CLASE 3
BALANCE DE RADIACIÓN Y SUS COMPONENTES
La radiación solar que llega a la superficie de la tierra se refleja en parte y en parte es absorbida por la tierra. Sin embargo, la Tierra no solo absorbe radiación, sino que también emite radiación de onda larga a la atmósfera circundante. La atmósfera, que absorbe parte de la radiación solar y la mayor parte de la radiación de la superficie terrestre, también emite radiación de onda larga. La mayoría de esta radiación atmosférica se dirige hacia la superficie terrestre. Se llamacontraradiación de la atmósfera .
La diferencia entre los flujos de energía radiante que llegan a la capa activa de la Tierra y los que salen de ella se llamabalance de radiación capa activa.
El balance de radiación consiste de la radiación de onda corta y onda larga. Incluye los siguientes elementos, llamados componentes del balance de radiación:radiación directa, radiación difusa, radiación reflejada (onda corta), radiación de la superficie terrestre, contraradiación de la atmósfera .
Consideremos los componentes del balance de radiación.
Derecho radiación solar
La energía de iluminación de la radiación directa depende de la altura del Sol y de la transparencia de la atmósfera y aumenta al aumentar la altitud sobre el nivel del mar. Las nubes del nivel inferior generalmente no transmiten radiación directa por completo o casi.
Las longitudes de onda de la radiación solar que llega a la superficie de la tierra se encuentran en el rango de 0,29 a 4,0 micrones. Aproximadamente la mitad de su energía proviene de radiación fluorosintéticamente activa. En el área de PAR La atenuación de la radiación con una disminución de la altura del Sol ocurre más rápido que en la región de radiación infrarroja. La llegada de la radiación solar directa, como ya se ha comentado, depende de la altura del Sol sobre el horizonte, que varía tanto durante el día como durante el año. Esto determina el curso diario y anual de la radiación directa.
El cambio en la radiación directa durante un día sin nubes (variación diurna) se expresa mediante una curva unimodal con un máximo en el verdadero mediodía solar. En verano, sobre tierra, el máximo puede ocurrir antes del mediodía, ya que el polvo de la atmósfera aumenta al mediodía.
Al pasar de los polos al ecuador, aumenta la llegada de radiación directa en cualquier época del año, ya que esto aumenta la altura del Sol al mediodía.
El curso anual de radiación directa es más pronunciado en los polos, ya que en invierno no hay radiación solar en absoluto, y en verano su llegada alcanza los 900 W/m². En latitudes medias, el máximo de radiación directa a veces no se observa en verano, sino en primavera, ya que en los meses de verano, debido a un aumento en el contenido de vapor de agua y polvo, la transparencia de la atmósfera disminuye / El mínimo cae en el período cercano al solsticio de invierno (diciembre). En el ecuador, hay dos máximos equivalentes a aproximadamente 920 W/m² en los días de los equinoccios de primavera y otoño, y dos mínimos (alrededor de 550 W/m²) en los días de los solsticios de verano e invierno.
radiación dispersa
El máximo de radiación dispersa suele ser mucho menor que el máximo de radiación directa. Cuanto mayor es la altura del Sol y mayor la contaminación de la atmósfera, mayor es el flujo de radiación dispersa. Las nubes que no cubren el Sol aumentan la cantidad de radiación dispersa en comparación con los cielos despejados. La dependencia de la llegada de la radiación dispersa de la nubosidad es compleja. Está determinada por el tipo y la cantidad de nubes, su potencia vertical y sus propiedades ópticas. La radiación dispersa de un cielo nublado puede fluctuar más de 10 veces.
La capa de nieve, que refleja hasta el 70-90% de la radiación directa, aumenta la radiación difusa, que luego se disipa en la atmósfera. Con un aumento en la altura del lugar sobre el nivel del mar, la radiación dispersada en cielos despejados disminuye.
Curso diario y anual la radiación dispersa bajo cielos despejados generalmente corresponde al curso de la radiación directa. Sin embargo, por la mañana, la radiación dispersa aparece incluso antes del amanecer, y por la noche todavía ingresa durante el período crepuscular, es decir, después de la puesta del sol. En el curso anual, el máximo de radiación dispersa se observa en verano.
Radiación total
La suma de la radiación dispersa y directa que incide sobre una superficie horizontal se denominaradiación total .
Es el componente principal del balance de radiación. Su composición espectral, comparada con la radiación directa y dispersa, es más estable y casi no depende de la altura del Sol cuando ésta supera los 15°.
La relación entre radiación directa y dispersa en la composición de la radiación total depende de la altura del Sol, la nubosidad y la contaminación de la atmósfera. Con un aumento en la altura del Sol, la fracción de radiación dispersada en un cielo sin nubes disminuye. Cuanto más transparente es la atmósfera, menor es la proporción de radiación dispersa. Con densas nubes continuas radiación total consiste enteramente en radiación dispersa. En invierno, debido a la reflexión de la radiación de la capa de nieve y su dispersión secundaria en la atmósfera, la proporción de radiación dispersa en la composición del total aumenta notablemente.
La llegada de la radiación total en presencia de nubosidad varía en un amplio rango. Su mayor llegada se observa en un cielo despejado o con una pequeña capa de nubes que no tapa al Sol.
En el curso diario y anual, los cambios en la radiación total son casi directamente proporcionales al cambio en la altura del Sol. En el curso diurno, el máximo de radiación total con cielo despejado suele darse al mediodía. En el curso anual, el máximo de radiación total se observa en el hemisferio norte, generalmente en junio, en el sur, en diciembre.
radiación reflejada. Albedo
Parte de la radiación total que llega a la capa activa de la Tierra se refleja en ella. La relación entre la parte reflejada de la radiación y la radiación entrante total se llamareflectividad , oalbedo (A) dada la superficie subyacente.
El albedo de una superficie depende de su color, rugosidad, humedad y otras propiedades.
Albedo de varias superficies naturales (según V. L. Gaevsky y M. I. Budyko)
Superficie | Albedo, % | Superficie | Albedo, % |
nieve fresca y seca | 80-95 | Campos de centeno y trigo | 10-25 |
nieve contaminada | 40-50 | campos de papa | 15-25 |
hielo marino | 30-40 | campos de algodon | 20-25 |
suelos oscuros | 5-15 | prados | 15-25 |
suelos arcillosos secos | 20-35 | estepa seca | 20-30 |
El albedo de las superficies del agua a una altitud solar superior a 60 ° es menor que el albedo de la tierra, ya que los rayos del sol, al penetrar en el agua, se absorben y dispersan en gran medida en ella. Con una gran incidencia de rayos, A \u003d 2-5%, con una altura del Sol inferior a 10 ° A \u003d 50-70%. El gran albedo del hielo y la nieve determina el lento curso de la primavera en las regiones polares y la conservación del hielo eterno allí.
Las observaciones del albedo de la tierra, el mar y la nubosidad se realizan con satélites artificiales Tierra. El albedo del mar permite calcular la altura de las olas, el albedo de las nubes caracteriza su potencia, y el albedo de diferentes partes de la tierra permite juzgar el grado de cobertura de nieve de los campos y el estado de la vegetación.
