- caracteristici generale radiatie solara
- Drept radiatie solara
- Radiația solară totală
- Absorbția radiației solare în atmosferă
Energia radiantă de la Soare sau radiația solară este principala sursă de căldură pentru suprafața Pământului și pentru atmosfera sa. Radiația care vine de la stele și Lună este neglijabilă în comparație cu radiația solară și nu aduce o contribuție semnificativă la procesele termice de pe Pământ. Fluxul de căldură direcționat către suprafață din adâncurile planetei este, de asemenea, neglijabil. Radiația solară se propagă în toate direcțiile de la sursă (Soarele) sub formă de unde electromagnetice la o viteză apropiată de 300.000 km / sec. În meteorologie, radiația termică este luată în considerare în principal, care este determinată de temperatura corpului și emisivitatea acestuia. Radiația termică are lungimi de undă variind de la sute de micrometri până la miimi de micrometru. Razele X și radiațiile gamma nu sunt luate în considerare în meteorologie, deoarece practic nu intră în atmosfera inferioară. Radiațiile termice sunt de obicei împărțite în unde scurte și unde lungi. Radiațiile cu unde scurte se numesc radiații în lungimea de undă de la 0,1 la 4 microni, unde lungi - de la 4 la 100 microni. Radiația solară care ajunge la suprafața Pământului este cu undă scurtă de 99%. Radiațiile cu unde scurte sunt împărțite în radiații ultraviolete (UV), cu lungimi de undă cuprinse între 0,1 și 0,39 microni; lumina vizibilă (BC) - 0,4 - 0,76 microni; infraroșu (IR) - 0,76 - 4 microni. Soarele și radiațiile infraroșii furnizează cea mai mare energie: soarele reprezintă 47% din energia radiantă, infrarosu - 44%, iar UV - doar 9% din energia radiantă. Această distribuție a radiației termice corespunde distribuției energiei în spectrul unui corp absolut negru cu o temperatură de 6000K. Această temperatură este considerată condiționată apropiată de temperatura reală de pe suprafața soarelui (în fotosferă, care este sursa energiei radiante a soarelui). Energia radiantă maximă la această temperatură a emițătorului, conform legii lui Wien, l = 0,2898 / T (cm * deg). (1) cade pe raze albastru-albastru cu lungimi de aproximativ 0,475 microni (l. Este lungimea de undă, T este temperatura absolută a emițătorului). Cantitatea totală de energie termică radiată este proporțională, conform legii Stefan-Boltzmann, de gradul al patrulea temperatura absolută emițător: E = sT 4 (2) unde s = 5,7 * 10-8 W / m 2 * K 4 (constanta Stefan-Boltzmann). Măsura cantitativă a radiației solare care ajunge la suprafață este iradianța sau densitatea fluxului de radiație. Iluminarea radiantă este cantitatea de energie radiantă livrată pe unitate de suprafață pe unitate de timp. Se măsoară în W / m2 (sau kW / m2). Aceasta înseamnă că 1 J (sau 1 kJ) de energie radiantă este furnizată pe 1 m 2 pe secundă. Iluminarea energetică a radiației solare care cade pe o zonă a unei unități de zonă perpendiculară pe razele solare pe unitate de timp la limita superioară a atmosferei cu o distanță medie de la Pământ la Soare se numește constanta solară S®. În acest caz, limita superioară a atmosferei este înțeleasă ca fiind condiția absenței efectului atmosferei asupra radiației solare. Prin urmare, magnitudinea constantei solare este determinată doar de emisivitatea Soarelui și de distanța dintre Pământ și Soare. Cercetările moderne folosind sateliți și rachete au stabilit valoarea S® egală cu 1367 W / m 2 cu o eroare de ± 0,3%, distanța medie între Pământ și Soare în acest caz este determinată ca 149,6 * 106 km. Dacă luăm în considerare modificările constantei