- características generales radiación solar
- Derecho radiación solar
- Radiación solar total
- Absorción de radiación solar en la atmósfera.
La energía radiante del Sol, o radiación solar, es la principal fuente de calor para la superficie de la Tierra y para su atmósfera. La radiación proveniente de las estrellas y la Luna es insignificante en comparación con la radiación solar y no hace una contribución significativa a los procesos térmicos en la Tierra. El flujo de calor dirigido a la superficie desde las profundidades del planeta también es insignificante. La radiación solar se propaga en todas direcciones desde la fuente (el Sol) en forma de ondas electromagnéticas a una velocidad cercana a los 300.000 km / seg. En meteorología se considera principalmente la radiación térmica, que está determinada por la temperatura del cuerpo y su emisividad. La radiación térmica tiene longitudes de onda que van desde cientos de micrómetros hasta milésimas de micrómetro. Los rayos X y la radiación gamma no se consideran en meteorología, ya que prácticamente no ingresan a la atmósfera inferior. La radiación térmica generalmente se subdivide en onda corta y onda larga. La radiación de onda corta se llama radiación en el rango de longitud de onda de 0,1 a 4 micrones, de onda larga, de 4 a 100 micrones. La radiación solar que llega a la superficie de la Tierra es 99% de onda corta. La radiación de onda corta se subdivide en radiación ultravioleta (UV), con longitudes de onda que oscilan entre 0,1 y 0,39 micrones; luz visible (VS) - 0,4 - 0,76 micrones; infrarrojos (IR) - 0,76 - 4 micrones. La radiación solar e infrarroja proporciona la energía más alta: el sol representa el 47% de la energía radiante, la infrarroja, el 44% y la ultravioleta, solo el 9% de la energía radiante. Esta distribución de radiación térmica corresponde a la distribución de energía en el espectro de un cuerpo absolutamente negro con una temperatura de 6000K. Esta temperatura se considera condicionalmente cercana a la temperatura real en la superficie del sol (en la fotosfera, que es la fuente de energía radiante del sol). La máxima energía radiante a esta temperatura del emisor, de acuerdo con la ley de Wien, l = 0.2898 / T (cm * deg). (1) cae sobre rayos azul-azul con longitudes de aproximadamente 0,475 micrones (l. Es la longitud de onda, T es la temperatura absoluta del emisor). La cantidad total de energía térmica radiada es proporcional, según la ley de Stefan-Boltzmann, de cuarto grado temperatura absoluta emisor: E = sT 4 (2) donde s = 5,7 * 10-8 W / m 2 * K 4 (constante de Stefan-Boltzmann). La medida cuantitativa de la radiación solar que llega a la superficie es la irradiancia o densidad del flujo de radiación. La iluminación energética es la cantidad de energía radiante entregada por unidad de área por unidad de tiempo. Se mide en W / m2 (o kW / m2). Esto significa que se suministra 1 J (o 1 kJ) de energía radiante a 1 m 2 por segundo. La iluminación energética de la radiación solar que cae sobre un área de una unidad de área perpendicular a los rayos del sol por unidad de tiempo en el límite superior de la atmósfera a una distancia promedio de la Tierra al Sol se llama constante solar S®. En este caso, se entiende por límite superior de la atmósfera la condición para la ausencia del efecto de la atmósfera sobre la radiación solar. Por lo tanto, la magnitud de la constante solar está determinada solo por la emisividad del Sol y la distancia entre la Tierra y el Sol. La investigación moderna que utiliza satélites y cohetes ha establecido el valor S® igual a 1367 W / m2 con un error de ± 0,3%, la distancia media entre la Tierra y el Sol en este caso se determina en 149,6 * 106 km. Si tenemos en cuenta los cambios en la constante solar debido al cambio en la distancia entre la Tierra y el Sol, entonces con un valor promedio anual de 1.37 kW / m2, en enero será igual a 1.41 kW / m2, y en junio - 1,34 kW / m2 2, por lo tanto, el hemisferio norte recibe un poco menos de radiación en el borde de la atmósfera durante un día de verano que el hemisferio sur durante su día de verano. Debido al cambio constante actividad solar la constante solar puede fluctuar de un año a otro. Pero estas fluctuaciones, si existen, son tan pequeñas que se encuentran dentro de la precisión de medición de los instrumentos modernos. Pero durante la existencia de la Tierra, la constante solar probablemente cambió su valor. Conociendo la constante solar, puede calcular la cantidad de energía solar que ingresa al hemisferio iluminado en el límite superior de la atmósfera. Es igual al producto de la constante solar por el área circulo grande Tierra. Con un radio promedio de la Tierra igual a 6371 km, el área del gran círculo es p * (6371) 2 = 1.275 * 1014 m 2, y la energía radiante que llega a él es 1.743 * 1017 W. Durante un año, esto equivaldrá a 5,49 * 1024 J. La llegada de la radiación solar a una superficie horizontal en el límite superior de la atmósfera se denomina clima solar. La formación de un clima solar está determinada por dos factores: la duración de la luz solar y la altura del sol. La cantidad de radiación en el borde de la atmósfera por unidad de superficie horizontal es proporcional al seno de la altura del Sol, que cambia no solo durante el día, sino que también depende de la estación. Como saben, la altura del Sol para los días del solsticio está determinada por la fórmula 900 - (j ± 23,50), para los días del equinoccio - 900 -j, donde j es la latitud del lugar. Así, la altura del Sol en el ecuador cambia a lo largo del año de 90 ° a 66,50 °, en los trópicos - de 90 a 43 °, en los círculos polares - de 47 a 0 ° y en los polos - de 23,5 ° a 0 ° ... De acuerdo con tal cambio en la altura del Sol en invierno en cada hemisferio, la afluencia de radiación solar al área horizontal disminuye rápidamente desde el ecuador hacia los polos. En verano, el panorama es más complejo: en pleno verano, los valores máximos no están en el ecuador, sino en los polos, donde la duración del día es de 24 horas. En el curso anual en la zona extratropical, un máximo (solsticio de verano) y un mínimo ( solsticio de invierno). En la zona tropical, la afluencia de radiación alcanza un máximo dos veces al año (días de equinoccio). Las cantidades anuales de radiación solar varían de 133 * 102 MJ / m2 (ecuador) a 56 * 102 MJ / m2 (polos). La amplitud del ciclo anual en el ecuador es pequeña, en la zona extratropical es significativa.
2 Radiación solar directa La radiación solar directa se refiere a la radiación que llega a la superficie de la tierra directamente desde el disco solar. A pesar de que la radiación solar se propaga desde el Sol en todas las direcciones, llega a la Tierra en forma de un haz de rayos paralelos que emanan del infinito. La entrada de radiación solar directa a la superficie de la tierra oa cualquier nivel de la atmósfera se caracteriza por la irradiancia: la cantidad de energía radiante suministrada por unidad de tiempo por unidad de área. El flujo máximo de radiación solar directa ingresará al sitio perpendicular a los rayos del sol. En todos los demás casos, la irradiancia estará determinada por la altura del Sol, o el seno del ángulo que forma un rayo de sol con la superficie del sitio S '= S sen hc (3) En el caso general, S (irradiancia del sitio de una unidad de área perpendicular a los rayos del sol) es igual a So. El flujo de radiación solar directa que cae sobre un área horizontal se llama insolación.
3. Radiación solar dispersa Al pasar a través de la atmósfera, la radiación solar directa es dispersada por moléculas de gases atmosféricos e impurezas de aerosoles. Durante la dispersión, una partícula ubicada en el camino de propagación de una onda electromagnética absorbe energía continuamente y la re-irradia en todas direcciones. Como resultado, la corriente de rayos solares paralelos que van en una determinada dirección se vuelve a emitir en todas las direcciones. La dispersión ocurre en todas las longitudes de onda de la radiación electromagnética, pero su intensidad está determinada por la relación entre el tamaño de las partículas dispersas y las longitudes de onda de la radiación incidente. En una atmósfera absolutamente pura, donde la dispersión es producida solo por moléculas de gas cuyas dimensiones son menores que las longitudes de onda de la radiación, se obedece a la ley de Rayleigh, que establece que la irradiancia espectral de la radiación dispersa es inversamente proporcional a la cuarta potencia de la longitud de onda de la radiación. rayos dispersos Dl = a Sl / l 4 (4) donde Sl es la densidad espectral de la irradiancia de la radiación directa con una longitud de onda de l, Dl es la densidad espectral de la irradiancia de la radiación dispersa con la misma longitud de onda y es el coeficiente de proporcionalidad. De acuerdo con la ley de Rayleigh, en la radiación dispersa prevalecen longitudes de onda más cortas, ya que los rayos rojos, que son dos veces más largos que los violetas, se dispersan 14 veces menos. La radiación infrarroja se dispersa muy poco. Se cree que alrededor del 26% del flujo total de radiación solar se dispersa, 2/3 de esta radiación llega a la superficie de la tierra. Dado que la radiación dispersa no proviene del disco solar, sino de todo el firmamento, su irradiancia se mide en una superficie horizontal. La unidad para medir la irradiancia de la radiación dispersa es W / m2 o kW / m2. Si se produce dispersión en partículas proporcionales a las longitudes de onda de la radiación (impurezas de aerosol, cristales de hielo y gotas de agua), entonces la dispersión no obedece a la ley de Rayleigh y la iluminación de energía de la radiación dispersada se vuelve inversamente proporcional no a la cuarta, sino a las potencias más pequeñas de longitudes de onda, es decir, el máximo de dispersión se desplaza hacia la parte de longitud de onda más larga del espectro. Con un alto contenido de partículas grandes en la atmósfera, la dispersión se reemplaza por la reflexión difusa, en la que el flujo de luz es reflejado por las partículas como espejos, sin cambiar la composición espectral. Dado que la luz blanca cae, también se refleja un flujo de luz blanca. Como resultado, el color del cielo se vuelve blanquecino. Hay dos asociados fenómenos interesantes- este es el color azul del cielo y el crepúsculo. El color azul del cielo es el color del aire mismo, debido a la dispersión de la luz solar en él. Dado que la dispersión en un cielo despejado obedece a la ley de Rayleigh, la energía máxima de la radiación dispersa proveniente del firmamento cae sobre el color azul. El color azul del aire se puede ver al mirar objetos distantes que parecen estar envueltos en una neblina azulada. Con la altura, a medida que la densidad del aire disminuye, el color del cielo se vuelve más oscuro y se convierte en un azul profundo, y en la estratosfera, en púrpura. Cuantas más impurezas contenga la atmósfera, mayor será la proporción de radiación de onda larga en el espectro. luz del sol, el blanquecino se vuelve el cielo. Debido a la dispersión de las ondas más cortas, la radiación solar directa se agota en ondas de este rango, por lo tanto, la energía máxima en radiación directa se desplaza hacia la parte amarilla y el disco solar se vuelve amarillo. En ángulos bajos del Sol, la dispersión es muy intensa, desplazándose a la parte de longitud de onda larga del espectro electromagnético, especialmente en una atmósfera contaminada. La radiación solar directa máxima se desplaza a la parte roja, el disco solar se vuelve rojo y se producen puestas de sol de color amarillo-rojo brillante. Después de la puesta del sol, la oscuridad no llega inmediatamente, de manera similar en la mañana, se vuelve luz en la superficie de la tierra algún tiempo antes de la aparición del disco solar. Este fenómeno de oscuridad incompleta en ausencia de un disco solar se denomina crepúsculo vespertino y matutino. La razón de esto es la iluminación de las capas altas de la atmósfera por el Sol debajo del horizonte y la dispersión de la luz solar por ellas. Distingue el crepúsculo astronómico, que continúa hasta que el sol cae por debajo del horizonte en 180 y al mismo tiempo se vuelve tan oscuro que las estrellas más débiles serán distinguibles. La primera parte del crepúsculo astronómico vespertino y la última parte del crepúsculo astronómico matutino se llama crepúsculo civil, en el que el Sol se hunde por debajo del horizonte de al menos 80. La duración del crepúsculo astronómico depende de la latitud del área. Por encima del ecuador, son cortos, hasta 1 hora, en latitudes templadas son 2 horas. En las latitudes altas durante la temporada de verano, el crepúsculo vespertino se fusiona con el crepúsculo matutino, formando noches blancas.