El albedo de todas las superficies, y especialmente de las acuáticas, depende de la altura del Sol: el albedo más bajo ocurre al mediodía, el más alto, por la mañana y por la tarde. Esto se debe a que a baja altitud solar aumenta la fracción de radiación dispersa en la composición de la radiación total, lo que en más que la radiación directa se refleja desde la superficie rugosa subyacente.
Radiación de onda larga de la Tierra y la atmósfera.
radiación terrestreligeramente menor que la radiación del cuerpo negro a la misma temperatura.
La radiación de la superficie terrestre es continua. Cuanto mayor sea la temperatura de la superficie radiante, más intensa será su radiación. También hay una emisión continua de la atmósfera, que, absorbiendo parte de la radiación solar y de la radiación de la superficie terrestre, emite a su vez radiación de onda larga.
En latitudes templadas, con cielo despejado, la radiación atmosférica es de 280-350 W/m², y en el caso de cielo nublado, es un 20-30% más. Alrededor del 62-64% de esta radiación se dirige hacia la superficie terrestre. Su llegada a la superficie terrestre es la contraradiación de la atmósfera. La diferencia entre estos dos flujos caracteriza la pérdida de energía radiante por parte de la capa activa. Esta diferencia se llamaradiación efectiva Eeff .
La radiación efectiva de la capa activa depende de su temperatura, de la temperatura y humedad del aire, y también de la turbidez. Con un aumento en la temperatura de la superficie terrestre, Eeff aumenta, y con un aumento en la temperatura y la humedad del aire, disminuye. Las nubes afectan especialmente a la radiación efectiva, ya que las gotas de las nubes irradian casi de la misma forma que la capa activa de la Tierra. En promedio, Eef por la noche y durante el día con un cielo despejado en diferentes puntos de la superficie terrestre varía entre 70-140 W/m².
curso diario la radiación efectiva se caracteriza por un máximo a las 12-14 h y un mínimo antes del amanecer.curso anual la radiación efectiva en regiones con clima continental se caracteriza por un máximo en los meses de verano y un mínimo en el invierno. En las zonas de clima marítimo, la variación anual de la radiación efectiva es menos acusada que en las zonas situadas tierra adentro
La radiación de la superficie terrestre es absorbida por el vapor de agua y dióxido de carbono contenida en el aire. Pero la radiación de onda corta del Sol es transmitida en gran medida por la atmósfera. Esta propiedad de la atmósfera se llama"efecto invernadero" , ya que la atmósfera en este caso actúa como un vidrio en los invernaderos: el vidrio transmite bien los rayos del sol, calentando el suelo y las plantas en el invernadero, pero transmite mal la radiación térmica del suelo calentado al espacio exterior. Los cálculos muestran que, en ausencia de una atmósfera, la temperatura promedio de la capa activa de la Tierra sería 38 ° C más baja que la observada realmente, y la Tierra estaría cubierta con hielo eterno.
Si la entrada de radiación es mayor que la salida, entonces el balance de radiación es positivo y la capa activa de la Tierra se calienta. Con un balance de radiación negativo, esta capa se enfría. El balance de radiación suele ser positivo durante el día y negativo durante la noche. Aproximadamente 1-2 horas antes de la puesta del sol, se vuelve negativo, y por la mañana, en promedio, 1 hora después del amanecer, vuelve a ser positivo. El curso del balance de radiación durante el día con un cielo despejado está cerca del curso de la radiación directa.
El estudio del balance de radiación de los terrenos agrícolas permite calcular la cantidad de radiación absorbida por los cultivos y el suelo, en función de la altura del Sol, la estructura de los cultivos y la fase de desarrollo de las plantas. Para evaluar diferentes métodos de regulación de la temperatura y la humedad del suelo, la evaporación y otras cantidades, se determina el balance de radiación de los campos agrícolas para varios tipos de cobertura vegetal.
Métodos de medición de la radiación solar y componentes del balance de radiación
Para medir los flujos de radiación solar se utilizanabsoluto yrelativo métodos y, en consecuencia, desarrollaron instrumentos actinométricos absolutos y relativos. Los instrumentos absolutos generalmente se usan solo para la calibración y verificación de instrumentos relativos.
Los instrumentos relativos se utilizan para observaciones periódicas en una red de estaciones meteorológicas, así como en expediciones y observaciones de campo. De estos, los dispositivos termoeléctricos son los más utilizados: actinómetro, piranómetro y albedómetro. El receptor de la radiación solar en estos dispositivos son termopilas, compuestas por dos metales (generalmente manganina y constantan). Dependiendo de la intensidad de la radiación, se crea una diferencia de temperatura entre las uniones de la termopila y se produce una corriente eléctrica de varias intensidades, que se mide con un galvanómetro. Para convertir las divisiones de la escala del galvanómetro en unidades absolutas, se utilizan factores de conversión, que se determinan para un par dado: dispositivo actinométrico - galvanómetro.
Actinómetro termoeléctrico (M-3) Savinov - Yanishevsky se utiliza para medir la radiación directa que llega a la superficie perpendicular a los rayos del sol.
piranómetro (M-80M) Yanishevsky se utiliza para medir la radiación total y dispersa que llega a una superficie horizontal.
Durante las observaciones, la parte receptora del piranómetro se instala horizontalmente. Para determinar la radiación dispersa, el piranómetro se protege de la radiación directa mediante una pantalla de sombra en forma de disco redondo montado en una varilla a una distancia de 60 cm de la superficie receptora. Al medir la radiación total, la pantalla de sombra se mueve hacia un lado
albedómetro es un piranómetro instalado también. Para medir la radiación reflejada. Para ello se utiliza un dispositivo que permite girar la parte receptora del dispositivo hacia arriba (para medir directa) y hacia abajo (para medir radiación reflejada). Habiendo determinado la radiación total y reflejada con un albedómetro, se calcula el albedo de la superficie subyacente. Para las mediciones de campo, se utiliza el albedómetro de marcha M-69.
Medidor de equilibrio termoeléctrico M-10M. Este dispositivo se utiliza para medir el balance de radiación de la superficie subyacente.
Además de los dispositivos considerados, también se utilizan luxómetros: dispositivos fotométricos para medir la iluminación, espectrofotómetros, varios dispositivos para medir PAR, etc. Muchos dispositivos actinométricos están adaptados para el registro continuo de los componentes del balance de radiación.
Una característica importante del régimen de radiación solar es la duración de la insolación. Se utiliza para definirheliógrafo .
En el campo, los piranómetros, albedómetros de marcha, medidores de equilibrio y medidores de luz son los más utilizados. Para las observaciones entre las plantas, los albedómetros y luxómetros de camping, así como los micropiranómetros especiales, son los más convenientes.