solare datorate schimbării distanței dintre Pământ și Soare, atunci cu o valoare medie anuală de 1,37 kW / m2, în ianuarie va fi egală cu 1,41 kW / m2 și în iunie - 1,34 kW / m2 2, prin urmare, emisfera nordică primește puțin mai puțină radiație la marginea atmosferei în timpul unei zile de vară decât emisfera sudică în ziua sa de vară. Datorită schimbării constante activitatea solară constanta solară poate fluctua de la an la an. Dar aceste fluctuații, dacă există, sunt atât de mici încât se încadrează în precizia de măsurare a instrumentelor moderne. Dar în timpul existenței Pământului, constanta solară și-a schimbat cel mai probabil valoarea. Cunoscând constanta solară, puteți calcula cantitatea de energie solară care intră în emisfera iluminată la limita superioară a atmosferei. Este egal cu produsul constantei solare de către zonă cerc mare Pământ. Cu o rază medie a pământului egală cu 6371 km, aria cercului mare este p * (6371) 2 = 1,275 * 1014 m 2, iar energia radiantă care vine la el este de 1,743 * 1017 W. Timp de un an, aceasta se va ridica la 5,49 * 1024 J. Sosirea radiației solare pe o suprafață orizontală la limita superioară a atmosferei se numește climat solar. Formarea unui climat solar este determinată de doi factori - durata soarelui și înălțimea Soarelui. Cantitatea de radiație de la marginea atmosferei pe unitate de suprafață orizontală este proporțională cu sinusul înălțimii Soarelui, care se schimbă nu numai în timpul zilei, dar depinde și de anotimp. După cum știți, înălțimea Soarelui pentru zilele solstițiului este determinată de formula 900 - (j ± 23,50), pentru zilele echinocțiului - 900 -j, unde j este latitudinea locului. Astfel, înălțimea Soarelui la ecuator se schimbă pe tot parcursul anului de la 90 ° la 66,50 °, la tropice - de la 90 la 43 °, în cercurile polare - de la 47 la 0 ° și la poli - de la 23,5 ° la 0 ° ... În conformitate cu o astfel de modificare a înălțimii Soarelui în timpul iernii în fiecare emisferă, fluxul de radiații solare către zona orizontală scade rapid de la ecuator la poli. Vara, imaginea este mai complexă: la mijlocul verii, valorile maxime nu sunt la ecuator, ci la poli, unde lungimea zilei este de 24 de ore. În cursul anual în zona extratropicală, un maxim (solstițiul de vară) și unul minim ( solstitiul de iarna). În zona tropicală, afluxul de radiații atinge maxim două ori pe an (zile de echinocțiune). Cantitățile anuale de radiații solare variază de la 133 * 102 MJ / m2 (ecuator) la 56 * 102 MJ / m2 (poli). Amplitudinea ciclului anual la ecuator este mică, în zona extratropicală este semnificativă.
2 Radiația solară directă Radiația solară directă se referă la radiația care vine la suprafața pământului direct de pe discul solar. În ciuda faptului că radiația solară se răspândește din Soare în toate direcțiile, aceasta ajunge pe Pământ sub forma unui fascicul de raze paralele care emană din infinit, ca să spunem așa. Fluxul de radiație solară directă către suprafața pământului sau către orice nivel din atmosferă este caracterizat prin iradiere - cantitatea de energie radiantă furnizată pe unitate de timp pe unitate de suprafață. Debitul maxim de radiație solară directă va pătrunde în sit perpendicular pe razele solare. În toate celelalte cazuri, iradianța va fi determinată de înălțimea Soarelui sau de sinusul unghiului care formează o rază de soare cu suprafața sitului S '= S sin hc (3) În cazul general, S ( iradianța unui sit cu o zonă unitară perpendiculară pe razele soarelui) este Deci. Fluxul de radiație solară directă care cade pe o zonă orizontală se numește insolație.