4 Absorción de radiación solar en la atmósfera. En el límite superior de la atmósfera, la radiación solar se presenta en forma de radiación directa. Aproximadamente el 30% de esta radiación se refleja de regreso al espacio, el 70% a la atmósfera. Al pasar por la atmósfera, esta radiación sufre cambios asociados con su absorción y dispersión. Aproximadamente el 20-23% de la radiación solar directa se absorbe. La absorción es selectiva y depende de las longitudes de onda y la composición del material de la atmósfera. El nitrógeno, el principal gas de la atmósfera, absorbe radiación solo en longitudes de onda muy cortas en la parte ultravioleta del espectro. La energía de la radiación solar en esta parte del espectro es muy pequeña y la absorción de radiación por el nitrógeno prácticamente no afecta el valor del flujo total de energía. El oxígeno absorbe un poco más en dos partes estrechas de la parte visible del espectro y en la parte ultravioleta. El ozono absorbe la radiación con más fuerza. La cantidad total de radiación absorbida por el ozono alcanza el 3% de la radiación solar directa. La mayor parte de la radiación absorbida cae sobre la parte ultravioleta, en longitudes de onda inferiores a 0,29 micrones. En pequeñas cantidades, el ozono también absorbe la radiación visible. El dióxido de carbono absorbe radiación en el rango infrarrojo, pero debido a su pequeña cantidad, la proporción de esta radiación absorbida es generalmente pequeña. Los principales absorbentes de la radiación solar directa son el vapor de agua, las nubes y las impurezas de aerosoles concentradas en la troposfera. El vapor de agua y los aerosoles representan hasta el 15% de la radiación absorbida y las nubes hasta el 5%. Dado que la mayor parte de la radiación absorbida cae sobre componentes variables de la atmósfera como el vapor de agua y los aerosoles, el nivel de absorción de la radiación solar varía considerablemente y depende de las condiciones específicas del estado de la atmósfera (su humedad y contaminación). Además, la cantidad de radiación absorbida depende de la altura del Sol sobre el horizonte, es decir, del espesor de la capa de la atmósfera por la que pasa el rayo de sol.
5. Visibilidad, ley de atenuación de la radiación, factor de turbidez. La dispersión de la luz en la atmósfera conduce al hecho de que los objetos distantes a distancia se vuelven poco distinguibles no solo por su disminución de tamaño, sino también por la turbidez de la atmósfera. La distancia a la que los contornos de los objetos dejan de distinguirse en la atmósfera se llama rango de visibilidad, o simplemente visibilidad. El rango de visibilidad se determina con mayor frecuencia a simple vista de acuerdo con ciertos objetos preseleccionados (oscuros contra el cielo), cuya distancia se conoce. En aire muy limpio, el rango de visibilidad puede alcanzar cientos de kilómetros. En aire que contiene muchas impurezas de aerosoles, el rango de visibilidad se puede reducir a varios kilómetros o incluso metros. Entonces, en niebla débil, el rango de visibilidad es de 500-1000 m, y en niebla densa o tormentas de arena, desciende a varios metros. La absorción y la dispersión provocan un debilitamiento significativo del flujo de radiación solar que atraviesa la atmósfera. La radiación se atenúa en proporción al propio flujo (con otros igualdad de condiciones, cuanto mayor es el flujo, mayor es la pérdida de energía) y el número de partículas que absorben y dispersan. Esto último depende de la longitud de la trayectoria del haz a través de la atmósfera Para una atmósfera que no contiene impurezas de aerosoles (atmósfera ideal), el coeficiente de transparencia p es 0,90-0,95. En un ambiente real, sus valores oscilan entre 0,6 y 0,85 (algo más alto en invierno, más bajo en verano). Con un aumento en el contenido de vapor de agua e impurezas, el coeficiente de transparencia disminuye. Con un aumento en la latitud del área, el coeficiente de transparencia aumenta debido a una disminución en la presión del vapor de agua y menos polvo en la atmósfera. Toda atenuación de la radiación en la atmósfera se puede dividir en dos partes: atenuación por gases constantes (atmósfera ideal) y atenuación por vapor de agua e impurezas de aerosoles. La relación de estos procesos se tiene en cuenta mediante el factor de turbidez 6. Patrones geográficos de distribución de radiación directa y dispersa... El flujo de radiación solar directa depende de la altura del Sol sobre el horizonte. Por lo tanto, durante el día, el flujo de radiación solar, primero rápidamente, luego aumenta lentamente desde el amanecer hasta el mediodía, y al principio lentamente, luego disminuye rápidamente desde el mediodía hasta el atardecer. Pero la transparencia de la atmósfera cambia durante el día, por lo que la curva del movimiento diurno de la radiación directa no es suave, pero tiene desviaciones. Pero en promedio, durante un largo período de observación, los cambios en la radiación durante el día toman la forma de una curva suave. Durante el año, la irradiancia de la radiación solar directa para la mayor parte de la superficie de la Tierra cambia significativamente, lo que se asocia con cambios en la altura del Sol. Para el hemisferio norte, los valores mínimos tanto de radiación directa a la superficie perpendicular como de insolación caen en diciembre, los valores máximos no son período de verano , y en primavera, cuando el aire está menos turbio por los productos de condensación y un poco polvoriento. La iluminación de potencia promedio al mediodía en Moscú en diciembre es 0.54, abril 1.05, junio-julio 0.86-0.99 kW / m 2. Los valores diarios de radiación directa son máximos en verano, con la máxima duración de insolación. Los valores máximos de radiación solar directa para algunos puntos son los siguientes (kW / m2): Bahía Tiksi 0.91, Pavlovsk 1.00, Irkutsk 1.03, Moscú 1.03, Kursk 1.05, Tbilisi 1.05, Vladivostok 1, 02, Tashkent 1.06. Los valores máximos de radiación solar directa crecen poco con la latitud decreciente, a pesar de un aumento en la altura del Sol. Esto se debe al hecho de que en las latitudes del sur aumentan el contenido de humedad y el polvo del aire. Por tanto, en el ecuador, los valores máximos son ligeramente superiores a los máximos de latitudes templadas. Los valores anuales más altos de radiación solar directa en la Tierra se observan en el Sahara, hasta 1,10 kW / m2. Las diferencias estacionales en la llegada de radiación directa son las siguientes. En el período estival, los mayores valores de radiación solar directa se observan bajo las latitudes 30-400 del hemisferio estival, hacia el ecuador y hacia los círculos polares los valores de radiación solar directa disminuyen. Para los polos del hemisferio de verano, la disminución de la radiación solar directa es pequeña, en invierno se vuelve cero. En primavera y otoño, los valores máximos de radiación solar directa se observan en 10-200 del hemisferio primaveral y 20-300 en otoño. Solo la parte invernal de la zona ecuatorial recibe los valores máximos de radiación solar directa durante un período determinado. Con la altura sobre el nivel del mar, los valores máximos de radiación aumentan debido a una disminución en el espesor óptico de la atmósfera: por cada 100 metros de altitud, el valor de radiación en la troposfera aumenta en 0.007-0.14 kW / m 2. Los valores máximos de radiación registrados en la montaña son 1,19 kW / m 2. La radiación dispersa que ingresa a la superficie horizontal también cambia durante el día: aumenta antes del mediodía y disminuye por la tarde. La magnitud del flujo de radiación dispersa en general depende de la duración del día y la altura del Sol sobre el horizonte, así como de la transparencia de la atmósfera (una disminución de la transparencia conduce a un aumento de la dispersión). Además, la radiación dispersa varía en un rango muy amplio dependiendo de la capa de nubes. La radiación reflejada por las nubes también se dispersa. La radiación reflejada por la nieve también se dispersa, lo que aumenta su participación en invierno. La radiación dispersa con una capa de nubes promedio es más del doble de su valor en un día sin nubes. En Moscú, el valor medio del mediodía de la radiación dispersa en verano con un cielo despejado es de 0,15, y en invierno con un sol bajo - 0,08 kW / m 2. Con nubes discontinuas, estos valores son 0,28 en verano y 0,10 kW / m 2 en invierno. En el Ártico, con nubes relativamente delgadas y capa de nieve, estos valores en verano pueden llegar a 0,70 kW / m2. Los valores de radiación dispersa en la Antártida son muy altos. La radiación dispersa disminuye al aumentar la altitud. La radiación dispersa puede complementar significativamente la radiación directa, especialmente cuando el sol está bajo. Debido a la luz dispersa, toda la atmósfera durante el día sirve como fuente de iluminación: durante el día hay luz tanto donde los rayos del sol no caen directamente como cuando el sol está oculto por las nubes. La radiación dispersa aumenta no solo la iluminación, sino también el calentamiento de la superficie terrestre. La radiación dispersa es generalmente menor que la directa, pero el orden de magnitud es el mismo. En latitudes tropicales y medias, la cantidad de radiación dispersa es de la mitad a dos tercios de los valores de radiación directa. En 50-600, sus valores están cerca, y más cerca de los polos, prevalece la radiación dispersa.