Radiación solar
Radiación solar
radiación electromagnética del sol y hacia la atmósfera terrestre. Las longitudes de onda de la radiación solar se concentran en el rango de 0,17 a 4 micras con un máx. a una onda de 0,475 micras. está bien. El 48% de la energía de la radiación solar está en la parte visible del espectro (longitud de onda de 0,4 a 0,76 micras), el 45% está en el infrarrojo (más de 0,76 micras) y el 7% está en el ultravioleta (menos de 0,4 µm) . Radiación solar - principal. fuente de energía de procesos en la atmósfera, océano, biosfera, etc. Se mide en unidades de energía por unidad de área por unidad de tiempo, por ejemplo. W/m². La radiación solar en el límite superior de la atmósfera en cf. la distancia de la tierra al sol se llama constante solar y es de aprox. 1382 W/m². Al pasar a través de la atmósfera terrestre, la radiación solar cambia en intensidad y composición espectral debido a la absorción y dispersión por partículas de aire, impurezas gaseosas y aerosoles. En la superficie de la Tierra, el espectro de la radiación solar está limitado a 0,29–2,0 µm, y la intensidad se reduce significativamente según el contenido de impurezas, la altitud y la nubosidad. La radiación directa llega a la superficie terrestre, atenuada al atravesar la atmósfera, así como la difusa, formada por dispersión directa en la atmósfera. Parte de la radiación solar directa se refleja en la superficie terrestre y las nubes y va al espacio; la radiación dispersa también escapa parcialmente al espacio. El resto de la radiación solar en su mayoría. se convierte en calor, calentando la superficie de la tierra y en parte el aire. La radiación solar, so arr., es una de las principales. componentes del balance de radiación.
Geografía. Enciclopedia ilustrada moderna. - M.: Rosman. Bajo la dirección del prof. AP Gorkina. 2006 .
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radiación solar- Saulės spinduliuotė statusas T sritis ekologija ir aplinkotyra apibrėžtis Saulės atmosferos elektromagnetinė (infraraudonoji 0.76 nm sudaro 45%, matomoji 0.38–0.76 nm – 48%, ultravioletinė 0.38 nm – 7%) švieangos gama kvantų ir… … Ekologijos terminų aiskinamasis žodynas
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radiación solar directa- Radiación solar procedente directamente del disco solar... Diccionario de Geografía
Libros
- La radiación solar y el clima de la Tierra, Fedorov Valery Mikhailovich. El libro presenta los resultados de estudios de variaciones en la insolación de la Tierra asociados con procesos celestes-mecánicos. Se analizan los cambios de baja y alta frecuencia en el clima solar…
La iluminación de energía creada por la radiación que llega a la Tierra directamente desde el disco solar en forma de un haz de rayos solares paralelos se llama radiación solar directa.
La radiación solar directa que ingresa al límite superior de la atmósfera cambia con el tiempo dentro de pequeños límites, por lo que se denomina constante solar (S0). Con una distancia media de la Tierra al Sol de 149,5 106 km, es de unos 1400 W/m2.
Cuando el flujo de radiación solar directa atraviesa la atmósfera, se debilita debido a la absorción (alrededor del 15 %) y la dispersión (alrededor del 25 %) de energía por parte de gases, aerosoles y nubes.
De acuerdo a Ley de debilitamiento de Bouguer radiación solar directa que ingresa a la superficie de la Tierra con una incidencia vertical (perpendicular) de rayos,
Fórmula
¿donde? es el coeficiente de transparencia de la atmósfera; m es el número de masas ópticas de la atmósfera.
El debilitamiento del flujo solar en la atmósfera depende de la altura del Sol sobre el horizonte terrestre y de la transparencia de la atmósfera. Cuanto menor sea su altura sobre el horizonte, más masas ópticas de la atmósfera pasa el rayo de sol. Para uno masa óptica de la atmósfera tome la masa que pasan los rayos cuando el Sol está en su cenit (Fig. 3.1).
Figura 3.1. Esquema de la trayectoria de un rayo de sol en la atmósfera a diferentes altitudes del Sol(disponible al descargar la versión completa del tutorial)
mesa(disponible al descargar la versión completa del tutorial)
Cuanto más largo es el camino de los rayos del sol en la atmósfera, más fuerte es su absorción y dispersión, y más cambia su intensidad.
relación de transparencia depende del contenido de vapor de agua y aerosoles en la atmósfera: cuantos más, menor es el coeficiente de transparencia para el mismo número de masas ópticas transitables. ¿En promedio para todo el flujo de radiación en una atmósfera perfectamente limpia? al nivel del mar es de aproximadamente 0,9, en condiciones atmosféricas reales: 0,70-0,85, en invierno es ligeramente más alto que en verano.
La llegada de la radiación directa a la superficie terrestre depende de ángulo de incidencia del sol. El flujo de radiación solar directa que incide sobre una superficie horizontal se denomina insolación:
Fórmula(disponible al descargar la versión completa del tutorial)
donde h0 es la altura del sol
La energía de iluminación de la radiación directa depende de la altura del Sol y de la transparencia de la atmósfera y aumenta al aumentar la altitud sobre el nivel del mar. En las principales regiones agrícolas de Rusia en verano, los valores del mediodía de iluminación de energía de radiación directa están en el rango de 700-900 W / m2. A una altitud de 1 km, el aumento es de 70-140 W/m2. A una altitud de 4-5 km, la iluminación de radiación directa supera los 1180 W / m2. Las nubes del nivel inferior generalmente no transmiten radiación directa casi por completo.
La llegada de la radiación solar directa depende de la altura del sol sobre el horizonte, que varía tanto durante el día como a lo largo del año. Esto determina el curso diario y anual de la radiación directa.
El cambio en la radiación directa durante un día sin nubes (variación diurna) se expresa mediante una curva unimodal con un máximo en el verdadero mediodía solar. En verano, sobre tierra, el máximo puede ocurrir antes del mediodía, ya que el polvo de la atmósfera aumenta al mediodía.
Curso anual de radiación directa es más pronunciado en los polos, ya que en invierno no hay radiación solar en absoluto, y en verano su llegada alcanza los 900 W/m2. En latitudes medias, el máximo de radiación directa a veces no se observa en verano, sino en primavera, ya que en los meses de verano, debido al aumento en el contenido de vapor de agua y polvo, la transparencia de la atmósfera disminuye. El mínimo cae en un período cercano al día solsticio de invierno(Diciembre). En el ecuador, hay dos máximos iguales a aproximadamente 920 W/m2. en los días de los equinoccios de primavera y otoño, y dos mínimos (unos 55 W/m2) en los días de los solsticios de verano e invierno.
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La luminaria brillante nos quema con rayos calientes y nos hace pensar en la importancia de la radiación en nuestra vida, sus beneficios y daños. ¿Qué es la radiación solar? Lección escuela de física nos invita a empezar a familiarizarnos con el concepto de radiación electromagnética en general. Este término se refiere a otra forma de materia, diferente de la sustancia. Esto incluye tanto la luz visible como el espectro que no es percibido por el ojo. Es decir, rayos X, rayos gamma, ultravioleta e infrarrojo.
Ondas electromagnéticas
En presencia de una fuente-emisora de radiación, sus ondas electromagnéticas se propagan en todas direcciones a la velocidad de la luz. Estas ondas, como cualquier otra, tienen ciertas características. Estos incluyen la frecuencia de oscilación y la longitud de onda. Cualquier cuerpo cuya temperatura difiera del cero absoluto tiene la propiedad de emitir radiación.