3. Radiații solare împrăștiate Trecând prin atmosferă, radiația solară directă este împrăștiată de molecule de gaze atmosferice și impurități de aerosoli. În timpul împrăștierii, o particulă localizată pe calea de propagare a unei unde electromagnetice absoarbe continuu energia și o retransmite în toate direcțiile. Ca urmare, fluxul razelor solare paralele care merg într-o anumită direcție este re-emis în toate direcțiile. Răspândirea are loc la toate lungimile de undă ale radiației electromagnetice, dar intensitatea acesteia este determinată de raportul dintre dimensiunea particulelor de împrăștiere și lungimile de undă ale radiației incidente. Într-o atmosferă absolut pură, unde împrăștierea este produsă doar de molecule de gaz ale căror dimensiuni sunt mai mici decât lungimile de undă ale radiației, respectă legea lui Rayleigh, care afirmă că iradianța spectrală a radiației împrăștiate este invers proporțională cu a patra putere a lungimii de undă a raze împrăștiate Dl = a Sl / l 4 (4) unde Sl este densitatea spectrală a iradianței radiației directe cu o lungime de undă de l, Dl este densitatea spectrală a iradianței radiației împrăștiate cu aceeași lungime de undă și este coeficientul de proporționalitate. În conformitate cu legea lui Rayleigh, lungimile de undă mai scurte predomină în radiațiile împrăștiate, deoarece razele roșii, fiind de două ori mai lungi decât cele violete, sunt împrăștiate de 14 ori mai puțin. Radiațiile infraroșii sunt împrăștiate foarte puțin. Se crede că aproximativ 26% din fluxul total de radiație solară este împrăștiat, 2/3 din această radiație ajunge la suprafața pământului. Deoarece radiația împrăștiată nu provine de pe discul solar, ci de pe întregul firmament, iradianța sa este măsurată pe o suprafață orizontală. Unitatea pentru măsurarea iradianței radiației împrăștiate este W / m2 sau kW / m2. Dacă dispersia are loc pe particule proporționale cu lungimile de undă ale radiației (impurități de aerosoli, cristale de gheațăși picături de apă), atunci împrăștierea nu respectă legea lui Rayleigh și iluminarea energetică a radiației împrăștiate devine invers proporțională nu cu a patra, ci cu cele mai mici puteri ale lungimilor de undă - adică maximul de împrăștiere se deplasează către partea de lungime de undă mai mare a spectrului. Cu un conținut ridicat de particule mari în atmosferă, împrăștierea este înlocuită de reflecție difuză, în care fluxul de lumină este reflectat de particule ca oglinzi, fără a modifica compoziția spectrală. Deoarece lumina albă cade, atunci se reflectă și un flux de lumină albă. Drept urmare, culoarea cerului devine albicioasă. Există două asociate fenomene interesante- aceasta este culoarea albastră a cerului și a amurgului. Culoarea albastră a cerului este culoarea aerului în sine, datorită împrăștierii luminii solare în el. De vreme ce împrăștierea pe un cer senin respectă legea lui Rayleigh, energia maximă a radiației împrăștiate care vine din firmament cade pe culoarea albastră. Culoarea albastră a aerului poate fi văzută atunci când privim obiecte îndepărtate care par a fi învăluite într-o ceață albăstruie. Odată cu altitudinea, pe măsură ce densitatea aerului scade, culoarea cerului devine mai întunecată și se transformă într-un albastru intens, iar în stratosferă - în violet. Cu cât sunt mai multe impurități conținute în atmosferă, cu atât este mai mare proporția radiației cu unde lungi din spectru lumina soarelui, albiciosul devine cerul. Datorită împrăștierii celor mai scurte unde, radiația solară directă este epuizată în unde din acest domeniu, prin urmare, energia maximă din radiația directă se deplasează în partea galbenă, iar discul solar devine galben. La unghiuri joase ale Soarelui, împrăștierea are loc foarte intens, trecând la partea cu lungime de undă lungă a spectrului electromagnetic, în special într-o atmosferă poluată. Radiația solară maximă directă se deplasează către partea roșie, discul solar devine roșu și apusurile de soare galben-roșu aprins. După apusul soarelui, întunericul nu vine imediat, în mod similar dimineața, devine lumină pe suprafața pământului cu ceva timp înainte de apariția discului solar. Acest fenomen de întuneric incomplet în absența unui disc solar se numește crepuscul seara și dimineața. Motivul pentru aceasta este iluminarea straturilor înalte ale atmosferei de către Soare, situate sub orizont, și împrăștierea luminii solare de către acestea. Distingeți crepusculul astronomic, care continuă până când Soarele cade sub orizont cu 180 și în același timp devine atât de întunecat încât cele mai slabe stele vor fi distinse. Prima parte a amurgului astronomic al serii și ultima parte a amurgului astronomic al dimineții se numesc amurg civil, în care Soarele se scufundă sub orizontul de cel puțin 80. Durata crepusculului astronomic depinde de latitudinea zonei. Deasupra ecuatorului, acestea sunt scurte, până la 1 oră, în latitudini temperate sunt 2 ore. În latitudinile înalte din sezonul estival, amurgul de seară se îmbină cu dimineața, formând nopți albe.