7 Radiación total Toda la radiación solar que llega a la superficie de la tierra se llama radiación solar total En un cielo despejado, la radiación solar total tiene una variación diaria con un máximo alrededor del mediodía y una variación anual con un máximo en verano. La nubosidad parcial, que no cubre el disco solar, aumenta la radiación total en comparación con un cielo despejado, la nubosidad total, por el contrario, la disminuye. En promedio, la nubosidad reduce la radiación. Por tanto, en verano, la llegada de radiación total en las horas previas al mediodía es mayor que en la tarde y en la primera mitad del año es mayor que en la segunda. Los valores del mediodía de la radiación total en los meses de verano cerca de Moscú con un cielo despejado promediaron 0,78, con un Sol abierto y nubes 0,80, con nubes continuas - 0,26 kW / m 2. La distribución de los valores de radiación total sobre el El globo se desvía de la zona, lo que se explica por la influencia de la transparencia de la atmósfera y las nubes. Los valores máximos anuales de la radiación total son 84 * 102 - 92 * 102 MJ / m2 y se observan en los desiertos África del Norte... Por encima de áreas de bosques ecuatoriales con nubes altas, los valores de la radiación total se reducen a 42 * 102 - 50 * 102 MJ / m2. Hacia latitudes más altas de ambos hemisferios, los valores de la radiación total disminuyen, ascendiendo a 25 * 102 - 33 * 102 MJ / m2 bajo el paralelo 60. Pero luego vuelven a crecer, un poco sobre el Ártico y significativamente, sobre la Antártida, donde en las partes centrales del continente son 50 * 102 - 54 * 102 MJ / m2. En los océanos en su conjunto, los valores de la radiación total son más bajos que en las latitudes correspondientes de la tierra. En diciembre, los valores más altos de radiación total se observan en los desiertos del hemisferio sur (8 * 102 - 9 * 102 MJ / m2). Por encima del ecuador, los valores de radiación total disminuyen a 3 * 102 - 5 * 102 MJ / m 2. En el hemisferio norte, la radiación disminuye rápidamente hacia las regiones polares y es igual a cero más allá del Círculo Polar Ártico. En el hemisferio sur, la radiación total disminuye hacia el sur hasta la latitud 50-600 S. (4 * 102 MJ / m2), y luego aumenta a 13 * 102 MJ / m2 en el centro de la Antártida. En julio, los valores más altos de radiación total (más de 9 * 102 MJ / m2) se observan en el noreste de África y la Península Arábiga. Por encima de la región ecuatorial, los valores de la radiación total son bajos e iguales a los de diciembre. Al norte del trópico, la radiación total disminuye lentamente a 600 N y luego aumenta a 8 * 102 MJ / m2 en el Ártico. En el hemisferio sur, la radiación total del ecuador disminuye rápidamente hacia el sur, alcanzando valores cero en el Círculo Polar Ártico.
8. Reflexión de la radiación solar. Albedo de la Tierra. Al llegar a la superficie, la radiación total se absorbe parcialmente en la capa fina superior de suelo o agua y se convierte en calor, y se refleja parcialmente. Las condiciones para la reflexión de la radiación solar desde la superficie de la tierra se caracterizan por el valor de albedo, igual a la razón radiación reflejada a la corriente entrante (a la radiación total). А = Qref / Q (8) Teóricamente, los valores de albedo pueden variar de 0 (superficie absolutamente negra) a 1 (superficie absolutamente blanca). Los materiales de observación disponibles muestran que los valores de albedo de las superficies subyacentes varían en un amplio rango, y sus cambios cubren casi todo el rango posible de valores de reflectividad de varias superficies. En estudios experimentales, se han encontrado valores de albedo para casi todas las superficies subyacentes naturales comunes. Estos estudios muestran, en primer lugar, que las condiciones de absorción de la radiación solar en la tierra y en las masas de agua difieren notablemente. Los valores de albedo más altos se observan para nieve limpia y seca (90-95%). Pero dado que la capa de nieve rara vez está completamente limpia, los valores promedio del albedo de nieve en la mayoría de los casos son iguales al 70-80%. Para nieve húmeda y sucia, estos valores son incluso más bajos: 40-50%. En ausencia de nieve, los albedos más altos de la superficie terrestre son característicos de algunas regiones desérticas, donde la superficie está cubierta por una capa de sales cristalinas (el fondo de los lagos secos). En estas condiciones, el albedo es del 50%. Pocos menos valor albedo en desiertos arenosos. El albedo del suelo húmedo es menor que el del suelo seco. Para los chernozems húmedos, los valores de albedo son extremadamente pequeños: 5%. El albedo de las superficies naturales con una cubierta vegetal continua varía dentro de límites relativamente pequeños: del 10 al 20-25%. Además, el albedo del bosque (especialmente de las coníferas) es en la mayoría de los casos menor que el albedo de la vegetación de la pradera. Las condiciones de absorción de la radiación en los cuerpos de agua difieren de las condiciones de absorción en la superficie terrestre. El agua pura es relativamente transparente a la radiación de onda corta, como resultado de lo cual los rayos del sol que penetran en las capas superiores se dispersan repetidamente y solo después de eso se absorben en gran medida. Por tanto, el proceso de absorción de la radiación solar depende de la altura del Sol. Si es alto, una parte significativa de la radiación entrante penetra en las capas superiores del agua y se absorbe principalmente. Por lo tanto, el albedo de la superficie del agua es el primer porcentaje en un Sol alto, y en un Sol bajo, el albedo aumenta a varias decenas de por ciento. El albedo del sistema "Tierra-atmósfera" es de naturaleza más compleja. La radiación solar que ingresa a la atmósfera se refleja parcialmente como resultado de la retrodispersión atmosférica. En presencia de nubes, una parte importante de la radiación se refleja en su superficie. El albedo de las nubes depende del grosor de su capa y promedia el 40-50%. En ausencia total o parcial de nubes, el albedo del sistema "Tierra-atmósfera" depende sustancialmente del albedo de la propia superficie terrestre. La naturaleza de la distribución geográfica del albedo planetario de las observaciones satelitales muestra diferencias significativas entre los albedos de las latitudes altas y medias de los hemisferios norte y sur. En los trópicos, los valores de albedo más altos se observan en los desiertos, en las zonas de nubes convectivas de América Central y en las áreas oceánicas. En el hemisferio sur, a diferencia del norte, se observa una variación zonal del albedo debido a la distribución más simple de tierra y mar. Los valores de albedo más altos se encuentran en latitudes polares. La parte predominante de la radiación reflejada por la superficie terrestre y el límite superior de las nubes va al espacio mundial. Un tercio de la radiación dispersa también desaparece. La relación entre la radiación reflejada y dispersa que sale del espacio y la cantidad total de radiación solar que ingresa a la atmósfera se denomina albedo planetario de la Tierra o albedo de la Tierra. Su valor se estima en un 30%. La parte principal del albedo planetario es la radiación reflejada por las nubes. 6.1.8. Propia radiación. Contrarrestar la radiación. Radiación eficaz. La radiación solar, absorbida por la capa superior de la Tierra, la calienta, como resultado de lo cual el suelo y las aguas superficiales emiten radiación de onda larga. Esta radiación terrestre se denomina radiación intrínseca de la superficie terrestre. La intensidad de esta radiación, con algunos supuestos, obedece a la ley de Stefan-Boltzmann para un cuerpo negro absoluto con una temperatura de 150 ° C. Pero como la Tierra no es un cuerpo absolutamente negro (su radiación corresponde a la radiación de un cuerpo gris), en los cálculos es necesario introducir una corrección igual ae = 0,95. Por lo tanto, la propia radiación de la Tierra se puede determinar mediante la fórmula Ez = esТ 4 (9) Se determina que a una temperatura planetaria promedio de la Tierra de 150C, la propia radiación de la Tierra Ez = 3.73 * 102 W / m2. Un retorno tan grande de radiación desde la superficie de la tierra conduciría a su enfriamiento muy rápido, si esto no fuera impedido por el proceso inverso: la absorción de la radiación solar y atmosférica por la superficie de la tierra. Las temperaturas absolutas en la superficie de la tierra están en el rango de 190-350K. A tales temperaturas, su propia radiación tiene longitudes de onda en el rango de 4-120 micrones, y la energía máxima cae en 10-15 micrones. La atmósfera, absorbiendo tanto la radiación solar como la propia radiación terrestre, se calienta. Además, la atmósfera se calienta sin radiación (por conducción de calor, durante la condensación del vapor de agua). La atmósfera calentada se convierte en una fuente de radiación de onda larga. La mayoría de de esta radiación de la atmósfera (70%) se dirige a la superficie terrestre y se denomina contrarradiación (Ea). Otra parte de la radiación de la atmósfera es absorbida por las capas superpuestas, pero a medida que disminuye el contenido de vapor de agua, la cantidad de radiación absorbida por la atmósfera disminuye y parte de ella va al espacio mundial. La superficie terrestre absorbe la radiación que se aproxima casi en su totalidad (95-99%). Por lo tanto, la contrarradiación es para la superficie de la tierra. fuente importante calor además de la radiación solar absorbida. En ausencia de nubes, la radiación de onda larga de la atmósfera está determinada por la presencia de vapor de agua y dióxido de carbono. La influencia del ozono atmosférico, en comparación con estos factores, es insignificante. El vapor de agua y el dióxido de carbono absorben radiación de longitud de onda larga en el rango de 4.5 a 80 micrones, pero no del todo, pero en ciertas regiones espectrales estrechas. La absorción más fuerte de radiación por el vapor de agua ocurre en el rango de longitud de onda de 5-7.5 micrones, mientras que en la región de 9.5-12 micrones. 4.1. Ventanas de transparencia atmosférica en el rango óptico, la absorción está prácticamente ausente. Este rango de longitud de onda se denomina ventana de transparencia atmosférica. El dióxido de carbono tiene varias bandas de absorción, de las cuales la más significativa es la banda con longitudes de onda de 13-17 micrones, que representan el máximo de radiación terrestre. Cabe señalar que el contenido de dióxido de carbono es relativamente constante, mientras que la cantidad de vapor de agua varía de manera muy significativa, dependiendo de las condiciones meteorológicas. Por lo tanto, un cambio en la humedad del aire tiene un efecto significativo en la cantidad de radiación atmosférica. Por ejemplo, la contraradiación más grande es de 0,35-0,42 kW / m 2 en promedio cerca del ecuador, y hacia las regiones polares disminuye a 0,21 kW / m 2, en territorios planos Ea es de 0,21-0,28 kW / m 2 y 0,07- 0,14 kW / m 2 - en la montaña. La disminución de la contrarradiación en las montañas se explica por la disminución del contenido de vapor de agua con la altura. La contrarradiación de la atmósfera suele aumentar significativamente en presencia de nubes. Las nubes de los niveles inferior y medio, por regla general, son bastante densas y se emiten como un cuerpo negro a la temperatura adecuada. Las nubes altas, debido a su baja densidad, generalmente emiten menos que un cuerpo negro, por lo que tienen poco efecto en la proporción entre la radiación propia y la contrapropagadora. La absorción de la autoradiación de longitud de onda larga por el vapor de agua y otros gases crea un "efecto invernadero", es decir, mantiene el calor del sol en la atmósfera terrestre. El aumento de la concentración de estos gases y, sobre todo, el dióxido de carbono como consecuencia actividad económica una persona puede provocar un aumento de la proporción del calor restante en el planeta, un aumento de las temperaturas planetarias medias y un cambio en el clima global de la Tierra, cuyas consecuencias aún son difíciles de predecir. Pero debe tenerse en cuenta que el vapor de agua juega el papel principal en la absorción de la radiación terrestre y la formación de la radiación que se aproxima. A través de la ventana de transparencia, parte de la radiación terrestre de longitud de onda larga escapa a través de la atmósfera hacia el espacio mundial. Junto con la radiación de la atmósfera, esta radiación se denomina radiación saliente. Si la entrada de radiación solar se toma como 100 unidades, entonces la radiación saliente será de 70 unidades. Teniendo en cuenta 30 unidades de radiación reflejada y dispersa (albedo planetario de la Tierra), la Tierra emite al espacio exterior tanta radiación como recibe, es decir, está en un estado de equilibrio radiante.