El sol es la principal y más poderosa fuente de radiación cerca de nuestro planeta. A su vez, la propia Tierra (su atmósfera y superficie) emite radiación, pero en un rango diferente. Mirando condiciones de temperatura en el planeta durante largos períodos de tiempo dio lugar a una hipótesis sobre el equilibrio de la cantidad de calor recibido del Sol y emitido al espacio exterior.
Radiación solar: composición espectral
La gran mayoría (alrededor del 99%) de la energía solar en el espectro se encuentra en el rango de longitud de onda de 0,1 a 4 micrones. El 1% restante son rayos más largos y más cortos, incluidas las ondas de radio y los rayos X. Alrededor de la mitad de la energía radiante del sol cae en el espectro que percibimos con nuestros ojos, alrededor del 44% - en radiación infrarroja, 9 % - hasta la luz ultravioleta. ¿Cómo sabemos cómo se divide la radiación solar? El cálculo de su distribución es posible gracias a la investigación de los satélites espaciales.
Hay sustancias que pueden entrar en un estado especial y emitir radiación adicional de un rango de onda diferente. Por ejemplo, hay un resplandor en temperaturas bajas, que no son característicos de la emisión de luz por una sustancia dada. Este tipo de radiación, denominada luminiscente, no se presta a los principios habituales de la radiación térmica.
El fenómeno de la luminiscencia ocurre después de la absorción de una cierta cantidad de energía por parte de la sustancia y la transición a otro estado (el llamado estado excitado), que tiene una energía más alta que a la propia temperatura de la sustancia. La luminiscencia aparece durante la transición inversa: de un estado excitado a uno familiar. En la naturaleza, podemos observarlo en forma de resplandores del cielo nocturno y auroras.
nuestra luminaria
La energía de los rayos del sol es casi la única fuente de calor para nuestro planeta. Su propia radiación, proveniente de sus profundidades hacia la superficie, tiene una intensidad unas 5 mil veces menor. Al mismo tiempo, la luz visible es una de Factores críticos La vida en el planeta es sólo una fracción de la radiación solar.
La energía de los rayos del sol se convierte en calor en una parte más pequeña, en la atmósfera, una más grande, en la superficie de la Tierra. Allí se gasta en calentar agua y suelo (capas superiores), que luego emiten calor al aire. Al calentarse, la atmósfera y la superficie terrestre, a su vez, emiten rayos infrarrojos al espacio, mientras se enfría.
Radiación solar: definición
La radiación que llega a la superficie de nuestro planeta directamente desde el disco solar se conoce comúnmente como radiación solar directa. El sol la esparce en todas direcciones. Teniendo en cuenta la enorme distancia que hay entre la Tierra y el Sol, la radiación solar directa en cualquier punto de la superficie terrestre se puede representar como un haz de rayos paralelos, cuya fuente se encuentra prácticamente en el infinito. El área perpendicular a los rayos. luz de sol, por lo tanto recibe la mayor cantidad de la misma.
La densidad de flujo de radiación (o irradiancia) es una medida de la cantidad de radiación que incide sobre una superficie particular. Esta es la cantidad de energía radiante que cae por unidad de tiempo por unidad de área. Este valor se mide - iluminación de energía - en W / m 2. Nuestra Tierra, como todo el mundo sabe, gira alrededor del Sol en una órbita elipsoidal. El sol está en uno de los focos de esta elipse. Por eso, cada año tiempo específico(principios de enero) la Tierra ocupa una posición más cercana al Sol y en otra (principios de julio), la más alejada. En este caso, la magnitud de la energía lumínica varía en proporción inversa al cuadrado de la distancia a la luminaria.
¿A dónde va la radiación solar que llega a la Tierra? Sus tipos están determinados por muchos factores. Dependiendo de la latitud geográfica, la humedad, la nubosidad, una parte se disipa en la atmósfera, otra parte se absorbe, pero la mayor parte llega a la superficie del planeta. En este caso, se refleja una pequeña cantidad y la principal es absorbida por la superficie de la tierra, bajo cuya influencia se calienta. La radiación solar dispersa también cae parcialmente sobre la superficie terrestre, es parcialmente absorbida por ella y parcialmente reflejada. El resto va al espacio exterior.
como es la distribucion
¿La radiación solar es homogénea? Sus tipos después de todas las "pérdidas" en la atmósfera pueden diferir en su composición espectral. Después de todo, los rayos con diferentes longitudes se dispersan y absorben de manera diferente. En promedio, alrededor del 23% de su cantidad inicial es absorbida por la atmósfera. Aproximadamente el 26% del flujo total se convierte en radiación difusa, 2/3 de la cual luego cae sobre la Tierra. En esencia, este es un tipo diferente de radiación, diferente del original. La radiación dispersa es enviada a la Tierra no por el disco del Sol, sino por la bóveda del cielo. Tiene una composición espectral diferente.
Absorbe la radiación principalmente ozono - el espectro visible y los rayos ultravioleta. La radiación infrarroja es absorbida por el dióxido de carbono (dióxido de carbono), que, por cierto, es muy pequeño en la atmósfera.
La dispersión de la radiación, debilitándola, ocurre para cualquier longitud de onda del espectro. En el proceso, sus partículas, al caer bajo la influencia electromagnética, redistribuyen la energía de la onda incidente en todas las direcciones. Es decir, las partículas sirven como fuentes puntuales de energía.
Luz
Debido a la dispersión, la luz proveniente del sol cambia de color al atravesar las capas de la atmósfera. El valor práctico de la dispersión está en la creación de la luz del día. Si la Tierra careciera de atmósfera, la iluminación existiría solo en los lugares donde los rayos directos o reflejados del sol golpean la superficie. Es decir, la atmósfera es la fuente de iluminación durante el día. Gracias a ella, es luz tanto en lugares inaccesibles a los rayos directos como cuando el sol se esconde detrás de las nubes. Es la dispersión lo que da color al aire: vemos el cielo azul.
¿Qué más influye en la radiación solar? Tampoco debe descartarse el factor de turbidez. Después de todo, el debilitamiento de la radiación ocurre de dos maneras: la atmósfera misma y el vapor de agua, así como varias impurezas. El nivel de polvo aumenta en verano (al igual que el contenido de vapor de agua en la atmósfera).
Radiación total
Se refiere a la cantidad total de radiación que cae sobre la superficie terrestre, tanto directa como difusa. La radiación solar total disminuye en tiempo nublado.
Por este motivo, en verano, la radiación total es de media mayor antes del mediodía que después. Y en la primera mitad del año, más que en la segunda.
¿Qué sucede con la radiación total sobre la superficie terrestre? Al llegar allí, es absorbido principalmente por la capa superior de suelo o agua y se convierte en calor, parte de él se refleja. El grado de reflexión depende de la naturaleza de la superficie terrestre. Un indicador que expresa porcentaje radiación solar reflejada a su cantidad total que cae sobre la superficie, llamada albedo superficial.