4 Absorbția radiației solare în atmosferă. La limita superioară a atmosferei, radiația solară vine sub formă de radiație directă. Aproximativ 30% din această radiație este reflectată înapoi în spațiul cosmic, 70% intră în atmosferă. Trecând prin atmosferă, această radiație suferă modificări asociate absorbției și dispersiei sale. Aproximativ 20-23% din radiația solară directă este absorbită. Absorbția este selectivă și depinde de lungimile de undă și de compoziția materialului atmosferei. Azotul, principalul gaz din atmosferă, absoarbe radiațiile doar la lungimi de undă foarte scurte în partea ultravioletă a spectrului. Energia radiației solare din această parte a spectrului este foarte mică, iar absorbția radiației de azot practic nu afectează valoarea fluxului total de energie. Oxigenul absoarbe puțin mai mult în două părți înguste ale părții vizibile a spectrului și în partea ultravioletă. Ozonul absoarbe radiațiile mai puternic. Cantitatea totală de radiații absorbite de ozon ajunge la 3% din radiația solară directă. Partea principală a radiației absorbite cade pe partea ultravioletă, la lungimi de undă mai mici de 0,29 microni. În cantități mici, ozonul absoarbe și radiațiile vizibile. Dioxidul de carbon absoarbe radiațiile în domeniul infraroșu, dar datorită cantității sale mici, proporția acestei radiații absorbite este în general mică. Principalii absorbanti ai radiatiei solare directe sunt vaporii de apa, norii si impuritatile aerosolilor concentrati in troposfera. Vaporii de apă și aerosolii reprezintă până la 15% din radiațiile absorbite, iar norii până la 5%. Deoarece cea mai mare parte a radiației absorbite cade pe componente variabile ale atmosferei precum vaporii de apă și aerosolii, nivelul de absorbție a radiației solare variază considerabil și depinde de condițiile specifice ale stării atmosferei (umiditatea și poluarea acesteia). În plus, cantitatea de radiație absorbită depinde de înălțimea Soarelui deasupra orizontului, adică din grosimea stratului atmosferei prin care trece raza de soare.
5. Vizibilitate, legea atenuării radiațiilor, factorul de turbiditate. Răspândirea luminii în atmosferă duce la faptul că obiectele îndepărtate la distanță devin slab distinse nu numai datorită scăderii lor în dimensiune, ci și datorită turbidității atmosferei. Distanța la care contururile obiectelor încetează să se mai distingă în atmosferă se numește interval de vizibilitate, sau pur și simplu vizibilitate. Intervalul de vizibilitate este cel mai adesea determinat de ochi pentru anumite obiecte preselectate (întunecate pe cer), a căror distanță este cunoscută. În aer foarte curat, raza de vizibilitate poate ajunge la sute de kilometri. În aerul care conține multe impurități de aerosoli, domeniul de vizibilitate poate fi redus la câțiva kilometri sau chiar metri. Deci, în ceața slabă, domeniul de vizibilitate este de 500-1000 m, iar în ceața puternică sau furtuna de nisip scade la câțiva metri. Absorbția și împrăștierea duc la o slăbire semnificativă a fluxului de radiație solară care trece prin atmosferă. Radiația este atenuată proporțional cu fluxul în sine (cu altul condiții egale, cu cât este mai mare fluxul, cu atât este mai mare pierderea de energie) și numărul de particule absorbante și împrăștiate. Acesta din urmă depinde de lungimea traiectoriei fasciculului prin atmosferă.Pentru o atmosferă care nu conține impurități de aerosoli (atmosferă ideală), coeficientul de transparență p este 0,90-0,95. Într-o atmosferă reală, valorile sale variază de la 0,6 la 0,85 (ușor mai mari în timpul iernii, mai mici în timpul verii). Odată cu creșterea conținutului de vapori de apă și impurități, coeficientul de transparență scade. Odată cu creșterea latitudinii zonei, coeficientul de transparență crește datorită unei scăderi a presiunii vaporilor de apă și a unei prafuri mai mici a atmosferei. Toată atenuarea radiațiilor din atmosferă poate fi împărțită în două părți: atenuarea prin gaze constante (atmosfera ideală) și atenuarea prin vapori de apă și impurități de aerosoli. Raportul acestor procese este luat în considerare de factorul de turbiditate 6. Modele geografice de distribuție a radiațiilor directe și dispersate... Fluxul direct de radiație solară depinde de înălțimea Soarelui deasupra orizontului. Prin urmare, în timpul zilei, fluxul radiației solare, mai întâi rapid, apoi crește încet de la răsăritul soarelui până la prânz și, la început, încet, apoi scade rapid de la prânz până