9. Balance de radiación de la superficie terrestre El balance de radiación de la superficie terrestre es la diferencia entre la llegada de radiación a la superficie terrestre (en forma de radiación absorbida) y su consumo como resultado de la radiación térmica (radiación efectiva). El balance de radiación cambia de noche. valores negativos a positivo durante el día en el verano a una altura del Sol de 10 a 15 grados y viceversa, de positivo a negativo, antes de la puesta del sol a las mismas alturas del Sol. En invierno, la transición de los valores del balance de radiación a través de cero ocurre en grandes ángulos del Sol (20-25 grados). Por la noche, en ausencia de radiación total, el balance de radiación es negativo e igual a la radiación efectiva. La distribución del balance de radiación en todo el mundo es bastante uniforme. Los valores anuales del balance de radiación son positivos en todas partes, excepto en la Antártida y Groenlandia. Los valores anuales positivos del balance de radiación significan que el exceso de radiación absorbida se equilibra con la transferencia de calor no radiativo desde la superficie de la tierra a la atmósfera. Esto significa que no hay equilibrio de radiación para la superficie terrestre (la llegada de radiación es mayor que su retorno), pero sí equilibrio termal asegurando la estabilidad de las características térmicas de la atmósfera. Los valores anuales más altos del balance de radiación se observan en la zona ecuatorial entre los 200 de latitud norte y sur. Aquí es más de 40 * 102 MJ / m2. Hacia latitudes más altas, los valores del balance de radiación disminuyen y alrededor del paralelo 60 van desde 8 * 102 a 13 * 102 MJ / m2. Más allá de los polos, el balance de radiación disminuye aún más y asciende a 2 * 102 - 4 * 102 MJ / m2 en la Antártida. El balance de radiación es mayor sobre los océanos que sobre la tierra en las mismas latitudes. También se observan desviaciones significativas de los valores zonales en los desiertos, donde el equilibrio está por debajo del valor latitudinal debido a la gran radiación efectiva. En diciembre, el balance de radiación es negativo en una parte significativa del hemisferio norte al norte del paralelo 40. En el Ártico, alcanza valores de 2 * 102 MJ / m2 e inferiores. Al sur del paralelo 40, aumenta hasta el Trópico Sur (4 * 102 - 6 * 102 MJ / m2), y luego disminuye a Polo Sur, que asciende a 2 * 102 MJ / m2 en la costa de la Antártida. En junio, el balance de radiación es máximo sobre el Trópico Norte (5 * 102 - 6 * 102 MJ / m2). Hacia el norte, disminuye, permaneciendo positivo para el Polo Norte, y hacia el sur, disminuye, volviéndose negativo frente a las costas de la Antártida (-0,4 -0,8 * 102 MJd / m2).
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Fecha de creación de la página: 2017-06-30
Dispositivos y accesorios necesarios: actinómetro termoeléctrico M-3, piranómetro universal M-80M, albedómetro móvil, 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 procedente del Sol. El flujo de ondas electromagnéticas emitidas por el Sol se denomina comúnmente radiación solar. Esta radiación es prácticamente la única fuente de energía para todos los procesos que ocurren en la atmósfera y en la superficie de la tierra, 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 disposición y estructura de las hojas, la duración de la temporada de crecimiento, etc. Cuantitativamente, la radiación solar puede ser caracterizado por un flujo de radiación .
Flujo de radiación - es la cantidad de energía radiante que se entrega por unidad de tiempo por unidad de superficie.
En el sistema SI de unidades, 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 cm 2 por minuto (cal / (cm 2 min)).
1 cal / (cm 2 min) = 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 con una distancia promedio de la Tierra al Sol se llama constante solar S 0... Según el acuerdo internacional de 1981 S 0 = 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 perpendicular a los rayos solares. Esta cantidad depende del ángulo de incidencia de los rayos sobre la superficie horizontal. Para determinar la cantidad de calor que recibe una superficie horizontal por minuto, se utiliza la siguiente fórmula:
S ′ = S pecado h ©
donde S ′ es la cantidad de calor recibida por minuto por la superficie horizontal; S es la cantidad de calor que recibe la superficie perpendicular a la viga; h© - el ángulo formado por el rayo de sol con una superficie horizontal (el ángulo h se llama la altura del sol).
Al pasar por la atmósfera terrestre, la radiación solar se atenúa debido a la absorción y dispersión de los gases y aerosoles atmosféricos. La atenuación del flujo de radiación solar depende de la longitud del camino atravesado 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 rayo en la atmósfera depende de la altura del sol. Cuando el sol está en su cenit, los rayos del sol viajan por el camino más corto. 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 transitables (m> 1). Cuando el sol está cerca del horizonte, los rayos recorren el camino más largo de la atmósfera. Los cálculos muestran que m es 34,4 veces mayor que en la posición del Sol en su cenit. La atenuación del flujo de radiación solar directa en la atmósfera se describe mediante la fórmula de Bouguer. Coeficiente de transparencia pag muestra qué fracción de la radiación solar que llega al límite superior de la atmósfera alcanza la superficie de la tierra en m = 1.
S m = S 0 pm ,
donde S m es el flujo de radiación solar directo que llega a la Tierra; S 0 - constante solar; pag - coeficiente de transparencia; metro- la masa de la atmósfera.
El coeficiente de transparencia depende del contenido de vapor de agua y aerosoles en la atmósfera: cuanto más hay, menor es el coeficiente de transparencia para el mismo número de masas pasables. El coeficiente de transparencia oscila entre 0,60 hasta 0,85.
Tipos de radiación solar
Radiación solar directa(S ′): radiación que llega a la superficie de la tierra 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 altitud 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 llega a la superficie terrestre desde el firmamento. 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 y la capa de nieve. La nubosidad y la capa de nieve tienen un efecto muy importante sobre la radiación dispersa que, debido a la dispersión y la reflexión de la radiación directa y dispersa que cae sobre ellos y su re-dispersión en la atmósfera, puede aumentar varias veces el flujo de radiación dispersa.
La radiación dispersa complementa sustancialmente la radiación solar directa y aumenta significativamente el flujo de energía solar hacia la superficie terrestre.
Radiación total(Q) - la suma de los flujos de radiación directa y dispersa que ingresan a la superficie horizontal:
Antes de la salida del sol, durante el día y después de la puesta del sol, en caso de nubes continuas, la radiación total llega a la tierra por completo, y a bajas alturas solares 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 total aumenta rápidamente y durante el día el flujo es muchas veces mayor que el flujo de radiación dispersa.
La mayor parte del flujo de radiación total que ingresa a la superficie terrestre es absorbido por la capa superior de suelo, agua y vegetación. En este caso, la energía radiante se convierte en calor, calentando las capas absorbentes. El resto del flujo de radiación total se refleja en la superficie de la tierra, formando radiación reflejada(R). Casi todo el flujo de radiación reflejada atraviesa la atmósfera y va al espacio mundial, pero 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.
La reflectividad de varias superficies se llama albedo... Es la relación entre el flujo de radiación reflejada y el flujo total de radiación total incidente en esta superficie:
El albedo se expresa en fracciones de una unidad o como porcentaje. Por tanto, la superficie terrestre refleja una parte del flujo de radiación total, igual a QA, y se absorbe y se convierte en calor - Q (1-A). La última cantidad se llama radiación absorbida.
