под формата на лъч от успоредни лъчи.

Директната слънчева радиация зависи от височината на слънцето над хоризонта, прозрачността на въздуха, облачността, надморската височина на мястото над морското равнище и разстоянието между Земята и Слънцето.

Разсеяна слънчева радиация(Д) – част от радиацията, разпръсната от земната атмосфера и облаците и пристигаща на земната повърхност от небесния свод. Интензитетът на разсеяната радиация зависи от височината на слънцето над хоризонта, облачността, прозрачността на въздуха, надморската височина над морското равнище и снежната покривка. Облачността и снежната покривка оказват много голямо влияние върху разсеяната радиация, която поради разсейването и отразяването на попадащата върху тях пряка и разсеяна радиация и повторното им разсейване в атмосферата може да увеличи потока на разсеяната радиация няколко пъти.

Разсеяната радиация значително допълва пряката слънчева радиация и значително увеличава притока на слънчева енергия към земната повърхност.

Обща радиация(Q) - сумата от потоците на пряка и разсеяна радиация, влизаща в хоризонталната повърхност:

Преди изгрев, през деня и след залез слънце, при непрекъсната облачност, общата радиация достига напълно земята, а при ниски слънчеви височини се състои основно от разсеяна радиация. В безоблачно или леко облачно небе, с увеличаване на височината на Слънцето, делът на пряката радиация в общия състав бързо се увеличава и през деня потокът е многократно по-голям от потока на разсеяната радиация.

По-голямата част от общия радиационен поток, влизащ в земната повърхност, се абсорбира от горния слой на почвата, водата и растителността. В този случай лъчистата енергия се превръща в топлина, нагрявайки абсорбиращите слоеве. Останалата част от общия радиационен поток се отразява от земната повърхност, образувайки се отразено лъчение(R). Почти целият поток от отразена радиация преминава през атмосферата и отива в световното пространство, но част от нея се разпръсква в атмосферата и частично се връща на земната повърхност, увеличавайки разсеяната радиация, а следователно и общата радиация.

Отражателната способност на различни повърхности се нарича албедо... Това е съотношението на отразения радиационен поток към общия поток на общата радиация, падаща върху тази повърхност:

Албедото се изразява във фракции от единица или като процент. Така земната повърхност отразява част от общия радиационен поток, равен на QA, и се поглъща и преобразува в топлина - Q (1-A). Последното количество се нарича погълната радиация.

Албедото на различните земни повърхности зависи главно от цвета и грапавостта на тези повърхности. Тъмните и груби повърхности имат по-ниско албедо от светлите и гладки повърхности. Албедото на почвите намалява с увеличаване на влагата, тъй като цветът им става по-тъмен. Стойностите на албедо за някои естествени повърхности са дадени в таблица 1.

Таблица 1 - Албедо на различни естествени повърхности

Отражателната способност на горната повърхност на облаците е много висока, особено при тяхната висока мощност. Средно албедото на облаците е около 50-60%, в отделни случаи- повече от 80-85%.

Фотосинтетично активно лъчение(PAR) - част от общия радиационен поток, който може да се използва от зелените растения при фотосинтезата. PAR потокът може да се изчисли по формулата:

PAR = 0,43S '+ 0,57D,

където S ′ - директна слънчева радиация, навлизаща в хоризонталната повърхност; D - дифузна слънчева радиация.

Потокът PAR, падащ върху листа, се абсорбира предимно от него, много по-малки части от този поток се отразяват от повърхността и преминават през листа. Листата на повечето дървесни видове поглъщат около 80%, отразяват и предават до 10-12% от общия поток PAR. От частта от потока PAR, погълната от листата, само няколко процента от лъчистата енергия се използва от растенията директно за фотосинтеза и се превръща в химическа енергия на органични вещества, синтезирани от листата. Останалата част, повече от 95% от лъчистата енергия, се превръща в топлина и се изразходва основно за транспирация, нагряване на самите листа и топлообменът им с околния въздух.

Дълговълнова радиация на Земята и атмосферата.

Радиационен баланс на земната повърхност

Повечето от слънчевата енергия, постъпваща в Земята, се абсорбира от нейната повърхност и атмосфера, част от нея се излъчва. Излъчването от земната повърхност се случва денонощно.

Част от лъчите, излъчвани от земната повърхност, се поглъщат от атмосферата и по този начин допринасят за нагряването на атмосферата. Атмосферата от своя страна изпраща лъчи обратно към повърхността на земята, както и в космическото пространство. Това свойство на атмосферата да задържа топлината, излъчвана от земната повърхност, се нарича парников ефект... Разликата между пристигането на топлина под формата на противодействие на атмосферата и нейното потребление под формата на излъчване от активния слой се нарича ефективно излъчванеактивен слой. Ефективното излъчване е особено голямо през нощта, когато топлинните загуби от земната повърхност значително надвишават топлинния поток, излъчван от атмосферата. През деня, когато общата слънчева радиация се добави към излъчването на атмосферата, се получава излишък от топлина, която отива за нагряване на почвата и въздуха, изпаряване на вода и др.

Разликата между погълнатата обща радиация и ефективната радиация на активния слой се нарича радиационен балансактивен слой.

Входящата част от радиационния баланс се състои от пряка и разсеяна слънчева радиация, както и от противодействието на атмосферата. Разходната част се състои от отразена слънчева радиация и дълговълнова радиация на земната повърхност.

Радиационният баланс представлява реалното пристигане на лъчиста енергия на повърхността на Земята, от което зависи дали ще се нагрява или охлажда.