la apus. Dar transparența atmosferei se schimbă în timpul zilei, astfel încât curba mișcării diurne a radiației directe nu este netedă, dar are abateri. Dar, în medie, pe o perioadă lungă de observație, schimbările de radiații din timpul zilei iau forma unei curbe netede. În cursul anului, iradierea radiației solare directe pentru partea principală a suprafeței Pământului se schimbă semnificativ, ceea ce este asociat cu modificări ale înălțimii Soarelui. Pentru emisfera nordică, valorile minime atât ale radiației directe către suprafața perpendiculară, cât și ale insolației cad în decembrie, valorile maxime nu sunt perioada de vara , iar primăvara, când aerul este mai puțin tulburat de produsele de condens și puțin praf. Iluminatul mediu la Moscova în decembrie este de 0,54, aprilie 1,05, iunie-iulie 0,86-0,99 kW / m 2. Valorile zilnice ale radiațiilor directe sunt maxime vara, cu durata maximă a soarelui. Valorile maxime ale radiației solare directe pentru unele puncte sunt următoarele (kW / m2): Golful Tiksi 0,91, Pavlovsk 1,00, Irkutsk 1,03, Moscova 1,03, Kursk 1,05, Tbilisi 1,05, Vladivostok 1, 02, Tașkent 1,06. Valorile maxime ale radiației solare directe cresc puțin odată cu scăderea latitudinii, în ciuda creșterii înălțimii Soarelui. Acest lucru se datorează faptului că în latitudinile sudice crește conținutul de umiditate și praful aerului. Prin urmare, la ecuator, valorile maxime sunt puțin mai mari decât valorile maxime ale latitudinilor temperate. Cele mai mari valori anuale ale radiației solare directe de pe Pământ sunt observate în Sahara - până la 1,10 kW / m2. Diferențele sezoniere în sosirea radiațiilor directe sunt după cum urmează. În perioada de vară, cele mai mari valori ale radiației solare directe sunt observate sub 30-400 de latitudini ale emisferei de vară, spre ecuator și spre cercurile polare, valorile radiației solare directe scad. Pentru polii din emisfera de vară, scăderea radiației solare directe este mică, iarna devine zero. Primăvara și toamna, valorile maxime ale radiației solare directe sunt observate în emisfera de primăvară 10-200 și 20-300 în emisfera de toamnă. Doar partea de iarnă a zonei ecuatoriale primește valorile maxime ale radiației solare directe pentru o perioadă dată. Cu înălțimea deasupra nivelului mării, valorile maxime ale radiației cresc datorită scăderii grosimii optice a atmosferei: pentru fiecare 100 de metri de altitudine, valoarea radiației în troposferă crește cu 0,007-0,14 kW / m 2. Valorile maxime ale radiației înregistrate în munți sunt de 1,19 kW / m 2. Radiația împrăștiată care intră pe suprafața orizontală se schimbă și în timpul zilei: crește înainte de prânz și scade după-amiaza. Magnitudinea fluxului de radiații împrăștiate depinde în general de lungimea zilei și de înălțimea Soarelui deasupra orizontului, precum și de transparența atmosferei (o scădere a transparenței duce la o creștere a împrăștierii). În plus, radiația împrăștiată variază pe o gamă foarte largă, în funcție de acoperirea norilor. Radiația reflectată de nori este, de asemenea, împrăștiată. Radiația reflectată de zăpadă este, de asemenea, împrăștiată, ceea ce își mărește ponderea în timpul iernii. Radiația împrăștiată cu acoperire medie de nori este de peste două ori mai mare decât într-o zi fără nori. La Moscova, valoarea medie a prânzului radiației împrăștiate vara cu cer senin este de 0,15, iar iarna cu soare scăzut - 0,08 kW / m 2. Cu nori discontinui, aceste valori sunt 0,28 vara și 0,10 kW / m 2 iarna. În Arctica, cu nori relativ subțiri și strat de zăpadă, aceste valori vara pot ajunge la 0,70 kW / m2. Valorile radiației împrăștiate în Antarctica sunt foarte mari. Radiația împrăștiată scade odată cu creșterea altitudinii. Radiațiile împrăștiate pot completa semnificativ radiațiile directe, mai ales atunci când soarele este scăzut. Datorită luminii împrăștiate, întreaga atmosferă din timpul zilei servește ca sursă de iluminare: ziua este lumină atât în cazul în care razele soarelui nu cad direct, cât și când Soarele este ascuns de nori. Radiația împrăștiată crește nu numai iluminarea, ci și încălzirea suprafeței pământului. Radiația împrăștiată este în general mai mică decât cea directă, dar ordinea de mărime este aceeași. În latitudinile tropicale și medii, cantitatea de radiații împrăștiate este de la jumătate la două treimi din valorile radiației directe. La 50-600, valorile lor sunt apropiate și, mai aproape de poli, predomină radiația împrăștiată.