El concepto de auto-radiación de la superficie terrestre se entiende como la radiación de onda larga emitida por la vegetación, la capa de nieve, las capas superiores del agua y el suelo. El balance de radiación de una superficie es la diferencia entre su cantidad absorbida y emitida.
Radiación efectiva
Está comprobado que la contraradiación es casi siempre menor que la terrestre. Debido a esto, la superficie de la tierra soporta pérdidas de calor. La diferencia entre la radiación intrínseca de la superficie y la radiación atmosférica se denomina radiación efectiva. Esto es en realidad una pérdida neta de energía y, como resultado, calor durante la noche.
También existe durante el día. Pero durante el día es parcialmente compensado o incluso bloqueado por la radiación absorbida. Por lo tanto, la superficie de la tierra es más cálida durante el día que durante la noche.
Sobre la distribución geográfica de la radiación
La radiación solar en la Tierra se distribuye de manera desigual a lo largo del año. Su distribución tiene un carácter zonal, y las isolíneas (puntos de conexión los mismos valores) del flujo radiativo no son en absoluto idénticos a los círculos latitudinales. Esta discrepancia es causada por diferentes niveles de nubosidad y transparencia de la atmósfera en diferentes regiones. globo.
La radiación solar total durante el año tiene el mayor valor en los desiertos subtropicales con una atmósfera de nubes bajas. Es mucho menor en las zonas forestales. cinturón ecuatorial. La razón de esto es el aumento de la nubosidad. Este indicador decrece hacia ambos polos. Pero en la región de los polos vuelve a aumentar, en el hemisferio norte es menos, en la región de la Antártida nevada y ligeramente nublada, más. Sobre la superficie de los océanos, en promedio, la radiación solar es menor que sobre los continentes.
Casi en todas partes de la Tierra, la superficie tiene un balance de radiación positivo, es decir, al mismo tiempo, la entrada de radiación es mayor que la radiación efectiva. Las excepciones son las regiones de la Antártida y Groenlandia con sus mesetas de hielo.
¿Estamos ante el calentamiento global?
Pero lo anterior no significa el calentamiento anual de la superficie terrestre. El exceso de radiación absorbida se compensa con la fuga de calor de la superficie a la atmósfera, que se produce cuando cambia la fase del agua (evaporación, condensación en forma de nubes).
Por lo tanto, no existe un equilibrio de radiación como tal en la superficie de la Tierra. Pero hay un lugar equilibrio termal- la entrada y la pérdida de calor se equilibran de diferentes maneras, incluida la radiación.
Distribución del saldo de la tarjeta
En las mismas latitudes del globo, el balance de radiación es mayor en la superficie del océano que en la tierra. Esto puede explicarse por el hecho de que la capa que absorbe la radiación en los océanos tiene un gran espesor, mientras que, al mismo tiempo, la radiación efectiva allí es menor debido al frío de la superficie del mar en comparación con la tierra.
En los desiertos se observan fluctuaciones significativas en la amplitud de su distribución. El balance es menor allí debido a la alta radiación efectiva en el aire seco y la nubosidad baja. En menor medida, se reduce en áreas de clima monzónico. En la estación cálida allí aumenta la nubosidad y la radiación solar absorbida es menor que en otras regiones de la misma latitud.
Por supuesto, el principal factor del que depende la radiación solar media anual es la latitud de una determinada zona. Grabar "porciones" de ultravioleta van a países ubicados cerca del ecuador. Este es el noreste de África, su costa este, la Península Arábiga, el norte y el oeste de Australia, parte de las islas de Indonesia, parte occidental costas de América del Sur.
En Europa, Turquía, el sur de España, Sicilia, Cerdeña, las islas de Grecia, la costa de Francia (parte sur), así como parte de las regiones de Italia, Chipre y Creta, reciben la mayor dosis tanto de luz como de radiación.
¿Qué hay de nosotros?
La radiación solar total en Rusia se distribuye, a primera vista, de forma inesperada. En el territorio de nuestro país, por extraño que parezca, no son los centros turísticos del Mar Negro los que sostienen la palma. Las mayores dosis de radiación solar caen en los territorios fronterizos con China y Severnaya Zemlya. En general, la radiación solar en Rusia no es particularmente intensa, lo que se explica completamente por nuestro norte ubicación geográfica. Cantidad mínima la luz del sol va a la región noroeste - San Petersburgo, junto con las áreas circundantes.
La radiación solar en Rusia es inferior a la de Ucrania. Allí, la mayor parte de la radiación ultravioleta va a Crimea y los territorios más allá del Danubio, en segundo lugar están los Cárpatos con las regiones del sur de Ucrania.
La radiación solar total (incluye tanto la directa como la dispersa) que incide sobre una superficie horizontal viene dada por meses en tablas especialmente diseñadas para diferentes territorios y se mide en MJ/m 2 . Por ejemplo, la radiación solar en Moscú varía de 31 a 58 en los meses de invierno a 568 a 615 en el verano.
Sobre la insolación
La insolación, o la cantidad de radiación útil que cae sobre una superficie iluminada por el sol, varía mucho en diferentes ubicaciones geográficas. La insolación anual se calcula para una metro cuadrado en megavatios. Por ejemplo, en Moscú este valor es 1,01, en Arkhangelsk - 0,85, en Astrakhan - 1,38 MW.
Al determinarlo, es necesario tener en cuenta factores como la época del año (la iluminación y la duración del día son más bajas en invierno), la naturaleza del terreno (las montañas pueden bloquear el sol), las condiciones climáticas características de la zona - niebla , frecuentes lluvias y nubosidad. El plano receptor de luz se puede orientar vertical, horizontal u oblicuamente. La cantidad de insolación, así como la distribución de la radiación solar en Rusia, es un dato agrupado en una tabla por ciudad y región, indicando la latitud geográfica.
Instrumentos y accesorios necesarios: actinómetro termoeléctrico M-3, piranómetro universal M-80M, albedómetro de marcha, medidor de equilibrio termoeléctrico M-10M, heliógrafo universal modelo GU-1, luxómetro Yu-16.
La principal fuente de energía que llega a la Tierra es la energía radiante proveniente del Sol. El flujo de ondas electromagnéticas emitidas por el Sol se denomina radiación solar. Esta radiación es prácticamente la única fuente de energía para todos los procesos que ocurren en la atmósfera y en la superficie terrestre, incluidos todos los procesos que ocurren en los organismos vivos.
La radiación solar proporciona energía a las plantas, que utilizan en el proceso de fotosíntesis para crear materia orgánica, afecta los procesos de crecimiento y desarrollo, la ubicación y estructura de las hojas, la duración de la vegetación, etc. Cuantitativamente, la radiación solar se puede caracterizar por un flujo de radiación .
Flujo de radiación - esta es la cantidad de energía radiante que entra por unidad de tiempo por unidad de superficie.
En el sistema de unidades SI, el flujo de radiación se mide en vatios por 1 m 2 (W/m 2) o kilovatios por 1 m 2 (kW/m 2). Anteriormente, se medía en calorías por 1 cm 2 por minuto (cal/(cm 2 min)).