El albedo de varias superficies terrestres depende principalmente del color y la rugosidad de esas superficies. Las superficies oscuras y rugosas tienen albedos más bajos que las superficies claras y lisas. El albedo de los suelos disminuye al aumentar el contenido de 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 en su alto poder. En promedio, el albedo de las nubes es de aproximadamente 50-60%, en casos individuales- más del 80-85%.
Radiación fotosintéticamente activa(PAR): parte del flujo de radiación total que pueden utilizar las plantas verdes en la fotosíntesis. El caudal PAR se puede calcular mediante la fórmula:
PAR = 0.43S '+ 0.57D,
donde S ′ - radiación solar directa que entra en la superficie horizontal; D - radiación solar difusa.
El flujo de PAR que cae sobre la hoja es absorbido principalmente por ella, porciones mucho más pequeñas de este flujo se reflejan en 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 un 10-12% del flujo total de PAR. De la parte del flujo de PAR absorbida por las hojas, las plantas solo utilizan un pequeño porcentaje de la energía radiante directamente para la fotosíntesis y se convierte en energía química de 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, calentando 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, parte de ella se emite. La radiación de la superficie terrestre se produce las 24 horas del 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 regreso a la superficie de la tierra, así como al espacio exterior. Esta propiedad de la atmósfera para retener el calor emitido por la superficie de la tierra se llama efecto invernadero... La diferencia entre la llegada de calor en forma de contrarradiación 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 por la superficie de la tierra excede significativamente el flujo de calor emitido por la atmósfera. Durante el día, cuando se suma la radiación solar total a la radiación de la atmósfera, se obtiene un exceso de calor, que se destina a 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 denomina equilibrio de radiación capa activa.
La parte entrante del balance de radiación está formada por la radiación solar directa y dispersa, así como por la contrarradiación de la atmósfera. La parte consumible está formada por 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, de la cual depende si será calentada o enfriada.
Si la llegada 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 caudal, entonces el saldo es negativo y la superficie se enfría. El balance de radiación de la superficie terrestre es uno de los principales factores que forman el clima. Depende de la altura del Sol, la duración de la insolación, la naturaleza y condición de la superficie terrestre, la turbidez de la atmósfera, el contenido de vapor de agua en ella, la presencia de nubes, etc.
Instrumentos para medir la radiación solar
Actinómetro termoeléctrico М-3(Fig. 3) está diseñado para medir la intensidad de la radiación solar directa en una superficie perpendicular a los rayos del sol.
El receptor del actinómetro es una termopila de placas alternas de manganina y constantan, formada en forma de asterisco. Las uniones internas de la termopila están pegadas al disco hecho de lámina de plata a través de una junta aislante, el lado del disco que mira hacia el sol está ennegrecido. Las juntas externas se pegan a un anillo de cobre macizo a través de una junta aislante. Está protegido del calentamiento por radiación con un tapón cromado. 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 en forma de anillo) en el tubo para evitar que la radiación dispersa entre en el receptor del actinómetro.
Para observaciones, la flecha en la base del dispositivo 11 (Fig.2) está orientado al norte, y para facilitar el seguimiento del sol, se instala un actinómetro acorde a la latitud del sitio de observación (a lo largo del sector 9 y el riesgo en la parte superior del estante del aparato 10 ). Apuntar al sol se hace con un tornillo 3 y manijas 6 ubicado en la parte superior del aparato. El tornillo permite girar el tubo en un plano vertical; cuando se gira el mango, el tubo se guía detrás del sol. Se hace un pequeño orificio en el diafragma exterior para apuntar con precisión al sol. Hay una pantalla blanca frente a este orificio en la parte inferior del instrumento. 5 ... Con la instalación correcta del dispositivo, el rayo de sol que penetra a través de este orificio debe dar un punto brillante (punto) en el centro de la pantalla.
Arroz. 3 Actinómetro termoeléctrico M-3: 1 - tapa; 2, 3 - tornillos; 4 ejes; 5 - pantalla; 6 - mango; 7 - tubo; 8 ejes; 9 - sector de latitud; 10 - rejilla; 11 - base.
Piranómetro universal M-80M(Fig. 4) está diseñado para medir la radiación total (Q) y dispersada (D). Conociéndolos, es posible calcular la intensidad de la radiación solar directa sobre la superficie horizontal S ′. El piranómetro M-80M tiene un dispositivo para volcar el soporte del instrumento con el receptor hacia abajo, lo que le 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 en blanco y negro en forma de tablero de ajedrez. La mitad de las uniones de termopila están debajo de los glóbulos blancos, la otra mitad debajo de los glóbulos negros. La parte superior del receptor está cubierta con un vidrio hemisférico para protegerlo del viento y la precipitación. Para medir la intensidad de la radiación dispersa, el receptor está sombreado por una pantalla especial 3 ... Durante las mediciones, el receptor del dispositivo se instala estrictamente horizontal; para esto, el piranómetro está equipado con un nivel circular 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 la condensación de humedad en el receptor y el vidrio. Cuando no funciona, el receptor del piranómetro se cierra con una tapa de metal.
Arroz. 4 Piranómetro universal M-80M: 1 - cabezal del piranómetro; 2 - resorte de bloqueo; Bisagra de 3 sombras; 4 - tornillo de ajuste; 5 - base; 6 - bisagra del trípode plegable; 7 - nivel; 8 - tornillo; 9 - rejilla con deshumidificador en el interior; 10 - superficie receptora de termopila.
Albedómetro móvil(Fig. 5) está diseñado para medir las intensidades de la radiación total, dispersa y reflectante en el campo. El receptor es la cabeza del 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 posición horizontal de los receptores se proporciona automáticamente. Con la posición de la superficie receptora del dispositivo hacia arriba, se determina la radiación total Q. Luego, para medir la radiación reflejada R, el mango del albedómetro se gira 180 °. Conociendo estos valores, puede determinar el albedo.
Medidor de equilibrio termoeléctrico M-10M(Fig. 6) está diseñado para medir el balance de radiación total de la superficie subyacente. El receptor del equilibrador es una termopila. forma cuadrada que consta de muchas barras de cobre 5 envuelto en cinta de constantan 10 ... La mitad de cada tornillo de la cinta está galvanizado plateado, el principio y el final de la capa de plata 9 son uniones térmicas. 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 está alojado en un marco de metal redondo. 1 ... Al medir, se ubica estrictamente horizontalmente utilizando un nivel de superposición especial. Para ello, el receptor del medidor de equilibrio se monta sobre una rótula. 15 ... Para aumentar la precisión de la medición, el receptor del medidor de equilibrio puede protegerse de la radiación solar directa mediante un escudo redondo. 12 ... La intensidad de la radiación solar directa se mide en este caso con un actinómetro o piranómetro.
Arroz. 5 Albedómetro móvil: 1 - cabezal de piranómetro; 2 - tubo; 3 - cardán; 4 - mango
Arroz. 6 Contador de equilibrio termoeléctrico M-10M: a) - sección transversal esquemática: b) - termopila separada; c) - apariencia; 1 - marco del receptor; 2 - placa receptora; 3, 4 - articulaciones; 5 - barra de cobre; 6, 7 - aislamiento; 8 - termopila; 9 - capa de plata; 10 - cinta de constantan; 11 - manejar; 12 - pantalla de sombra; 13, 15 - bisagras; 14 - bar; 16 - tornillo; 17 - tapa
Instrumentos para medir la duración de la energía solar.
brillo 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 obtener un quemado en una cinta especial, fijada en el foco óptico de una lente de vidrio esférico, y no es menor de 0,1 kW / m 2.
La duración de la luz solar se mide con un heliógrafo (Fig. 7).
Heliógrafo universal modelo GU-1(figura 7). La base del dispositivo es una placa de metal plana con dos postes. 1 ... Entre los postes en el eje horizontal 2 reforzado la parte móvil del dispositivo, que consta de una columna 3 con extremidad 4 y tope inferior 7 , grapas 6 con una taza 5 y la parada superior 15 y una bola de cristal 8 que es una lente esférica. Un sector está fijo en un extremo del eje horizontal. 9 con una escala de latitudes. Al mover el eje horizontal 2 el instrumento de oeste a este y girando la parte superior del instrumento a su alrededor, el eje de la columna 3 está instalado paralelo al eje de rotación de la Tierra (eje del mundo). Se utiliza un tornillo para asegurar el ángulo de inclinación establecido del eje de la columna. 11 .
Parte superior el instrumento se puede girar alrededor del eje de la columna 3 y fijo en cuatro posiciones específicas. Para ello, se utiliza un pin especial. 12 , que se inserta a través del orificio del dial 4 en uno de los cuatro orificios del disco 13 fijo en el eje 2 ... La alineación de los agujeros en la extremidad. 4 y disco 13 determinado por la coincidencia de las marcas A, B, C y D en el cuadrante 4 con índice 14 en disco.
Arroz. 7 Heliógrafo universal modelo GU - 1.
1 - rejilla; 2 - eje horizontal; 3 - columna; 4 - extremidad; 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 pines; 13 - disco; 14 - índice en el disco; 15 - tope superior.
En el sitio meteorológico, el heliógrafo se instala en un pilar de hormigón o madera de 2 m de altura, en cuya parte superior hay una plataforma hecha de tablas con un grosor de al menos 50 mm, de modo que en cualquier posición del Sol relativo a los lados del horizonte, edificios separados, árboles y objetos aleatorios no lo oscurecen. Se instala estrictamente horizontal y orientado a lo largo del meridiano geográfico y 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 en la bola debilita y distorsiona el quemado de la cinta de heliógrafo.
Dependiendo de la posible duración de la insolación, la grabación de un día debe realizarse en una, dos o tres cintas. Dependiendo de la temporada, se deben usar bandas rectas o curvas y colocarlas en las ranuras superior, media o inferior de la taza. Las cintas de marcadores deben combinarse del mismo color durante todo el mes.
Para la conveniencia 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.
Medidor de luz U-16(Fig. 8) se utiliza para medir la iluminación creada por la luz o fuentes de luz artificial.
Arroz. 8 Luxómetro U - 16. 1 - fotocélula; 2 - hilos; 3 metros; 4 - absorbedor; 5 - terminales; 6 - cambio de límites de medición; 7 - corrector de pruebas.