7 Radiații totale Toată radiația solară care ajunge la suprafața pământului se numește radiație solară totală. Pe un cer fără nori, radiația solară totală are o variație zilnică cu un maxim în jurul prânzului și o variație anuală cu un maxim vara. Înnorarea parțială, care nu acoperă discul solar, mărește radiația totală în comparație cu un cer fără nori, înnorarea completă, dimpotrivă, o scade. În medie, înnorarea reduce radiațiile. Prin urmare, vara, sosirea radiației totale în orele dinaintea prânzului este mai mare decât după-amiaza și în prima jumătate a anului este mai mare decât în a doua. Valorile radiației totale de la amiază în lunile de vară lângă Moscova cu cer fără nori au fost în medie de 0,78, cu soare deschis și nori 0,80, cu nori continui - 0,26 kW / m 2. Distribuția valorilor radiației totale peste glob se abate de la zona, ceea ce se explică prin influența transparenței atmosferei și a norilor. Valorile maxime anuale ale radiației totale sunt de 84 * 102 - 92 * 102 MJ / m2 și sunt observate în deșerturi Africa de Nord... În zonele pădurilor aproape ecuatoriale cu nori înalți, valorile radiației totale sunt reduse la 42 * 102 - 50 * 102 MJ / m 2. Spre latitudini mai mari ale ambelor emisfere, valorile radiației totale scad, ajungând la 25 * 102 - 33 * 102 MJ / m2 sub paralela 60. Dar apoi cresc din nou - puțin peste Arctica și semnificativ - peste Antarctica, unde în părțile centrale ale continentului sunt 50 * 102 - 54 * 102 MJ / m 2. Peste oceanele în ansamblu, valorile radiației totale sunt mai mici decât pe latitudinile corespunzătoare ale pământului. În decembrie, cele mai mari valori ale radiației totale sunt observate în deșerturile emisferei sudice (8 * 102 - 9 * 102 MJ / m2). Deasupra ecuatorului, valorile radiației totale scad la 3 * 102 - 5 * 102 MJ / m 2. În emisfera nordică, radiațiile scad rapid către regiunile polare și sunt egale cu zero dincolo de cercul polar polar. În emisfera sudică, radiația totală scade spre sud la 50-600 S. (4 * 102 MJ / m2), apoi crește la 13 * 102 MJ / m2 în centrul Antarcticii. În iulie, cele mai mari valori ale radiației totale (peste 9 * 102 MJ / m2) sunt observate în nord-estul Africii și în Peninsula Arabică. Deasupra regiunii ecuatoriale, valorile radiației totale sunt scăzute și egale cu cele din luna decembrie. La nord de tropic, radiația totală scade încet la 600 N, apoi crește la 8 * 102 MJ / m2 în Arctica. În emisfera sudică, radiația totală de la ecuator scade rapid spre sud, atingând valori zero la cercul polar polar.