Ако пристигането на лъчиста енергия е по-голямо от нейното потребление, тогава радиационният баланс е положителен и повърхността се нагрява. Ако приходът е по-малък от дебита, тогава балансът е отрицателен и повърхността се охлажда. Радиационният баланс на земната повърхност е един от основните климатообразуващи фактори. Зависи от височината на Слънцето, продължителността на слънчевото греене, естеството и състоянието на земната повърхност, мътността на атмосферата, съдържанието на водни пари в нея, наличието на облаци и др.

Инструменти за измерване на слънчевата радиация

Термоелектричен актинометър М-3(фиг. 3) е предназначена за измерване на интензитета на пряката слънчева радиация върху повърхност, перпендикулярна на слънчевите лъчи.

Приемникът на актинометъра представлява термоколекция от редуващи се манганинови и константанови пластини, направени под формата на звездичка. Вътрешните връзки на термоелемента са залепени към диска, изработен от сребърно фолио, чрез изолиращо уплътнение, страната на диска, обърната към слънцето, е почернена. Външните фуги са залепени към масивен меден пръстен чрез изолиращо уплътнение. Той е защитен от нагряване чрез радиация с хромирана капачка. Термоколът е разположен в долната част на метална тръба, която е насочена към слънцето по време на измерванията. Вътрешната повърхност на тръбата е почерняла и в тръбата са разположени 7 диафрагми (пръстеновидни стеснения), за да се предотврати навлизането на разсеяна радиация в приемника на актинометъра.

За наблюдения, стрелката на основата на устройството 11 (фиг. 2) е ориентирана на север, а за улесняване на проследяването на слънцето е монтиран актинометър според географската ширина на мястото за наблюдение (по протежение на сектора 9 и риска в горната част на стойката на уреда 10 ). Насочването към слънцето става с винт 3 и дръжки 6 разположени в горната част на уреда. Винтът позволява на тръбата да се върти във вертикална равнина; когато дръжката се завърти, тръбата се насочва зад слънцето. Във външната диафрагма е направен малък отвор за прецизно насочване към Слънцето. Срещу този отвор в долната част на инструмента има бял екран. 5 ... При правилно инсталиране на устройството, слънчевият лъч, проникващ през този отвор, трябва да даде светло петно ​​(петно) в центъра на екрана.

Ориз. 3 Термоелектричен актинометър М-3: 1 - капак; 2, 3 - винтове; 4 - ос; 5 - екран; 6 - дръжка; 7 - тръба; 8 - ос; 9 - сектор за ширина; 10 - багажник; 11 - основа.

Универсален пиранометър М-80М(фиг. 4) е предназначена за измерване на общата (Q) и разсеяната (D) радиация. Познавайки ги, е възможно да се изчисли интензитетът на пряката слънчева радиация върху хоризонталната повърхност S ′. Пиранометърът М-80М има устройство за преобръщане на стойката на инструмента с приемника надолу, което ви позволява да измерите интензитета на отразената радиация и да определите албедото на подлежащата повърхност.

Приемник на пиранометър 1 е термоелектрическа батерия, подредена във формата на квадрат. Приемащата му повърхност е боядисана в черно и бяло под формата на шахматна дъска. Половината от термоелементните връзки са под белите клетки, другата половина под черните клетки. Горната част на приемника е покрита с полусферично стъкло, за да се предпази от вятър и валежи. За измерване на интензитета на разсеяната радиация приемникът се засенчва от специален екран 3 ... По време на измерванията приемникът на устройството е монтиран строго хоризонтално; за това пиранометърът е оборудван с кръгло ниво 7 и фиксиращи винтове 4. В долната част на приемника има сушилня за стъкло, пълна с водопоглъщащо вещество, което предотвратява кондензацията на влага върху приемника и стъклото. Когато не работи, приемникът на пиранометъра се затваря с метална капачка.

Ориз. 4 Универсален пиранометър М-80М: 1 - пиранометърна глава; 2 - заключваща пружина; 3 - панта за сянка; 4 - фиксиращ винт; 5 - основа; 6 - панта на сгъваемия статив; 7 - ниво; 8 - винт; 9 - стелаж с изсушител вътре; 10 - приемна повърхност на термоелемента.

Пътуващ албедометър(фиг. 5) е предназначена за измерване на интензитетите на общата, разсеяна и отразяваща радиация в полето. Приемникът е главата на пиранометъра 1 монтиран на самобалансиращ се кардан 3 ... Това окачване ви позволява да инсталирате устройството в две позиции - приемникът нагоре и надолу, като хоризонталното положение на приемниците се осигурява автоматично. С положението на приемната повърхност на уреда нагоре се определя общата радиация Q. След това за измерване на отразената радиация R дръжката на албедометъра се завърта на 180 0. Познавайки тези стойности, можете да определите албедото.

Термоелектрически балансомер М-10М(фиг. 6) е предназначена за измерване на общия радиационен баланс на подлежащата повърхност. Приемникът на балансира е термоелемент квадратна формасъстояща се от много медни пръти 5 увити в константанова лента 10 ... Половината от всеки винт на лентата е с галванично покритие със сребро, началото и края на сребърния слой 9 са топлинни връзки. Половината от фугите са залепени към горната, другата половина към долните приемни повърхности, които се използват като медни плочи 2 боядисани в черно. Приемникът на балансомера е поставен в кръгла метална рамка 1 ... При измерване се разполага строго хоризонтално с помощта на специално ниво за наслагване. За това приемникът на балансомера е монтиран на сферична връзка. 15 ... За да се повиши точността на измерването, приемникът на балансомера може да бъде защитен от пряка слънчева радиация с кръгъл щит 12 ... Интензитетът на пряката слънчева радиация се измерва в този случай с актинометър или пиранометър.