1cal / (cm 2 min) \u003d 698 W / m 2 o 0,698 kW / m 2
La densidad de flujo de la radiación solar en el límite superior de la atmósfera a una distancia promedio de la Tierra al Sol se llama constante solar S 0. Según el acuerdo internacional de 1981, S 0 \u003d 1,37 kW / m 2 (1,96 1 cal / (cm 2 min)).
Si el Sol no está en su cenit, entonces la cantidad de energía solar que cae sobre una superficie horizontal será menor que sobre una superficie ubicada perpendicularmente a los rayos del Sol. Este número depende del ángulo de incidencia de los rayos sobre una superficie horizontal. Para determinar la cantidad de calor que recibe una superficie horizontal por minuto, la fórmula es:
S' = S pecado h ©
donde S′ es la cantidad de calor recibido por minuto por una superficie horizontal; S es la cantidad de calor recibida por la superficie perpendicular a la viga; h© - el ángulo formado por un rayo de sol con una superficie horizontal (el ángulo h se llama la altura del sol).
Al atravesar la atmósfera terrestre, la radiación solar se atenúa debido a la absorción y dispersión de los gases y aerosoles atmosféricos. El debilitamiento del flujo de radiación solar depende de la longitud del camino recorrido por el haz en la atmósfera y de la transparencia de la atmósfera a lo largo de este camino. La longitud de la trayectoria del haz en la atmósfera depende de la altura del sol. En la posición del sol en su cenit, los rayos del sol pasan más atajo. En este caso, la masa de la atmósfera atravesada por los rayos del sol, es decir la masa de una columna vertical de aire con una base de 1 cm 2 se toma como una unidad convencional (m = 1). A medida que el sol desciende hacia el horizonte, aumenta la trayectoria de los rayos en la atmósfera y, en consecuencia, también aumenta el número de masas recorridas (m > 1). Cuando el sol está cerca del horizonte, los rayos recorren el camino más largo a través de la atmósfera. Los cálculos muestran que m es 34,4 veces mayor que cuando el Sol está en su cenit. El debilitamiento del flujo de radiación solar directa en la atmósfera se describe mediante la fórmula de Bouguer. relación de transparencia pags muestra qué fracción de la radiación solar que entra por el límite superior de la atmósfera alcanza la superficie terrestre en m = 1.
S metro = S 0 pm ,
donde S m es el flujo de radiación solar directa que llega a la Tierra; S 0 es la constante solar; pags- coeficiente de transparencia; metro es la masa de la atmósfera.
El coeficiente de transparencia depende del contenido de vapor de agua y aerosoles en la atmósfera: cuantos más, menor es el coeficiente de transparencia para el mismo número de masas transitables. El coeficiente de transparencia oscila entre 0,60 hasta 0,85.
Tipos de radiación solar
radiación solar directa(S′) es la radiación que llega a la superficie terrestre directamente desde el Sol en forma de haz de rayos paralelos.
La radiación solar directa depende de la altura del sol sobre el horizonte, la transparencia del aire, la nubosidad, la altura del lugar sobre el nivel del mar y la distancia entre la Tierra y el Sol.
radiación solar dispersa(D) – parte de la radiación dispersada por la atmósfera terrestre y las nubes y que ingresa a la superficie terrestre desde la bóveda del cielo. La intensidad de la radiación dispersa depende de la altura del sol sobre el horizonte, la nubosidad, la transparencia del aire, la altitud sobre el nivel del mar, la capa de nieve. La nubosidad y la capa de nieve tienen una influencia muy grande sobre la radiación difusa que, debido a la dispersión y reflexión de la radiación directa y difusa que incide sobre ellos y su redispersión en la atmósfera, puede aumentar varias veces el flujo de radiación difusa.
La radiación dispersa complementa significativamente la radiación solar directa y aumenta significativamente el flujo de energía solar hacia la superficie terrestre.
Radiación total(Q) es la suma de los flujos de radiación directa y difusa que llegan a una superficie horizontal:
Antes de la salida del sol, por la tarde y después de la puesta del sol, con nubosidad continua, la radiación total llega a la tierra por completo, y a bajas altitudes del Sol, consiste principalmente en radiación dispersa. En un cielo despejado o ligeramente nublado, con un aumento en la altura del Sol, la proporción de radiación directa en la composición del total aumenta rápidamente y durante el día el flujo supera muchas veces el flujo de radiación difusa.
La mayor parte del flujo de radiación total que ingresa a la superficie terrestre es absorbido por la capa superior del suelo, el agua y la vegetación. En este caso, la energía radiante se convierte en calor, calentando las capas absorbentes. El resto del flujo de radiación total es reflejado por la superficie terrestre, formando radiación reflejada(R). Casi todo el flujo de radiación reflejada pasa a través de la atmósfera y se dirige al espacio mundial; sin embargo, parte de ella se dispersa en la atmósfera y regresa parcialmente a la superficie terrestre, aumentando la radiación dispersa y, en consecuencia, la radiación total.
Reflectividad varias superficies llamado albedo. Es la relación entre el flujo de radiación reflejada y el flujo total de radiación total incidente en superficie dada:
El albedo se expresa en fracciones de unidad o como porcentaje. Así, la superficie terrestre refleja una parte del flujo de radiación total igual a QA, y es absorbida y convertida en calor - Q(1-A). El último valor se llama radiación absorbida.
El albedo de varias superficies terrestres depende principalmente del color y la rugosidad de estas superficies. Las superficies oscuras y rugosas tienen un albedo más bajo que las claras y lisas. El albedo de los suelos disminuye con el aumento de la humedad, ya que su color se vuelve más oscuro. Los valores de albedo para algunas superficies naturales se dan en la Tabla 1.
Tabla 1 - Albedo de varias superficies naturales
La reflectividad de la superficie superior de las nubes es muy alta, especialmente cuando su potencia es alta. En promedio, el albedo de las nubes es de alrededor del 50-60%, en casos individuales- más del 80-85%.
radiación fotosintéticamente activa(PAR) - parte del flujo de radiación total, que las plantas verdes pueden utilizar durante la fotosíntesis. El flujo PAR se puede calcular usando la fórmula:
PAR = 0.43S′ + 0.57D,
donde S' - radiación solar directa que llega a una superficie horizontal; D - radiación solar dispersa.
El flujo PAR que cae sobre la hoja es absorbido en su mayor parte por ella, fracciones mucho más pequeñas de este flujo son reflejadas por la superficie y pasan a través de la hoja. Las hojas de la mayoría de las especies de árboles absorben alrededor del 80%, reflejan y transmiten hasta el 10-12% del flujo total de PAR. De la parte del flujo PAR absorbido por las hojas, las plantas utilizan solo un pequeño porcentaje de la energía radiante directamente para la fotosíntesis y se convierte en la energía química de las sustancias orgánicas sintetizadas por las hojas. El resto, más del 95% de la energía radiante, se convierte en calor y se gasta principalmente en la transpiración, el calentamiento de las propias hojas y su intercambio de calor con el aire circundante.
Radiación de onda larga de la Tierra y la atmósfera.
Balance de radiación de la superficie terrestre
La mayor parte de la energía solar que ingresa a la Tierra es absorbida por su superficie y atmósfera, y parte de ella se emite. La radiación de la superficie de la tierra se produce durante todo el día.