El dispositivo consta de una fotocélula de selenio 1 conectado por un cable 2 con medidor 3 y absorbedor 4 ... La fotocélula está encerrada en una caja de plástico con un marco de metal; para aumentar el rango de medición en 100 veces, se coloca un absorbedor de vidrio de leche en la caja. El medidor de luz es un indicador de cuadrante magnetoeléctrico montado en una caja de plástico con una ventana de escala. En la parte inferior del cuerpo hay un corrector. 7 para poner la flecha a cero, en la parte superior - bornes 5 para conectar los cables de la fotocélula y la perilla para cambiar los límites de medición 6 .
La escala del medidor está dividida en 50 divisiones y tiene 3 filas de números correspondientes a los tres límites de medición: hasta 25, 100 y 500 lux (lx). Cuando se usa un absorbedor, los límites se aumentan a 2500, 10000 y 50,000 lux.
Cuando se trabaja con un fotómetro, es necesario controlar cuidadosamente la limpieza de la fotocélula y el absorbedor; si se ensucian, límpielos con un hisopo de algodón humedecido en alcohol.
La fotocélula se coloca horizontalmente durante las mediciones. El corrector fijó la flecha del medidor en división cero. Conecte la fotocélula al medidor y tome medidas después de 4-5 s. Para reducir las sobrecargas, comienzan con un límite de medición más grande, luego se mueven a límites más pequeños hasta que la flecha está en la parte de trabajo de la escala. La lectura se toma en divisiones de escala. En caso de pequeñas desviaciones de la flecha, para mejorar la precisión de la medición, se recomienda cambiar el medidor a un límite inferior. Para evitar la fatiga de la fotocélula de selenio, sombree la fotocélula durante 3-5 minutos cada 5-10 minutos de funcionamiento del dispositivo.
La iluminación se determina multiplicando la lectura por el valor de división de la escala y por el factor de corrección (para luz natural es 0,8, para lámparas incandescentes -1). La división de la escala es igual al límite de medición dividido por 50. Cuando se utilizan uno o dos absorbedores, el valor resultante se multiplica por 100 o 10000, respectivamente.
1 Familiarícese con el dispositivo de dispositivos termoeléctricos (actinómetro, piranómetro, albedómetro, medidor de equilibrio).
2 Familiarizarse con el dispositivo del heliógrafo universal, con los métodos de su instalación en diferentes épocas del año.
3 Familiarícese con el dispositivo del medidor de luz, mida la iluminación natural y artificial en la audiencia.
Coloque las entradas en un cuaderno.
La Tierra recibe del Sol 1,36 * 10-24 calorías de calor al año. En comparación con esta cantidad de energía, el resto de la llegada de energía radiante a la superficie de la Tierra es insignificante. Así, la energía radiante de las estrellas es la cien millonésima parte de la energía solar, la radiación cósmica es dos mil millonésimas de fracción, el calor interno de la Tierra en su superficie es igual a una cinco milésima parte del calor solar.
Radiación del sol - radiación solar- es la principal fuente de energía para casi todos los procesos que ocurren en la atmósfera, la hidrosfera y en las capas superiores de la litosfera.
La unidad de medida de la intensidad de la radiación solar es el número de calorías de calor absorbidas por 1 cm2 de una superficie absolutamente negra perpendicular a la dirección de los rayos del sol en 1 minuto (cal / cm2 * min).
El flujo de energía radiante del Sol que llega a la atmósfera terrestre es muy constante. Su intensidad se denomina constante solar (Io) y se toma en promedio igual a 1,88 kcal / cm2 min.
El valor de la constante solar fluctúa dependiendo de la distancia de la Tierra al Sol y de la actividad solar. Sus fluctuaciones durante el año son del 3,4-3,5%.
Si los rayos del sol cayeran por todas partes sobre la superficie de la tierra verticalmente, entonces, en ausencia de atmósfera y con una constante solar de 1,88 cal / cm2 * min, cada centímetro cuadrado recibiría 1000 kcal por año. Debido al hecho de que la Tierra es esférica, este número se reduce 4 veces y 1 cuadrado. cm recibe un promedio de 250 kcal por año.
La cantidad de radiación solar que recibe una superficie depende del ángulo de incidencia de los rayos.
La cantidad máxima de radiación es recibida por la superficie perpendicular a la dirección de los rayos del sol, porque en este caso toda la energía se distribuye sobre un área con una sección transversal igual a la sección transversal del haz de rayos - a. Con una incidencia oblicua del mismo haz de rayos, la energía se distribuye sobre un área grande (sección c) y una unidad de superficie recibe una cantidad menor. Cuanto menor sea el ángulo de incidencia de los rayos, menor será la intensidad de la radiación solar.
La dependencia de la intensidad de la radiación solar del ángulo de incidencia de los rayos se expresa mediante la fórmula:
I1 = I0 * sen h,
donde I0 es la intensidad de la radiación solar con una gran incidencia de rayos. Fuera de la atmósfera: la constante solar;
I1 es la intensidad de la radiación solar cuando los rayos del sol caen en un ángulo h.
I1 es tantas veces menor que I0 como la sección a es menor que la sección b.
La figura 27 muestra que a / b = sen A.
El ángulo de incidencia de los rayos solares (la altura del Sol) es de 90 ° solo en latitudes de 23 ° 27 "N a 23 ° 27" S. (es decir, entre los trópicos). En otras latitudes, siempre es inferior a 90 ° (Tabla 8). De acuerdo con una disminución en el ángulo de incidencia de los rayos, la intensidad de la radiación solar que ingresa a la superficie también debería disminuir. diferentes latitudes... Dado que la altura del Sol no se mantiene constante durante todo el año y durante el día, la cantidad de calor solar que recibe la superficie cambia constantemente.
La cantidad de radiación solar recibida por la superficie está en proporción directa desde la duración de su iluminación por los rayos del sol.
En la zona ecuatorial fuera de la atmósfera, la cantidad de calor solar durante el año no experimenta grandes fluctuaciones, mientras que en latitudes altas estas fluctuaciones son muy grandes (ver Tabla 9). En invierno, las diferencias en la llegada de calor solar entre latitudes altas y bajas son especialmente significativas. En el verano, en condiciones de iluminación continua, las regiones polares reciben la máxima cantidad de calor solar por día en la Tierra. El día del solsticio de verano en el hemisferio norte, es un 36% más alto que la suma diaria de calor en el ecuador. Pero dado que la duración del día en el ecuador no es de 24 horas (como en este momento en el polo), sino de 12 horas, la cantidad de radiación solar por unidad de tiempo en el ecuador sigue siendo la mayor. El máximo de verano del calor solar total diario, observado en aproximadamente 40-50 ° de latitud, está asociado con un día relativamente largo (mayor que en este momento en 10-20 ° de latitud) a una altura significativa del Sol. Las diferencias en la cantidad de calor recibido por las regiones ecuatorial y polar son menores en verano que en invierno.
El hemisferio sur recibe más calor en verano que el hemisferio norte, y viceversa en invierno (afecta el cambio en la distancia de la Tierra al Sol). Y si la superficie de ambos hemisferios fuera completamente uniforme, las amplitudes anuales de las fluctuaciones de temperatura en el hemisferio sur serían mayores que en el norte.
La radiación solar en la atmósfera sufre cambios cuantitativos y cualitativos.
Incluso perfecta, seca y limpia, la atmósfera absorbe y dispersa los rayos, reduciendo la intensidad de la radiación solar. El efecto debilitador de una atmósfera real que contiene vapor de agua y material particulado sobre la radiación solar es mucho mayor que el ideal. La atmósfera (oxígeno, ozono, dióxido de carbono, polvo y vapor de agua) absorbe principalmente rayos ultravioleta e infrarrojos. La energía radiante del Sol absorbida por la atmósfera se convierte en otro tipo de energía: térmica, química, etc. En general, la absorción debilita la radiación solar en un 17-25%.
Los rayos con ondas relativamente cortas (violetas, azules) son dispersados por moléculas de gases en la atmósfera. Esto explica el color azul del cielo. Las impurezas se dispersan por igual en haces con ondas de diferentes longitudes. Por tanto, con su contenido significativo, el cielo adquiere un tinte blanquecino.
Debido a la dispersión y el reflejo de la luz solar en la atmósfera, la luz del día se observa en los días nublados, los objetos a la sombra son visibles y se produce el fenómeno del crepúsculo.
Cuanto más largo sea el trayecto del rayo en la atmósfera, mayor será su espesor debe pasar y más significativamente se atenuará la radiación solar. Por lo tanto, con el aumento, la influencia de la atmósfera sobre la radiación disminuye. La longitud de la trayectoria de los rayos del sol en la atmósfera depende de la altura del sol. Si tomamos la longitud de la trayectoria del rayo solar en la atmósfera como una unidad a una altura del Sol de 90 ° (m), la relación entre la altura del Sol y la longitud de la trayectoria del rayo en el La atmósfera será como se muestra en la Tabla. diez.
La atenuación general de la radiación en la atmósfera a cualquier altura del Sol se puede expresar mediante la fórmula de Bouguer: Im = I0 * pm, donde Im es la intensidad de la radiación solar en la superficie terrestre modificada en la atmósfera; I0 - constante solar; m es la trayectoria del rayo en la atmósfera; a una altura del Sol de 90 °, es igual a 1 (la masa de la atmósfera), p es el coeficiente de transparencia (un número fraccionario que muestra qué fracción de radiación llega a la superficie en m = 1).
A una altura del Sol de 90 °, en m = 1, la intensidad de la radiación solar en la superficie terrestre I1 es p veces menor que Io, es decir, I1 = Io * p.
Si la altura del Sol es menor de 90 °, entonces m es siempre mayor que 1. La trayectoria del rayo de sol puede constar de varios segmentos, cada uno de los cuales es igual a 1. La intensidad de la radiación solar en el límite entre el primero (aa1) y segundo (a1a2) segmentos I1 es, obviamente, Io * p, intensidad de radiación después de pasar el segundo segmento I2 = I1 * p = I0 p * p = I0 p2; I3 = I0p3 etc.