Ориз. 5 Пътуващ албедометър: 1 - пиранометърна глава; 2 - тръба; 3 - кардан; 4 - дръжка

Ориз. 6 Термоелектричен балансомер М-10М: а) - схематично напречно сечение: б) - отделен термоелемент; в) - външен вид; 1 - рамка на приемника; 2 - приемна плоча; 3, 4 - стави; 5 - медна пръчка; 6, 7 - изолация; 8 - термоелемент; 9 - сребърен слой; 10 - константанова лента; 11 - дръжка; 12 - екран за сянка; 13, 15 - панти; 14 - бар; 16 - винт; 17 - капак

Инструменти за измерване на продължителността на слънчевата светлина

блясък и осветление

Продължителността на слънчевото греене е времето, през което пряката слънчева радиация е равна или по-голяма от 0,1 kW / m 2. Изразено в часове на ден.

Методът за определяне на продължителността на слънчевото греене се основава на записване на времето, през което интензитетът на пряката слънчева радиация е достатъчен, за да се получи прогаряне на специална лента, фиксирана в оптичния фокус на стъклена леща, и е не по-малка над 0,1 kW / m 2.

Продължителността на слънчевото греене се измерва с хелиографски уред (фиг. 7).

Универсален хелиограф модел GU-1(фиг. 7). Основата на устройството е плоска метална пластина с два стълба 1 ... Между стълбовете по хоризонталната ос 2 подвижната част на устройството, състояща се от колона, е подсилена 3 с крайник 4 и долен ограничител 7 , скоби 6 с чаша 5 и горната спирка 15 и стъклена топка 8 която е сферична леща. В единия край на хоризонталната ос е фиксиран сектор 9 със скала на географските ширини. При преместване на хоризонталната ос 2 на устройството от запад на изток и завъртане на горната част на устройството около него, оста на колоната 3 е инсталиран успоредно на оста на въртене на Земята (ос на света). За закрепване на зададения ъгъл на наклон на оста на колоната се използва винт 11 .

Горна частинструментът може да се върти около оста на колоната 3 и фиксирани в четири специфични позиции. За това се използва специален щифт. 12 , който се вкарва през отвора на циферблата 4 в един от четирите отвора на диска 13 фиксиран върху оста 2 ... Подравняването на дупките в крайника 4 и диск 13 се определя от съвпадението на маркировките A, B, C и D на циферблата 4 с индекс 14 на диск.

Ориз. 7 Хелиограф универсален модел GU – 1.

1 - багажник; 2 - хоризонтална ос; 3 - колона; 4 - крайник; 5 - чаша; 6 - скоба; 7 - ударение; 8 - стъклена топка; 9 - сектор; 10 - индикатор за географска ширина; 11 - винт за фиксиране на ъгъла на наклон на оста; 12 - щифт; 13 - диск; 14 - индекс на диска; 15 - горен стоп.

В метеорологичния обект хелиографът се монтира върху бетонен или дървен стълб с височина 2 m, в горната част на който има платформа, изработена от дъски с дебелина най-малко 50 mm, така че при всяко положение на Слънцето относително отстрани на хоризонта отделни сгради, дървета и произволни обекти не го закриват. Инсталирана е строго хоризонтално и е ориентирана по географския меридиан и географската ширина на метеорологичната станция; оста на хелиографа трябва да бъде строго успоредна на оста на света.

Топката на хелиографа трябва да се поддържа чиста, тъй като наличието на прах, следи от валежи, роса, скреж, скреж и лед върху топката отслабва и изкривява прогарянето на хелиографската лента.

В зависимост от възможната продължителност на слънчевото греене, записът за един ден трябва да се направи на една, две или три ленти. В зависимост от сезона трябва да се използват прави или извити ленти и да се поставят в горните, средните или долните слотове на чашата. Лентите за отметки трябва да бъдат съчетани в един и същи цвят през целия месец.

За удобство при работа с хелиографа, на юг от опората (стълба) с устройството е монтирана стълба с платформа. Стълбата не трябва да докосва стълба и трябва да е достатъчно удобна.

Луксметър U-16(Фиг. 8) се използва за измерване на осветеността, създадена от светлина или изкуствени източници на светлина.

Ориз. 8 Луксметър U – 16. 1 - фотоклетка; 2 - тел; 3 - метър; 4 - абсорбатор; 5 - клеми; 6 - превключвател на границите на измерване; 7 - коректор.

Устройството се състои от селенова фотоклетка 1 свързани с проводник 2 с метър 3 , и абсорбатор 4 ... Фотоклетката е затворена в пластмасов корпус с метална рамка, за да се увеличи обхватът на измерване 100 пъти, върху корпуса се поставя абсорбатор от млечно стъкло. Светломерът е магнитоелектричен циферблат, монтиран в пластмасов корпус с прозорче за скала. В долната част на тялото има коректор 7 за настройка на стрелката на нула, в горната част - клеми 5 за свързване на проводниците от фотоклетката и копчето за превключване на границите на измерване 6 .

Скалата на измервателния уред е разделена на 50 деления и има 3 реда цифри, съответстващи на три граници на измерване - до 25, 100 и 500 lux (lx). При използване на абсорбер границите се увеличават до 2500, 10000 и 50 000 лукса.

Когато работите със светломер, е необходимо внимателно да следите чистотата на фотоклетката и абсорбера, ако се замърсят, избършете ги с памучен тампон, натопен в спирт.

Фотоклетката се поставя хоризонтално по време на измерванията. Коректорът настройва стрелката на метъра на нулево деление. Свържете фотоклетката към измервателния уред и направете измервания след 4-5 s. За да намалите претоварванията, започнете с по-голяма граница на измерване, след това преминете към по-малки граници, докато стрелката се окаже в работната част на скалата. Отчитането се взема в мащабни деления. В случай на малки отклонения на стрелката, за да се подобри точността на измерване, се препоръчва превключване на измервателния уред на долна граница. За да предотвратите умората на селеновата фотоклетка, засенчвайте фотоклетката за 3-5 минути на всеки 5-10 минути работа на устройството.