Parte de los rayos emitidos por la superficie terrestre son absorbidos por la atmósfera y contribuyen así al calentamiento de la atmósfera. La atmósfera, a su vez, envía rayos de vuelta a la superficie de la tierra, así como al espacio exterior. Esta propiedad de la atmósfera de almacenar el calor irradiado por la superficie terrestre se denomina efecto invernadero. La diferencia entre la llegada de calor en forma de contraradiación de la atmósfera y su consumo en forma de radiación de la capa activa se denomina radiación efectiva capa activa. La radiación efectiva es especialmente grande durante la noche, cuando la pérdida de calor de la superficie terrestre supera con creces la entrada de calor radiado por la atmósfera. Durante el día, cuando a la radiación atmosférica se le suma la radiación solar total, se obtiene un exceso de calor, que se aprovecha para calentar el suelo y el aire, evaporar el agua, etc.
La diferencia entre la radiación total absorbida y la radiación efectiva de la capa activa se llama balance de radiación capa activa.
La parte entrante del balance de radiación está formada por la radiación solar directa y difusa, así como por la contrarradiación de la atmósfera. La parte de gasto consiste en la radiación solar reflejada y la radiación de onda larga de la superficie terrestre.
El balance de radiación es la llegada real de energía radiante a la superficie de la Tierra, que determina si se calentará o se enfriará.
Si el ingreso de energía radiante es mayor que su consumo, entonces el balance de radiación es positivo y la superficie se calienta. Si el ingreso es menor que el consumo, entonces el saldo es negativo y la superficie se enfría. El balance de radiación de la superficie terrestre es uno de los principales factores formadores del clima. Depende de la altura del Sol, la duración de la insolación, la naturaleza y el estado de la superficie terrestre, la nubosidad de la atmósfera, el contenido de vapor de agua en ella, la presencia de nubes, etc.
Instrumentos para medir la radiación solar
Actinómetro termoeléctrico M-3(Fig. 3) está diseñado para medir la intensidad de la radiación solar directa sobre una superficie perpendicular a los rayos del sol.
El receptor del actinómetro es una termopila de placas alternas de manganina y constantán, realizada en forma de asterisco. Las uniones internas de la termopila están pegadas al disco de lámina de plata a través de una junta aislante; el lado del disco que mira hacia el sol está ennegrecido. Las uniones externas están pegadas a un anillo de cobre macizo a través de una junta aislante. Está protegido del calentamiento por radiación con una tapa cromada. La termopila se encuentra en la parte inferior de un tubo de metal, que se dirige hacia el sol durante las mediciones. La superficie interior del tubo está ennegrecida y se disponen 7 diafragmas (constricciones anulares) en el tubo para evitar que la radiación dispersa llegue al receptor del actinómetro.
Para observaciones, la flecha en la base del instrumento 11 (Fig. 2) están orientadas al norte y para facilitar el seguimiento del sol se instala un actinómetro según la latitud del sitio de observación (por sector 9 y riesgo en la parte superior del soporte del instrumento 10 ). Apuntar al sol se hace con un tornillo. 3 y manijas 6 ubicado en la parte superior del instrumento. El tornillo le permite girar el tubo en un plano vertical, cuando se gira el mango, el tubo se mantiene detrás del sol. Para apuntar con precisión al Sol, se hace un pequeño orificio en el diafragma exterior. Contra este orificio en la parte inferior del dispositivo hay pantalla blanca 5 . En instalación correcta dispositivo, un rayo de luz solar que penetra a través de este orificio debe generar un punto brillante (conejito) en el centro de la pantalla.
Arroz. 3 Actinómetro termoeléctrico M-3: 1 – tapa; 2, 3 - tornillos; 4 - eje; 5 - pantalla; 6 - mango; 7 - tubo; 8 - eje; 9 - sector de latitudes; 10 - rejilla; 11 - base.
Piranómetro universal M-80M(Fig. 4) está diseñado para medir la radiación total (Q) y difusa (D). Conociéndolas, se puede calcular la intensidad de la radiación solar directa sobre la superficie horizontal S′. El piranómetro M-80M tiene un dispositivo para inclinar el soporte del instrumento con el receptor hacia abajo, lo que permite medir la intensidad de la radiación reflejada y determinar el albedo de la superficie subyacente.
Receptor de piranómetro 1 es una batería termoeléctrica dispuesta en forma de cuadrado. Su superficie receptora está pintada de negro y colores blancos en forma de tablero de ajedrez. La mitad de las uniones de termopila están debajo de las celdas blancas, la otra mitad debajo de las celdas negras. La parte superior del receptor está cubierta con vidrio hemisférico para protegerlo del viento y la precipitación. Para medir la intensidad de la radiación dispersa, el receptor está sombreado con una pantalla especial 3 . Durante las mediciones, el receptor del dispositivo se instala estrictamente horizontal, para esto, el piranómetro está equipado con un nivel redondo. 7 y tornillos de fijación 4. En la parte inferior del receptor hay un secador de vidrio lleno de una sustancia absorbente de agua que evita que la humedad se condense en el receptor y el vidrio. Cuando no está en uso, el receptor del piranómetro se cierra con una tapa de metal.
Arroz. 4 Piranómetro universal М–80М: 1 – cabezal de piranómetro; 2 - resorte de retención; 3 – bisagra de sombreado; 4 - tornillo de fijación; 5 - base; 6 – bisagra de trípode plegable; 7 - nivel; 8 - tornillo; 9 - rejilla con secador en el interior; 10 – superficie receptora de la termopila.
albedómetro para acampar(Fig. 5) está diseñado para medir las intensidades de la radiación total, dispersa y reflejada en el campo. El receptor es una cabeza de piranómetro. 1 montado en un cardán autoequilibrado 3 . Esta suspensión le permite instalar el dispositivo en dos posiciones: con el receptor hacia arriba y hacia abajo, y la horizontalidad de los receptores se garantiza automáticamente. Cuando la superficie receptora del dispositivo se coloca hacia arriba, se determina la radiación total Q. Luego, para medir la radiación reflejada R, el mango del albedómetro se gira 180 0 . Conociendo estos valores, puedes determinar el albedo.
Equilibrio termoeléctrico M-10M(Fig. 6) está diseñado para medir el balance de radiación total de la superficie subyacente. El receptor del balancemetro es una termopila. forma cuadrada que consta de muchas barras de cobre 5 envuelto con cinta constantan 10 . La mitad de cada tornillo de cinta está chapado en plata galvanizada, el principio y el final de la capa de plata. 9 son termopares. La mitad de las uniones están pegadas a la parte superior, la otra mitad, a las superficies receptoras inferiores, que se utilizan como placas de cobre. 2 pintado de negro El receptor del medidor de equilibrio se coloca en un marco de metal redondo 1 . Al medir, se ubica estrictamente horizontalmente utilizando un nivel de parche especial. Para hacer esto, el receptor del medidor de equilibrio está montado en una rótula. 15 . Para aumentar la precisión de las medidas, el receptor de la balanza se puede proteger de la radiación solar directa con una pantalla redonda 12 . La intensidad de la radiación solar directa se mide en este caso mediante un actinómetro o un piranómetro.