La transparencia de la atmósfera es inconsistente y desigual en diferentes condiciones... La relación entre la transparencia de la atmósfera real y la transparencia de la atmósfera ideal, el factor de turbidez, es siempre mayor que uno. Depende del contenido de vapor de agua y polvo en el aire. Al aumentar la latitud, el factor de turbidez disminuye: en latitudes de 0 a 20 ° N. NS. es igual en promedio a 4.6, en latitudes de 40 a 50 ° N. NS. - 3,5, en latitudes de 50 a 60 ° N. NS. - 2.8 y en latitudes de 60 a 80 ° N. NS. - 2.0. En latitudes templadas, el factor de turbidez es menor en invierno que en verano, y menor por la mañana que por la tarde. Disminuye con la altura. Cuanto mayor sea el factor de turbidez, mayor será la atenuación de la radiación solar.
Distinguir Radiación solar directa, dispersa y total.
Parte de la radiación solar que penetra a través de la atmósfera hasta la superficie terrestre es radiación directa. Parte de la radiación dispersada por la atmósfera se convierte en radiación dispersa. Toda la radiación solar que ingresa a la superficie terrestre, directa y dispersa, se denomina radiación total.
La relación entre radiación directa y dispersa varía considerablemente según la nubosidad, el polvo de la atmósfera y también la altura del Sol. En un cielo despejado, la fracción de radiación dispersa no supera el 0,1%; en un cielo nublado, la radiación dispersa puede ser mayor que la directa.
A baja altitud solar, la radiación total se dispersa casi por completo. A una altura del Sol de 50 ° y un cielo despejado, la fracción de radiación dispersa no supera el 10-20%.
Los mapas de los valores medios anuales y mensuales de la radiación total permiten advertir las principales regularidades en su distribución geográfica... Los valores anuales de radiación total se distribuyen principalmente zonal. La mayor cantidad anual de radiación total en la Tierra es recibida por la superficie en los desiertos tropicales del interior (Sahara Oriental y Arabia central). Una disminución notable en la radiación total en el ecuador es causada por la alta humedad del aire y las nubes grandes. En el Ártico, la radiación total es de 60 a 70 kcal / cm2 por año; en la Antártida, debido a la frecuente recurrencia de días despejados y la mayor transparencia de la atmósfera, es algo mayor.
En junio, el hemisferio norte recibe las mayores cantidades de radiación, y especialmente las regiones tropicales y subtropicales del interior. Las cantidades de radiación solar recibidas por la superficie en las latitudes templadas y polares del hemisferio norte difieren poco debido principalmente a la larga duración del día en las regiones polares. Zonificación en la distribución de la radiación total. continentes en el hemisferio norte y en las latitudes tropicales del hemisferio sur casi no se expresa. Se manifiesta mejor en el hemisferio norte sobre el océano y se expresa claramente en las latitudes extratropicales del hemisferio sur. En el círculo polar sur, la radiación solar total se acerca a 0.
En diciembre, la mayor cantidad de radiación ingresa al hemisferio sur. La alta superficie de hielo de la Antártida con alta transparencia del aire recibe una radiación total significativamente mayor que la superficie del Ártico en junio. Hay mucho calor en los desiertos (Kalahari, Gran Australiano), pero debido a la mayor oceanicidad del hemisferio sur (la influencia de la alta humedad y nubosidad del aire), su suma es algo menor aquí que en junio en las mismas latitudes. del hemisferio norte. En las latitudes ecuatoriales y tropicales del hemisferio norte, la radiación total cambia relativamente poco, y la zonificación en su distribución se expresa claramente sólo al norte del trópico norte. Con el aumento de la latitud, la radiación total disminuye con bastante rapidez, su isolina cero se extiende algo al norte del Círculo Polar Ártico.
La radiación solar total, que cae sobre la superficie de la Tierra, se refleja parcialmente en la atmósfera. La relación entre la cantidad de radiación reflejada de una superficie y la cantidad de radiación que cae sobre esta superficie se llama albedo... Albedo caracteriza la reflectividad de una superficie.
El albedo de la superficie terrestre depende de su estado y propiedades: color, humedad, rugosidad, etc. La nieve recién caída tiene la mayor reflectividad (85-95%). Una superficie de agua en calma refleja solo un 2-5% cuando los rayos del sol caen abruptamente sobre ella, y cuando el sol está bajo, casi todos los rayos caen sobre ella (90%). Albedo de chernozem seco - 14%, húmedo - 8, bosque - 10-20, vegetación de pradera - 18-30, superficie arenosa del desierto - 29-35, superficie del hielo marino - 30-40%.
El gran albedo de la superficie del hielo, especialmente la cubierta de nieve recién caída (hasta un 95%), es el motivo de las bajas temperaturas en las regiones polares en el verano, cuando la llegada de la radiación solar es significativa.
Radiación de la superficie y la atmósfera de la tierra. Cualquier cuerpo con una temperatura superior al cero absoluto (más de menos 273 °) emite energía radiante. La emisividad total de un cuerpo absolutamente negro es proporcional a la cuarta potencia de su temperatura absoluta (T):
E = σ * T4 kcal / cm2 por minuto (ley de Stefan-Boltzmann), donde σ es un coeficiente constante.
Cuanto mayor sea la temperatura del cuerpo emisor, más cortas serán las longitudes de onda de los rayos nm emitidos. El sol incandescente envía al espacio radiación de onda corta... La superficie terrestre, al absorber la radiación solar de onda corta, se calienta y también se convierte en una fuente de radiación (radiación terrestre). Ho, dado que la temperatura de la superficie de la tierra no excede varias decenas de grados, su Radiación de longitud de onda larga, invisible.
La radiación de la Tierra está atrapada en gran parte por la atmósfera (vapor de agua, dióxido de carbono, ozono), pero los rayos con una longitud de onda de 9-12 micrones salen libremente de la atmósfera y, por lo tanto, la Tierra pierde algo de su calor.
La atmósfera, absorbiendo parte de la radiación solar que la atraviesa y más de la mitad de la radiación terrestre, irradia energía tanto al espacio mundial como a la superficie terrestre. La radiación atmosférica dirigida hacia la superficie de la tierra hacia la tierra se llama contrarrestar la radiación. Esta radiación, como terrestre, de onda larga, invisible.
En la atmósfera, hay dos flujos de radiación de onda larga: radiación de la superficie de la Tierra y radiación de la atmósfera. La diferencia entre ellos, que determina la pérdida de calor real por la superficie de la tierra, se llama Radiación eficaz. Cuanto mayor sea la temperatura de la superficie emisora, mayor será la radiación efectiva. La humedad del aire reduce la radiación efectiva y las nubes la reducen en gran medida.
El valor más alto de las sumas anuales de radiación efectiva se observa en los desiertos tropicales (80 kcal / cm2 por año) debido a alta temperatura superficie, aire seco y cielo despejado. En el ecuador, con una alta humedad del aire, la radiación efectiva es de solo 30 kcal / cm2 por año, y su valor para la tierra y el océano es muy poco diferente. Radiación menos eficaz en regiones polares. En latitudes templadas, la superficie terrestre pierde aproximadamente la mitad de la cantidad de calor que recibe de la absorción de la radiación total.
La capacidad de la atmósfera para transmitir radiación de longitud de onda corta del Sol (radiación directa y dispersa) y para bloquear la radiación de longitud de onda larga de la Tierra se denomina efecto invernadero (efecto invernadero). Debido al efecto invernadero, la temperatura media de la superficie terrestre es de + 16 °, en ausencia de atmósfera sería de -22 ° (38 ° más baja).
Balance de radiación (radiación residual). La superficie de la tierra recibe radiación y la transmite simultáneamente. La llegada de radiación está compuesta por la radiación solar total y la contrarradiación de la atmósfera. El consumo es el reflejo de los rayos solares de la superficie (albedo) y la radiación intrínseca de la superficie terrestre. La diferencia entre la llegada y el consumo de radiación - equilibrio de radiación, o Radiación residual. El valor del balance de radiación está determinado por la ecuación
R = Q * (1-α) - Yo,
donde Q es la radiación solar total por unidad de superficie; α - albedo (fracción); Yo - radiación efectiva.
Si la entrada es mayor que el caudal, el balance de radiación es positivo; si la entrada es menor que el caudal, el balance es negativo. Por la noche, en todas las latitudes, el balance de radiación es negativo, por la tarde hasta el mediodía, positivo en todas partes, excepto en las latitudes altas en invierno; tarde - negativo de nuevo. En promedio, el balance de radiación por día puede ser tanto positivo como negativo (Tabla 11).
El mapa de las sumas anuales del balance de radiación de la superficie terrestre muestra cambio abrupto las posiciones de las isolíneas durante su transición de la tierra al océano. Como regla general, el balance de radiación de la superficie del océano excede el balance de radiación de la tierra (la influencia del albedo y la radiación efectiva). La distribución del balance de radiación es generalmente zonal. En el océano en latitudes tropicales, los valores anuales del balance de radiación alcanzan 140 kcal / cm2 (Mar Arábigo) y no superan las 30 kcal / cm2 en el borde del hielo flotante. Las desviaciones de la distribución zonal del balance de radiación en el océano son insignificantes y están causadas por la distribución de la nubosidad.
En tierra en latitudes ecuatoriales y tropicales, los valores anuales del balance de radiación varían de 60 a 90 kcal / cm2, dependiendo de las condiciones de humedad. La mayor cantidades anuales el balance de radiación se observa en aquellas regiones donde el albedo y la radiación efectiva son relativamente bajos (humedad selvas tropicales, sabana). Su valor más bajo se encuentra en regiones muy húmedas (gran nubosidad) y muy secas (alta radiación efectiva). En latitudes templadas y altas, el valor anual del balance de radiación disminuye al aumentar la latitud (el efecto de una disminución en la radiación total).
Las sumas anuales del balance de radiación sobre las regiones centrales de la Antártida son negativas (varias calorías por 1 cm2). En el Ártico, estos valores son cercanos a cero.
En julio, el balance de radiación de la superficie terrestre en una parte significativa del hemisferio sur es negativo. Línea saldo cero corre entre 40 y 50 ° S. NS. El valor más alto del balance de radiación se alcanza en la superficie del Océano en las latitudes tropicales del hemisferio norte y en la superficie de algunos mares interiores, por ejemplo, el Mar Negro (14-16 kcal / cm2 por mes).