Осветеността се определя чрез умножаване на броя по стойността на разделянето на скалата и по корекционния коефициент (за естествена светлина е 0,8, за лампи с нажежаема жичка -1). Делението на скалата е равно на границата на измерване, разделена на 50. При използване на един или два абсорбера, получената стойност се умножава съответно по 100 или 10000.

1 Запознайте се с устройството на термоелектрическите устройства (актинометър, пиранометър, албедометър, балансомер).

2 Запознайте се с устройството на универсалния хелиограф, с методите за неговото инсталиране през различни периоди на годината.

3 Запознайте се с устройството на светломера, измерете естествената и изкуствената осветеност в публиката.

Поставете записите в тетрадка.

Земята получава от Слънцето 1,36 * 10-24 калории топлина годишно. В сравнение с това количество енергия, останалата част от пристигането на лъчиста енергия до повърхността на Земята е незначителна. Така лъчистата енергия на звездите е сто милионна от слънчевата енергия, космическото излъчване е две милиардни, вътрешната топлина на Земята на нейната повърхност е равна на една пет хилядна от слънчевата топлина.
Радиация от слънцето - слънчева радиация- е основният източник на енергия за почти всички процеси, протичащи в атмосферата, хидросферата и в горните слоеве на литосферата.
Единицата за измерване на интензитета на слънчевата радиация е броят на калориите топлина, абсорбирани от 1 cm2 от абсолютно черна повърхност, перпендикулярна на посоката на слънчевите лъчи за 1 минута (cal / cm2 * min).

Потокът от лъчиста енергия от Слънцето, достигащ до земната атмосфера, е много постоянен. Неговият интензитет се нарича слънчева константа (Io) и се приема средно равна на 1,88 kcal / cm2 min.
Стойността на слънчевата константа се колебае в зависимост от разстоянието на Земята от Слънцето и от слънчевата активност. Неговите колебания през годината са 3,4-3,5%.
Ако слънчевите лъчи падаха навсякъде вертикално върху земната повърхност, тогава при липса на атмосфера и със слънчева константа от 1,88 cal / cm2 * min, всеки квадратен сантиметър ще получи 1000 kcal годишно. Поради факта, че Земята е сферична, този брой е намален 4 пъти и 1 кв. cm получава средно 250 kcal годишно.
Количеството слънчева радиация, получена от повърхността, зависи от ъгъла на падане на лъчите.
Максималното количество радиация получава повърхността, перпендикулярна на посоката на слънчевите лъчи, тъй като в този случай цялата енергия се разпределя върху площ с напречно сечение, равно на напречното сечение на снопа лъчи - a. При наклонено падане на същия сноп лъчи енергията се разпределя върху голяма площ (участък c) и единица повърхност получава по-малко количество от нея. Колкото по-малък е ъгълът на падане на лъчите, толкова по-нисък е интензитетът на слънчевата радиация.
Зависимостта на интензитета на слънчевата радиация от ъгъла на падане на лъчите се изразява с формулата:

I1 = I0 * sin h,

където I0 е интензитетът на слънчевата радиация с чисто падане на лъчите. Извън атмосферата е слънчевата константа;
I1 е интензитетът на слънчевата радиация, когато слънчевите лъчи падат под ъгъл h.
I1 е толкова пъти по-малко от I0, колкото сечението a е по-малко от сечението b.
Фигура 27 показва, че a / b = sin A.
Ъгълът на падане на слънчевите лъчи (височината на слънцето) е 90 ° само на географски ширини от 23 ° 27 "s. До 23 ° 27" s. (т.е. между тропиците). На други географски ширини винаги е по-малко от 90 ° (Таблица 8). Съответно с намаляване на ъгъла на падане на лъчите, интензитетът на слънчевата радиация, навлизаща в повърхността на различни географски ширини... Тъй като височината на Слънцето не остава постоянна през цялата година и през деня, количеството слънчева топлина, получена от повърхността, непрекъснато се променя.

Количеството слънчева радиация, получена от повърхността, е правопропорционална от продължителността на осветяването му от слънчевите лъчи.