Arroz. 5 Albedómetro móvil: 1 – cabezal de piranómetro; 2 - tubo; 3 - suspensión cardán; 4 - mango
Arroz. 6 Medidor de equilibrio termoeléctrico М-10М: a) – sección transversal esquemática: b) – termopila separada; c) apariencia; 1 - marco del receptor; 2 - placa receptora; 3, 4 - uniones; 5 - barra de cobre; 6, 7 - aislamiento; 8 – termopila; 9 - capa plateada; 10 - cinta de constantán; 11 - mango; 12 - pantalla de sombra; 13, 15 - bisagras; 14 - barra; 16 - tornillo; 17 - caso
Instrumentos para medir la duración de la energía solar
resplandor e iluminación
La duración de la insolación es el tiempo durante el cual la radiación solar directa es igual o superior a 0,1 kW/m 2 . Expresado en horas por día.
El método para determinar la duración de la insolación se basa en registrar el tiempo durante el cual la intensidad de la radiación solar directa es suficiente para arder en una cinta especial fijada en el foco óptico de una lente esférica de vidrio, y es de al menos 0,1 kW/m 2.
La duración de la insolación se mide con un heliógrafo (Fig. 7).
Heliógrafo modelo universal GU-1(Figura 7). La base del dispositivo es una placa de metal plana con dos bastidores. 1 . Entre postes en un eje horizontal 2 parte móvil fija del dispositivo, que consiste en una columna 3 con limbo 4 y tope inferior 7 , grapas 6 con una taza 5 y parada superior 15 y bola de cristal 8 , que es una lente esférica. Un sector está fijo en un extremo del eje horizontal. 9 con escala de latitud. Al mover el eje horizontal 2 dispositivo de oeste a este y girando la parte superior del dispositivo a su alrededor, el eje de la columna 3 se establece paralela al eje de rotación de la Tierra (eje del mundo). Se utiliza un tornillo para fijar el ángulo de inclinación del eje de la columna. 11 .
Parte superior el dispositivo se puede girar alrededor del eje de la columna 3 y fijarse en cuatro posiciones específicas. Para esto, se usa un pin especial. 12 , que se inserta a través del orificio de la extremidad 4 en uno de los cuatro orificios del disco 13 fijo en el eje 2 . Coincidencia de agujeros en las extremidades 4 y disco 13 determinado por la coincidencia de las marcas A, B, C y D en la extremidad 4 con índice 14 en disco
Arroz. 7 Heliógrafo universal modelo GU-1.
1 - rejilla; 2 - eje horizontal; 3 - columna; 4 - limbo; 5 - taza; 6 - soporte; 7 - énfasis; 8 - bola de cristal; 9 - sector; 10 - indicador de latitud; 11 - tornillo para fijar el ángulo de inclinación del eje; 12 - pasador; 13 - disco; 14 - índice en el disco; 15 - tope superior.
En el sitio meteorológico, el heliógrafo se instala en un poste de hormigón o madera de 2 m de altura, en cuya parte superior se fija una plataforma de tablas con un espesor de al menos 50 mm, de modo que en cualquier posición del Sol con respecto a los lados del horizonte, edificios individuales, árboles y objetos aleatorios no lo oscurecen. Se instala estrictamente horizontal y se orienta a lo largo del meridiano geográfico y la latitud de la estación meteorológica; el eje del heliógrafo debe ser estrictamente paralelo al eje del mundo.
La bola de heliógrafo debe mantenerse limpia, ya que la presencia de polvo, rastros de precipitación, rocío, escarcha, escarcha y hielo sobre la bola debilita y distorsiona la quemadura en la cinta de heliógrafo.
Dependiendo de la posible duración de la luz solar, la grabación de un día debe hacerse en una, dos o tres cintas. Dependiendo de la temporada, se deben usar bandas rectas o curvas, que se deben colocar en las ranuras superior, media o inferior de la copa. Las cintas para marcadores dentro de un mes deben seleccionarse en el mismo color.
Para la comodidad de trabajar con el heliógrafo, se instala una escalera con una plataforma al sur del soporte (pilar) con el dispositivo. La escalera no debe tocar el poste y debe ser lo suficientemente cómoda.
Luxómetro Yu-16(Fig. 8) se utiliza para medir la iluminación creada por la luz o fuentes de luz artificial.
Arroz. 8 Luxómetro Yu-16. 1 - fotocélula; 2 - alambre; 3 - metro; 4 - absorbente; 5 - terminales; 6 - interruptor de límites de medición; 7 - corrector.
El dispositivo consta de una fotocélula de selenio. 1 conectado por cable 2 con metro 3 y absorbente 4 . La fotocélula está encerrada en una caja de plástico con marco de metal; para aumentar los límites de medición en 100 veces, se coloca un absorbedor de vidrio lechoso en la caja. El medidor de luz es un dispositivo indicador magnetoeléctrico, montado en una caja de plástico con una ventana para la escala. El corrector se encuentra en la parte inferior de la caja. 7 para poner el puntero a cero, en la parte superior - terminales 5 para conectar los cables de la fotocélula y el mango para cambiar los límites de medición 6 .
La escala del medidor se divide en 50 divisiones y tiene 3 filas de números, respectivamente, para tres límites de medición: hasta 25, 100 y 500 lux (lx). Cuando se utiliza un absorbedor, los límites aumentan a 2500, 10000 y 50000 lux.
Cuando se trabaja con un luxómetro, es necesario controlar cuidadosamente la limpieza de la fotocélula y el absorbedor; si están sucios, se limpian con un algodón humedecido en alcohol.
La fotocélula durante las mediciones se encuentra horizontalmente. El corrector pone la aguja del medidor en división cero. La fotocélula se conecta al medidor y las mediciones se toman después de 4-5 s. Para reducir las sobrecargas, comience con un límite de medición más grande, luego muévase a límites más bajos hasta que la flecha esté en la parte de trabajo de la escala. La lectura se toma en divisiones de la escala. Con pequeñas desviaciones de la aguja, para mejorar la precisión de las mediciones, se recomienda cambiar el medidor a un límite inferior. Para evitar la fatiga de la fotocélula de selenio, cada 5-10 minutos de funcionamiento del dispositivo, es necesario sombrear la fotocélula durante 3-5 minutos.
La iluminación se determina multiplicando la lectura por el valor de división de las escalas y por el factor de corrección (para luz natural es 0,8, para lámparas incandescentes -1). El valor de la división de escala es igual al límite de medida dividido por 50. Cuando se utilizan uno o dos absorbentes, el valor resultante se multiplica por 100 o 10000, respectivamente.
1 Familiarízate con el diseño de dispositivos termoeléctricos (actinómetro, piranómetro, albedómetro, balanza).
2 Familiarícese con el dispositivo del heliógrafo universal, con los métodos de su instalación en diferentes épocas del año.
3 Familiarícese con el dispositivo del luxómetro, mida la iluminación natural y artificial en la audiencia.
Escribir notas en un cuaderno.