8. Reflectarea radiației solare. Albedo al Pământului. La sosirea la suprafață, radiația totală este parțial absorbită în stratul superior subțire de sol sau apă și se transformă în căldură și parțial este reflectată. Condițiile pentru reflectarea radiației solare de pe suprafața pământului sunt caracterizate de valoarea albedo, egal cu raportul radiația reflectată la fluxul de intrare (la radiația totală). A = Qref / Q (8) Teoretic, valorile albedo pot varia de la 0 (suprafață absolut neagră) la 1 (suprafață absolut albă). Materialele observaționale disponibile arată că valorile albedo ale suprafețelor subiacente variază pe o gamă largă, iar modificările lor acoperă aproape întreaga gamă posibilă de valori ale reflectivității diferitelor suprafețe. În studiile experimentale, s-au găsit valori ale albedo pentru aproape toate suprafețele naturale subiacente comune. Aceste studii arată în primul rând că condițiile pentru absorbția radiației solare pe uscat și pe corpurile de apă diferă semnificativ. Cele mai mari valori de albedo se observă pentru zăpada curată și uscată (90-95%). Dar, din moment ce stratul de zăpadă este rareori complet curat, valorile medii ale albedo-ului de zăpadă sunt în majoritatea cazurilor egale cu 70-80%. Pentru zăpada umedă și poluată, aceste valori sunt chiar mai mici - 40-50%. În absența zăpezii, cele mai înalte albe de pe suprafața terenului sunt caracteristice unor regiuni deșertice, unde suprafața este acoperită cu un strat de săruri cristaline (fundul lacurilor uscate). În aceste condiții, albedo este de 50%. Puțini mai puțină valoare albedo în deșerturi nisipoase. Albedo-ul solului umed este mai mic decât cel al solului uscat. Pentru cernoziomurile umede, valorile albedo sunt extrem de mici - 5%. Albedo-ul suprafețelor naturale cu o acoperire vegetativă continuă variază în limite relativ mici - de la 10 la 20-25%. Mai mult, albedo-ul pădurii (în special coniferele) este, în majoritatea cazurilor, mai mic decât albedo-ul vegetației de luncă. Condițiile de absorbție a radiațiilor pe corpurile de apă diferă de condițiile de absorbție a suprafeței terestre. Apa pură este relativ transparentă la radiațiile cu unde scurte, ca urmare a faptului că razele soarelui care pătrund în straturile superioare sunt împrăștiate în mod repetat și abia după aceea sunt absorbite în mare măsură. Prin urmare, procesul de absorbție a radiației solare depinde de înălțimea Soarelui. Dacă este mare, o parte semnificativă a radiației primite pătrunde în straturile superioare ale apei și este absorbită în principal. Prin urmare, albedo de la suprafața apei este primul câteva procente la un soare înalt, iar la un soare scăzut, albedo crește la câteva zeci de procente. Albedo-ul sistemului Pământ-atmosferă are o natură mai complexă. Radiația solară care pătrunde în atmosferă este parțial reflectată ca urmare a dispersării atmosferice. În prezența norilor, o parte semnificativă a radiației este reflectată de la suprafața lor. Albedo de nori depinde de grosimea stratului lor și are în medie 40-50%. În absența completă sau parțială a norilor, albedo-ul sistemului „Pământ-atmosferă” depinde în mod substanțial de albedo-ul suprafeței terestre. Natura distribuției geografice a albedoului planetar din observațiile prin satelit arată diferențe semnificative între albedosele latitudinilor înalte și medii ale emisferelor nordice și sudice. La tropice, cele mai mari valori ale albedo-ului sunt observate în deșerturi, în zone de nori convectivi din America Centrală și din zonele oceanice. În emisfera sudică, spre deosebire de cea nordică, se observă o variație zonală a albedo datorită distribuției mai simple a pământului și a mării. Cele mai mari valori ale albedo-ului se găsesc la latitudini polare. Partea predominantă a radiației reflectate de suprafața pământului și de limita superioară a norilor merge în spațiul mondial. O treime din radiația împrăștiată dispare, de asemenea. Raportul dintre radiațiile reflectate și împrăștiate care părăsesc spațiul și cantitatea totală de radiații solare care intră în atmosferă se numește albedo planetar al Pământului sau albedo al Pământului. Valoarea sa este estimată la 30%. Principala parte a albedoului planetar este radiația reflectată de nori. 6.1.8. Radiații proprii. Contra radiații. Radiații eficiente. Radiația solară, absorbită de stratul superior al Pământului, o încălzește, drept urmare solul și apele de suprafață emit radiații cu unde lungi. Această radiație terestră se numește radiație intrinsecă a suprafeței terestre. Intensitatea acestei radiații, cu