В екваториалната зона извън атмосферата количеството слънчева топлина през годината не изпитва големи флуктуации, докато на високи географски ширини тези колебания са много големи (виж Таблица 9). През зимата разликите в пристигането на слънчева топлина между високи и ниски географски ширини са особено значителни. През лятото, при условия на непрекъснато осветление, полярните райони получават максимално количество слънчева топлина на ден на Земята. В деня на лятното слънцестоене в северното полукълбо то е с 36% по-високо от дневното количество топлина на екватора. Но тъй като продължителността на деня на екватора не е 24 часа (както по това време на полюса), а 12 часа, количеството слънчева радиация за единица време на екватора остава най-голямо. Летният максимум на дневната обща слънчева топлина, наблюдаван на около 40-50 ° ширина, е свързан с относително дълъг ден (по-голям от този по това време с 10-20 ° ширина) на значителна височина на Слънцето. Разликите в количеството топлина, получавано от екваториалните и полярните райони, са по-малки през лятото, отколкото през зимата.
Южното полукълбо получава повече топлина през лятото, отколкото северното полукълбо, и обратно през зимата (промяната в разстоянието на Земята от Слънцето се отразява). И ако повърхността на двете полукълба беше напълно хомогенна, годишните амплитуди на температурните колебания в южното полукълбо биха били по-големи, отколкото в северното.
Слънчевата радиация в атмосферата претърпява количествени и качествени промени.
Дори перфектна, суха и чиста, атмосферата поглъща и разпръсква лъчи, намалявайки интензитета на слънчевата радиация. Отслабващият ефект на реална атмосфера, съдържаща водни пари и прахови частици, върху слънчевата радиация е много по-голям от идеалния. Атмосферата (кислород, озон, въглероден диоксид, прах и водни пари) абсорбира предимно ултравиолетовите и инфрачервените лъчи. Погълнатата от атмосферата лъчиста енергия на Слънцето се превръща в други видове енергия: топлинна, химическа и т. н. Като цяло абсорбцията отслабва слънчевата радиация със 17-25%.
Лъчи с относително къси вълни - виолетови, сини - се разпръскват от молекулите на газовете в атмосферата. Това обяснява синия цвят на небето. Примесите разпръскват еднакво лъчи с вълни с различна дължина. Следователно, със значителното им съдържание, небето придобива белезникав оттенък.
Поради разсейването и отразяването на слънчевата светлина от атмосферата, в облачни дни се наблюдава дневна светлина, видими са предмети на сянка и възниква явлението здрач.
Колкото по-дълъг е пътят на лъча в атмосферата, толкова по-голяма дебелина трябва да премине той и толкова по-значително се отслабва слънчевата радиация. Следователно с нарастването влиянието на атмосферата върху радиацията намалява. Дължината на пътя на слънчевите лъчи в атмосферата зависи от височината на слънцето. Ако вземем за единица дължината на пътя на слънчевия лъч в атмосферата при височина на Слънцето от 90 ° (m), съотношението между височината на Слънцето и дължината на пътя на лъча в атмосферата ще бъде както е показано в табл. десет.

Общото затихване на радиацията в атмосферата на всяка височина на Слънцето може да се изрази с формулата на Бугер: Im = I0 * pm, където Im е интензитетът на слънчевата радиация на земната повърхност, променен в атмосферата; I0 - слънчева константа; m е пътят на лъча в атмосферата; при височина на Слънцето от 90 °, той е равен на 1 (масата на атмосферата), p е коефициентът на прозрачност (дробно число, показващо каква част от радиацията достига повърхността при m = 1).
При височина на Слънцето от 90 °, при m = 1, интензитетът на слънчевата радиация на земната повърхност I1 е p пъти по-малък от Io, тоест I1 = Io * p.
Ако височината на Слънцето е по-малка от 90 °, тогава m винаги е по-голямо от 1. Пътят на слънчевия лъч може да се състои от няколко сегмента, всеки от които е равен на 1. Интензитетът на слънчевата радиация на границата между първите (aa1) и втори (a1a2) сегменти I1 е, очевидно, Io * p, интензитет на излъчване след преминаване на втория сегмент I2 = I1 * p = I0 p * p = I0 p2; I3 = I0p3 и т.н.

Прозрачността на атмосферата е нестабилна и неравномерна различни условия... Съотношението на прозрачността на реалната атмосфера към прозрачността на идеалната атмосфера - коефициентът на мътност - винаги е по-голямо от единица. Зависи от съдържанието на водна пара и прах във въздуха. С увеличаване на географската ширина коефициентът на мътност намалява: на ширини от 0 до 20 ° N. NS той е равен средно на 4,6, на ширини от 40 до 50 ° N. NS - 3,5, на ширини от 50 до 60 ° с.ш. NS - 2,8 и на ширини от 60 до 80 ° с.ш. NS - 2.0. В умерените ширини коефициентът на мътност е по-малък през зимата, отколкото през лятото, и по-малко сутрин, отколкото следобед. Намалява с височината. Колкото по-голям е коефициентът на мътност, толкова по-голямо е затихването на слънчевата радиация.
Разграничаване слънчева радиация пряка, разсеяна и обща.
Част от слънчевата радиация, която прониква в атмосферата до земната повърхност, е пряка радиация. Част от радиацията, разпръсната от атмосферата, се превръща в разсеяна радиация. Цялата слънчева радиация, навлизаща в земната повърхност, пряка и разсеяна, се нарича обща радиация.
Съотношението между пряка и разсеяна радиация варира значително в зависимост от облачността, запрашеността на атмосферата, а също и от височината на Слънцето. При ясно небе частта на разсеяната радиация не надвишава 0,1%; при облачно небе разсеяната радиация може да бъде по-голяма от пряката.
При малка надморска височина на Слънцето общата радиация се състои почти изцяло от разсеяна радиация. При височина на Слънцето от 50 ° и ясно небе, фракцията на разсеяната радиация не надвишава 10-20%.
Картите на средните годишни и месечни стойности на общата радиация ни позволяват да забележим основните закономерности в нейната географско разпространение... Годишните стойности на общата радиация са разпределени предимно зонално. Най-голямото годишно количество обща радиация на Земята се получава от повърхността в тропическите вътрешни пустини (Източна Сахара и Централна Арабия). Забележимо намаляване на общата радиация на екватора се дължи на високата влажност на въздуха и големите облаци. В Арктика общата радиация е 60-70 kcal / cm2 годишно; в Антарктида, поради честото повтаряне на ясни дни и по-голямата прозрачност на атмосферата, тя е малко по-висока.