En enero, la línea de saldo cero se ubica entre 40 y 50 ° N. NS. (sobre los océanos, se eleva algo hacia el norte, sobre los continentes, desciende hacia el sur). Una parte significativa del hemisferio norte tiene un balance de radiación negativo. Los mayores valores del balance de radiación se limitan a las latitudes tropicales del hemisferio sur.
En promedio, el balance de radiación de la superficie terrestre es positivo por año. En este caso, la temperatura de la superficie no aumenta, sino que permanece aproximadamente constante, lo que solo puede explicarse por el consumo continuo de exceso de calor.
El balance de radiación de la atmósfera está formado por la radiación solar y terrestre absorbida, por un lado, y la radiación atmosférica, por otro. Siempre es negativo, ya que la atmósfera absorbe solo una pequeña parte de la radiación solar e irradia casi tanto como la superficie.
El balance de radiación de la superficie y la atmósfera juntas, en su conjunto, para toda la Tierra durante un año es igual a cero en promedio, pero en latitudes puede ser tanto positivo como negativo.
La consecuencia de tal distribución del balance de radiación debería ser la transferencia de calor en la dirección del ecuador a los polos.
Balance de calor. El balance de radiación es el componente más importante del balance de calor. La ecuación del balance de calor de la superficie muestra cómo la energía de la radiación solar entrante se convierte en la superficie de la tierra:
donde R es el balance de radiación; LE - consumo de calor por evaporación (L - calor latente de vaporización, E - evaporación);
P - intercambio de calor turbulento entre la superficie y la atmósfera;
A - intercambio de calor entre la superficie y las capas subyacentes de suelo o agua.
El balance de radiación de una superficie se considera positivo si la radiación absorbida por la superficie supera las pérdidas de calor y negativo si no las compensa. Todos los demás términos del balance de calor se consideran positivos si debido a ellos hay una pérdida de calor por la superficie (si corresponden al consumo de calor). Porque. todos los términos de la ecuación pueden cambiar, el equilibrio de calor se altera constantemente y se restablece de nuevo.
La ecuación anterior del balance de calor de la superficie es aproximada, ya que no toma en cuenta algunas menores, sino en condiciones específicas factores que van ganando importancia, por ejemplo, la liberación de calor durante la congelación, su consumo para fundir, etc.
El balance de calor de la atmósfera se compone del balance de radiación de la atmósfera Ra, calor proveniente de la superficie, Pa, calor liberado a la atmósfera durante la condensación, LE y transferencia de calor horizontal (advección) Aa. El balance de radiación de la atmósfera es siempre negativo. La entrada de calor como resultado de la condensación de humedad y los valores de intercambio de calor turbulento son positivos. La advección de calor conduce, en promedio, por año a su transferencia de latitudes bajas a latitudes altas: así, significa consumo de calor en latitudes bajas y llegada a latitudes altas. En una derivación a largo plazo, el balance de calor de la atmósfera se puede expresar mediante la ecuación Ra = Pa + LE.
El balance de calor de la superficie y la atmósfera juntas, en conjunto, en el promedio a largo plazo es igual a 0 (Fig. 35).
El valor de la radiación solar que ingresa a la atmósfera por año (250 kcal / cm2) se toma como 100%. La radiación solar, que penetra en la atmósfera, se refleja parcialmente en las nubes y vuelve a salir de la atmósfera - 38%, parcialmente absorbida por la atmósfera - 14% y parcialmente en forma de radiación solar directa llega a la superficie de la tierra - 48%. Del 48% que ha llegado a la superficie, el 44% es absorbido por ella y el 4% se refleja. Así, el albedo de la Tierra es 42% (38 + 4).
La radiación absorbida por la superficie terrestre se consume de la siguiente manera: el 20% se pierde por radiación efectiva, el 18% se gasta en evaporación de la superficie, el 6% se gasta en calentar el aire durante el intercambio de calor turbulento (total 24%). El consumo de calor por la superficie equilibra su llegada. El calor recibido por la atmósfera (14% directamente del Sol, 24% de la superficie terrestre), junto con la radiación efectiva de la Tierra, se dirige al espacio. El albedo de la Tierra (42%) y la radiación (58%) equilibran el suministro de radiación solar a la atmósfera.
La cantidad de radiación solar directa (S) que llega a la superficie terrestre en un cielo despejado depende de la altura del sol y la transparencia. La tabla de tres zonas latitudinales muestra la distribución de las sumas mensuales de radiación directa en un cielo despejado (sumas posibles) en forma de valores promediados para los meses centrales de las estaciones y el año.
La mayor llegada de radiación directa a la parte asiática se debe a la mayor transparencia de la atmósfera en esta región. Los altos valores de radiación directa en verano en las regiones del norte de Rusia se explican por una combinación de alta transparencia de la atmósfera y días largos.
Reduce la llegada de radiación directa y puede cambiar significativamente su curso diario y anual. Sin embargo, en condiciones de nube promedio, el factor astronómico es predominante y, por lo tanto, la máxima radiación directa se observa a la mayor altitud del sol.
En la mayoría de las regiones continentales de Rusia, en los meses de primavera-verano, la radiación directa en las horas previas al mediodía es mayor que en la tarde. Esto está asociado con el desarrollo de nubosidad convectiva en las horas de la tarde y con una disminución de la transparencia de la atmósfera en este momento del día en comparación con las horas de la mañana. En invierno, la relación entre los valores de radiación antes del mediodía y los de la tarde es opuesta: los valores de radiación directa antes del mediodía son más bajos debido a la máxima nubosidad matutina y su disminución en la segunda mitad del día. La diferencia entre los valores de radiación directa antes y por la tarde puede alcanzar el 25-35%.
En el curso anual, el máximo de radiación directa cae en junio-julio, con la excepción de las regiones del Lejano Oriente, donde se desplaza a mayo, y en el sur de Primorye en septiembre, se observa un máximo secundario.
La cantidad máxima mensual de radiación directa en el territorio de Rusia es del 45 al 65% de la posible con un cielo despejado, e incluso en el sur de la parte europea alcanza solo el 70%. Valores mínimos se celebra en diciembre y enero.
La contribución de la radiación directa a la llegada total en condiciones reales de nubosidad alcanza su máximo en los meses de verano y promedia el 50-60%. Una excepción es el Territorio de Primorsky, donde la mayor contribución de radiación directa recae en los meses de otoño e invierno.
La distribución de la radiación directa en condiciones de nubosidad promedio (real) sobre el territorio de Rusia depende en gran medida. Esto conduce a una violación notable de la distribución zonal de la radiación en ciertos meses. Esto es especialmente evidente en primavera... Entonces, en abril, hay dos máximos: uno en las regiones del sur
Si la atmósfera dejara pasar todos los rayos del sol a la superficie de la tierra, entonces el clima de cualquier punto de la Tierra dependería únicamente de la latitud geográfica. Por eso se creía en la antigüedad. Sin embargo, cuando los rayos del sol atraviesan la atmósfera terrestre, como ya hemos visto, su debilitamiento se produce debido a los procesos simultáneos de absorción y dispersión. Las gotas de agua y los cristales de hielo, que forman las nubes, absorben y se dispersan mucho.
Esa parte de la radiación solar que ingresa a la superficie de la tierra después de esparcirla por la atmósfera y las nubes se llama Radiación dispersa. Esa parte de la radiación solar que atraviesa la atmósfera sin dispersarse se llamaRadiación directa.
La radiación se dispersa no solo por las nubes, sino también en un cielo despejado, por moléculas, gases y partículas de polvo. La relación entre radiación directa y dispersa varía ampliamente. Si, con un cielo despejado y una incidencia vertical de luz solar, la fracción de radiación dispersa es 0,1% directa, entonces
en un cielo nublado, la radiación dispersa puede ser más directa.
En partes del mundo donde prevalece el clima despejado, como Asia Central, la principal fuente de calentamiento de la superficie terrestre es la radiación solar directa. Donde predomina el tiempo nublado, como, por ejemplo, en el norte y noroeste del territorio europeo de la URSS, la radiación solar difusa se vuelve imprescindible. La bahía de Tikhaya, ubicada al norte, recibe radiación dispersa casi una vez y media más que la recta (Cuadro 5). En Tashkent, por el contrario, la radiación dispersa es menos de 1/3 de la radiación directa. La radiación solar directa en Yakutsk es mayor que en Leningrado. Esto se explica por el hecho de que en Leningrado hay más días nublados y menos transparencia del aire.
Albedo de la superficie terrestre. La superficie de la tierra tiene la capacidad de reflejar los rayos que caen sobre ella. La cantidad de radiación absorbida y reflejada depende de las propiedades de la superficie terrestre. La relación entre la cantidad de energía radiante reflejada desde la superficie del cuerpo y la cantidad de energía radiante incidente se llama albedo. Albedo caracteriza la reflectividad de una superficie corporal. Cuando, por ejemplo, dicen que el albedo de la nieve recién caída es del 80-85%, esto significa que el 80-85% de toda la radiación que cae sobre la superficie de la nieve se refleja en ella.
El albedo de la nieve y el hielo depende de su pureza. V ciudades industriales debido a la deposición de diversas impurezas en la nieve, principalmente hollín, el albedo es menor. Por el contrario, en las regiones árticas el albedo de la nieve llega a veces al 94%. Dado que el albedo de la nieve es el más alto en comparación con el albedo de otros tipos de la superficie terrestre, entonces, con una capa de nieve, el calentamiento de la superficie terrestre se produce débilmente. El albedo de hierba y arena es mucho menor. El albedo de la vegetación herbácea es del 26% y el de la arena es del 30%. Esto significa que la hierba absorbe el 74% de la energía solar y la arena el 70%. La radiación absorbida se utiliza para la evaporación, el crecimiento de las plantas y el calentamiento.
El agua tiene la mayor capacidad de absorción. Los mares y océanos absorben alrededor del 95% de la energía solar entrante en su superficie, es decir, el albedo del agua es del 5% (Fig. 9). Es cierto que el albedo del agua depende del ángulo de incidencia de los rayos del sol (V.V. Shuleikin). Con incidencia vertical de rayos desde la superficie agua pura sólo se refleja el 2% de la radiación, y cuando el sol está bajo, casi toda.