През юни северното полукълбо получава най-големи количества радиация и особено вътрешните тропически и субтропични райони. Количествата слънчева радиация, получавана от повърхността в умерените и полярните ширини на северното полукълбо, се различават малко, главно поради дългата продължителност на деня в полярните райони. Зониране в разпределението на общата радиация над. континенти в северното полукълбо и в тропическите ширини на южното полукълбо почти не се изразява. Той се проявява по-добре в северното полукълбо над океана и е ясно изразен в извънтропичните ширини на южното полукълбо. В южния полярен кръг общата слънчева радиация се приближава до 0.
През декември най-големи количества радиация навлизат в южното полукълбо. Високо разположената ледена повърхност на Антарктида, с висока прозрачност на въздуха, получава значително повече обща радиация от повърхността на Арктика през юни. В пустините (Калахари, Велика Австралия) има много топлина, но поради по-голямата океаничност на южното полукълбо (влиянието на висока влажност на въздуха и облачност), сумата й тук е малко по-малка, отколкото през юни на същите географски ширини на северното полукълбо. В екваториалните и тропическите ширини на северното полукълбо общата радиация се променя сравнително малко, а зонирането в нейното разпределение е ясно изразено само на север от северния тропик. С увеличаване на географската ширина общата радиация намалява доста бързо, нейната нулева изолиния се простира малко на север от Арктическия кръг.
Общата слънчева радиация, падаща върху земната повърхност, частично се отразява обратно в атмосферата. Нарича се съотношението на количеството радиация, отразена от повърхността, към количеството лъчение, падащо върху тази повърхност албедо... Албедо характеризира отразяващата способност на повърхността.
Албедото на земната повърхност зависи от нейното състояние и свойства: цвят, влага, грапавост и пр. С най-висока отражателна способност има прясно падналия сняг (85-95%). Спокойната водна повърхност отразява само 2-5% при рязко падане на слънчевите лъчи, а когато слънцето е ниско, почти всички лъчи, попадащи върху нея (90%). Албедо от сух чернозем - 14%, влажен - 8, горски - 10-20, ливадна растителност - 18-30, пясъчна пустинна повърхност - 29-35, повърхност на морския лед - 30-40%.
Голямото албедо на ледената повърхност, особено покритата с току-що падналия сняг (до 95%), е причина за ниските температури в полярните райони през лятото, когато пристигането на слънчева радиация там е значително.
Излъчване на земната повърхност и атмосферата.Всяко тяло с температура над абсолютната нула (повече от минус 273 °) излъчва лъчиста енергия. Общата излъчвателна способност на абсолютно черно тяло е пропорционална на четвъртата степен на неговата абсолютна температура (T):
E = σ * T4 kcal / cm2 в минута (закон на Стефан - Болцман), където σ е постоянен коефициент.
Колкото по-висока е температурата на излъчващото тяло, толкова по-къси са дължините на вълната на излъчените nm лъчи. Нажежаемото слънце изпраща в космоса късовълново излъчване... Земната повърхност, поглъщайки късовълнова слънчева радиация, се нагрява и също се превръща в източник на радиация (земна радиация). Хо тъй като температурата на земната повърхност не надвишава няколко десетки градуса, неговата дълговълнова радиация, невидима.
Земната радиация до голяма степен е уловена от атмосферата (водна пара, въглероден двуокис, озон), но лъчите с дължина на вълната 9-12 микрона свободно напускат атмосферата и следователно Земята губи част от топлината си.
Атмосферата, поглъщайки част от преминаващата през нея слънчева радиация и повече от половината от земната радиация, сама излъчва енергия както в световното пространство, така и към земната повърхност. Атмосферната радиация, насочена към земната повърхност към земната повърхност се нарича противодействие на радиацията.Това излъчване, като земно, дълговълново, невидимо.
В атмосферата има два потока дълговълнова радиация - радиация от земната повърхност и радиация от атмосферата. Разликата между тях, която определя действителните топлинни загуби от земната повърхност, се нарича ефективно излъчване.Колкото по-висока е температурата на излъчващата повърхност, толкова по-голямо е ефективното излъчване. Влажността на въздуха намалява ефективната радиация, а облаците силно я намаляват.
Най-високата стойност на годишните суми на ефективната радиация се наблюдава в тропическите пустини - 80 kcal / cm2 годишно - поради висока температураповърхност, сух въздух и чисто небе. На екватора, с висока влажност на въздуха, ефективното излъчване е само около 30 kcal / cm2 годишно, а стойността му за сушата и за океана е много малко по-различна. Най-малко ефективна радиация в полярните региони. В умерените ширини земната повърхност губи около половината от количеството топлина, което получава от поглъщането на общата радиация.
Способността на атмосферата да предава късовълнова радиация от Слънцето (пряка и разсеяна радиация) и да блокира дълговълновата радиация от Земята се нарича парников (парников) ефект. Поради парниковия ефект средната температура на земната повърхност е + 16 °, при липса на атмосфера тя би била -22 ° (38 ° по-ниска).
Радиационен баланс (остатъчна радиация).Земната повърхност едновременно получава и излъчва радиация. Пристигането на радиация се състои от общата слънчева радиация и обратната радиация на атмосферата. Консумацията е отражение на слънчевите лъчи от повърхността (албедо) и вътрешното излъчване на земната повърхност. Разликата между пристигането и консумацията на радиация - радиационен баланс,или остатъчна радиация.Стойността на радиационния баланс се определя от уравнението

R = Q * (1-α) - I,

където Q е общата слънчева радиация на единица повърхност; α - албедо (фракция); I - ефективна радиация.
Ако входът е по-голям от скоростта на потока, радиационният баланс е положителен; ако входът е по-малък от скоростта на потока, балансът е отрицателен. През нощта на всички географски ширини радиационният баланс е отрицателен, следобед до обяд - положителен навсякъде, с изключение на високите ширини през зимата; следобед - отново отрицателен. Средно радиационният баланс на ден може да бъде както положителен, така и отрицателен (Таблица 11).


Картата на годишните суми на радиационния баланс на земната повърхност показва рязка промянапозициите на изолиниите по време на прехода им от сушата към океана. По правило радиационният баланс на повърхността на океана надвишава радиационния баланс на сушата (влиянието на албедото и ефективната радиация). Разпределението на радиационния баланс обикновено е зонално. В океана в тропическите ширини годишните стойности на радиационния баланс достигат 140 kcal / cm2 (Арабско море) и не надвишават 30 kcal / cm2 на границата на плаващия лед. Отклоненията от зоналното разпределение на радиационния баланс на Океана са незначителни и се дължат на разпределението на облачността.
На сушата в екваториални и тропически ширини годишните стойности на радиационния баланс варират от 60 до 90 kcal / cm2, в зависимост от условията на влага. Най-великия годишни сумирадиационният баланс се наблюдава в онези региони, където албедото и ефективната радиация са относително ниски (влажни тропически гори, савана). Най-ниската им стойност се оказва в много влажни (голяма облачност) и в много сухи (високо ефективна радиация) райони. В умерените и високите географски ширини годишната стойност на радиационния баланс намалява с увеличаване на географската ширина (ефектът от намаляване на общата радиация).
Годишните суми на радиационния баланс над централните райони на Антарктида са отрицателни (няколко калории на 1 cm2). В Арктика тези стойности са близки до нула.
През юли радиационният баланс на земната повърхност в значителна част от южното полукълбо е отрицателен. линия нулев балансвърви между 40 и 50 ° S. NS Най-високата стойност на радиационния баланс се достига на повърхността на океана в тропическите ширини на северното полукълбо и на повърхността на някои вътрешни морета, например Черно море (14-16 kcal / cm2 на месец).
През януари линията на нулев баланс се намира между 40 и 50 ° N. NS (над океаните се издига малко на север, над континентите се спуска на юг). Значителна част от северното полукълбо има отрицателен радиационен баланс. Най-големите стойности на радиационния баланс са ограничени до тропическите ширини на южното полукълбо.
Средно радиационният баланс на земната повърхност е положителен за година. В този случай температурата на повърхността не се увеличава, а остава приблизително постоянна, което може да се обясни само с непрекъснатото потребление на излишна топлина.
Радиационният баланс на атмосферата се състои от погълната слънчева и земна радиация, от една страна, и атмосферна радиация, от друга. Той винаги е отрицателен, тъй като атмосферата поглъща само малка част от слънчевата радиация и излъчва почти толкова, колкото повърхността.
Радиационният баланс на повърхността и атмосферата заедно, като цяло, за цялата Земя за една година е равен средно на нула, но на географски ширини може да бъде както положителен, така и отрицателен.
Последица от такова разпределение на радиационния баланс трябва да бъде предаването на топлина в посока от екватора към полюсите.
Топлинен баланс.Радиационният баланс е най-важният компонент на топлинния баланс. Уравнението на повърхностния топлинен баланс показва как енергията на входящата слънчева радиация се преобразува на земната повърхност:

където R е радиационният баланс; LE - консумация на топлина за изпаряване (L - латентна топлина на изпаряване, E - изпарение);
P - турбулентен топлообмен между повърхността и атмосферата;
A - топлообмен между повърхността и подлежащите слоеве на почвата или водата.
Радиационният баланс на повърхността се счита за положителен, ако радиацията, погълната от повърхността, надвишава топлинните загуби, и отрицателен, ако не ги попълва. Всички останали членове на топлинния баланс се считат за положителни, ако поради тях има загуба на топлина от повърхността (ако отговарят на разхода на топлина). Защото. всички членове на уравнението могат да се променят, топлинният баланс непрекъснато се нарушава и отново се възстановява.
Горното уравнение на топлинния баланс на повърхността е приблизително, тъй като не отчита някои незначителни, а в специфични условияфактори, които придобиват все по-голямо значение, например отделянето на топлина при замръзване, консумацията й за топене и др.
Топлинният баланс на атмосферата се състои от радиационния баланс на атмосферата Ra, топлината, идваща от повърхността, Pa, топлината, отделена в атмосферата при кондензация, LE и хоризонталния топлопренос (адвекция) Aa. Радиационният баланс на атмосферата винаги е отрицателен. Притокът на топлина в резултат на кондензация на влага и величината на турбулентния топлопренос са положителни. Топлинната адвекция води средно годишно до нейното прехвърляне от ниски към високи ширини: по този начин това означава потребление на топлина в ниски ширини и пристигане във високи ширини. При дългосрочно извеждане топлинният баланс на атмосферата може да бъде изразен с уравнението Ra = Pa + LE.
Топлинният баланс на повърхността и атмосферата заедно, като цяло, в дългосрочна средна стойност е равен на 0 (фиг. 35).

Стойността на слънчевата радиация, влизаща в атмосферата годишно (250 kcal / cm2), се приема за 100%. Слънчевата радиация, проникваща в атмосферата, частично се отразява от облаците и излиза обратно от атмосферата - 38%, частично погълната от атмосферата - 14% и частично под формата на пряка слънчева радиация достига до земната повърхност - 48%. От 48%, които са достигнали повърхността, 44% се поглъщат от нея, а 4% се отразяват. Така албедото на Земята е 42% (38 + 4).
Радиацията, погълната от земната повърхност, се изразходва, както следва: 20% се губят чрез ефективна радиация, 18% се изразходват за изпаряване от повърхността, 6% се изразходват за нагряване на въздуха при турбулентен топлообмен (общо 24%). Консумацията на топлина от повърхността балансира нейното пристигане. Топлината, получена от атмосферата (14% директно от Слънцето, 24% от земната повърхност), заедно с ефективното излъчване на Земята, се насочва в космоса. Албедото на Земята (42%) и радиацията (58%) балансират притока на слънчева радиация в атмосферата.

Количеството директна слънчева радиация (S), пристигаща на земната повърхност в безоблачно небе, зависи от височината на слънцето и прозрачността. Таблицата за три географски зони показва разпределението на месечните суми на пряка радиация в безоблачно небе (възможни суми) под формата на осреднени стойности за централните месеци на сезоните и годината.

Повишеното пристигане на директна радиация в азиатската част се дължи на по-високата прозрачност на атмосферата в този регион. Високите стойности на пряката радиация през лятото в северните райони на Русия се обясняват с комбинацията от висока прозрачност на атмосферата и дълга дължина на деня

Намалява пристигането на директна радиация и може значително да промени дневния и годишен ход. Въпреки това, при средни облачни условия, астрономическият фактор е преобладаващ и следователно максималната директна радиация се наблюдава на най-високата слънчева височина.

В повечето континентални райони на Русия през пролетните и летните месеци директната радиация в предобедните часове е по-голяма, отколкото в следобедните часове. Това се дължи на развитието на конвективна облачност в следобедните часове и с намаляването на прозрачността на атмосферата по това време на деня в сравнение със сутрешните часове. През зимата съотношението на предобедните и следобедните стойности на радиация е обратното - предобедните стойности на директната радиация са по-ниски поради сутрешната максимална облачност и намаляването й през втората половина на деня. Разликата между пред- и следобедните стойности на пряката радиация може да достигне 25-35%.

В годишния ход максимумът на пряката радиация пада през юни-юли, с изключение на районите на Далечния изток, където се измества към май, а в южната част на Приморие през септември се отбелязва вторичен максимум.
Максималното месечно количество директна радиация на територията на Русия е 45–65% от възможното при безоблачно небе, а дори в южната част на европейската част достига само 70%. Минимални стойностипразнува се през декември и януари.

Приносът на директната радиация към общото пристигане при реални условия на облачност достига своя максимум през летните месеци и е средно 50–60%. Изключение е Приморският край, където най-големият принос на пряка радиация пада през есенните и зимните месеци.

Разпределението на пряката радиация при условия на средна (действителна) облачност върху територията на Русия до голяма степен зависи от. Това води до забележимо нарушение на зоналното разпределение на радиацията в определени месеци. Това е особено очевидно в пролетта... Така че през април има два максимума - един в южните райони

Ако атмосферата пропусне всички слънчеви лъчи да преминат към повърхността на земята, тогава климатът на която и да е точка на земята ще зависи само от географската ширина. Така се е вярвало в древността. Когато обаче слънчевите лъчи преминават през земната атмосфера, както вече видяхме, настъпва тяхното отслабване поради едновременните процеси на поглъщане и разсейване. Водните капчици и ледените кристали, които изграждат облаците, поглъщат и разпръскват много.

Тази част от слънчевата радиация, която навлиза в земната повърхност, след като я разпръсне от атмосферата и облаците, се нарича разсеяна радиация.Тази част от слънчевата радиация, която преминава през атмосферата, без да се разсейва, се наричадиректно излъчване.

Радиацията се разпръсква не само от облаци, но и в ясно небе – от молекули, газове и прахови частици. Съотношението между пряка и разсеяна радиация варира в широки граници. Ако при ясно небе и вертикално падане на слънчевата светлина частта на разсеяната радиация е 0,1% пряка, тогава

в облачно небе разсеяната радиация може да е по-пряка.

В онези части на света, където преобладава ясното време, напр Централна Азия, основният източник на нагряване на земната повърхност е пряката слънчева радиация. Там, където преобладава облачното време, като например в северната и северозападната част на европейската територия на СССР, дифузната слънчева радиация става от съществено значение. Заливът Тихая, разположен на север, получава разсеяна радиация почти един и половина пъти повече от правата (Таблица 5). В Ташкент, напротив, разсеяната радиация е по-малко от 1/3 от пряката радиация. Директната слънчева радиация в Якутск е по-голяма, отколкото в Ленинград. Това се обяснява с факта, че в Ленинград има повече облачни дни и по-малко прозрачност на въздуха.

Албедо на земната повърхност. Земната повърхност има способността да отразява падащите върху нея лъчи. Количеството погълната и отразена радиация зависи от свойствата на земната повърхност. Съотношението на количеството лъчиста енергия, отразено от повърхността на тялото, към количеството падаща лъчиста енергия се нарича албедо.Албедо характеризира отразяващата способност на повърхността на тялото. Когато например казват, че албедото на току-що падналия сняг е 80-85%, това означава, че 80-85% от цялата радиация, падаща върху снежната повърхност, се отразява от него.

Албедото на снега и леда зависи от тяхната чистота. V индустриални градовепоради отлагането на различни примеси върху снега, главно сажди, албедото е по-ниско. Напротив, в арктическите райони снежното албедо понякога достига 94%. Тъй като албедото на снега е най-високо в сравнение с албедото на други видове земна повърхност, тогава при снежна покривка нагряването на земната повърхност става слабо. Албедото на тревата и пясъка е много по-малко. Албедото на тревната растителност е 26%, а това на пясъка е 30%. Това означава, че тревата поглъща 74% от слънчевата енергия, а пясъкът - 70%. Погълнатата радиация се използва за изпаряване, растеж на растенията и отопление.

Водата има най-голяма абсорбционна способност. Моретата и океаните поглъщат около 95% от постъпващата слънчева енергия на повърхността си, т.е. албедото на водата е 5% (фиг. 9). Вярно е, че албедото на водата зависи от ъгъла на падане на слънчевите лъчи (V.V. Shuleikin). С вертикално падане на лъчи от повърхността чиста водасамо 2% от радиацията се отразява, а когато слънцето е ниско, почти всички.