unele presupuneri, respectă legea Stefan-Boltzmann pentru un corp negru absolut cu o temperatură de 150C. Dar, deoarece Pământul nu este un corp absolut negru (radiația acestuia corespunde radiației unui corp gri), în calcule este necesar să se introducă o corecție egală cu e = 0,95. Astfel, radiația proprie a Pământului poate fi determinată prin formula Ez = esТ 4 (9) Se determină că la o temperatură planetară medie a Pământului de 150C, radiația proprie a Pământului este Ez = 3,73 * 102 W / m2. O revenire atât de mare a radiației de pe suprafața terestră ar duce la răcirea ei foarte rapidă, dacă acest lucru nu ar fi împiedicat de procesul invers - absorbția radiației solare și atmosferice de către suprafața terestră. Temperaturile absolute de pe suprafața pământului sunt cuprinse între 190-350K. La astfel de temperaturi, propria radiație are lungimi de undă cuprinse între 4-120 microni, iar energia maximă cade pe 10-15 microni. Atmosfera, absorbind atât radiația solară, cât și radiația proprie a Pământului, se încălzește. În plus, atmosfera este încălzită într-un mod fără radiații (prin conducerea căldurii, în timpul condensării vaporilor de apă). Atmosfera încălzită devine o sursă de radiații cu unde lungi. Majoritatea această radiație a atmosferei (70%) este direcționată către suprafața terestră și se numește radiație contrară (Ea). O altă parte a radiației atmosferei este absorbită de straturile suprapuse, dar pe măsură ce conținutul de vapori de apă scade, cantitatea de radiație absorbită de atmosferă scade, iar o parte din aceasta intră în spațiul mondial. Suprafața terestră absoarbe radiațiile care se apropie aproape în totalitate (95-99%). Astfel, contra-radiația este pentru suprafața pământului sursă importantă căldură pe lângă radiația solară absorbită. În absența norilor, radiația cu unde lungi a atmosferei este determinată de prezența vaporilor de apă și a dioxidului de carbon. Influența ozonului atmosferic, în comparație cu acești factori, este nesemnificativă. Vaporii de apă și dioxidul de carbon absorb radiațiile cu lungime de undă lungă cuprinse între 4,5 și 80 microni, dar nu în întregime, ci în anumite regiuni spectrale înguste. Cea mai puternică absorbție a radiațiilor de către vaporii de apă are loc în lungimea de undă de 5-7,5 microni, în timp ce în regiunea de 9,5-12 microni. 4.1. Ferestrele de transparență atmosferică din gama optică, absorbția este practic absentă. Această gamă de lungimi de undă se numește fereastră de transparență atmosferică. Dioxidul de carbon are mai multe benzi de absorbție, dintre care cea mai semnificativă este banda cu lungimi de undă de 13-17 microni, care reprezintă maximul de radiații terestre. Trebuie remarcat faptul că conținutul de dioxid de carbon este relativ constant, în timp ce cantitatea de vapori de apă variază foarte semnificativ, în funcție de condițiile meteorologice. Prin urmare, o modificare a umidității aerului are un efect semnificativ asupra cantității de radiații atmosferice. De exemplu, cea mai mare contra radiație este de 0,35-0,42 kW / m 2 în medie lângă ecuator, iar spre regiunile polare scade la 0,21 kW / m 2, pe teritoriile plane Ea este 0,21-0,28 kW / m 2 și 0,07- 0,14 kW / m 2 - la munte. Scăderea contra radiațiilor din munți se explică prin scăderea conținutului de vapori de apă cu înălțimea. Contra radiația atmosferei crește de obicei semnificativ în prezența norilor. Norii nivelurilor inferioare și medii, de regulă, sunt destul de dense și radiază ca un corp negru la temperatura adecvată. Datorită densității lor scăzute, norii înalți emit de obicei mai puțin decât un corp negru, deci au un efect redus asupra raportului dintre propriile lor și contra-radiații. Absorbția radiației intrinseci cu lungime de undă lungă de către vaporii de apă și alte gaze creează un „efect de seră”, adică reține căldura solară în atmosfera terestră. Ca urmare, creșterea concentrației acestor gaze și, mai ales, a dioxidului de carbon activitatea economică o persoană poate duce la o creștere a ponderii căldurii rămase pe planetă, la o creștere a temperaturilor planetare medii și la o schimbare a climatului global al Pământului, ale cărui consecințe sunt încă dificil de previzionat. Dar trebuie remarcat faptul că rolul principal în absorbția radiațiilor terestre și formarea radiației care se apropie este jucat de vaporii de apă. Prin fereastra de transparență, o parte din radiația terestră cu lungime de undă lungă scapă prin atmosferă în spațiul mondial. Împreună cu radiația din atmosferă, această radiație se numește radiație de ieșire. Dacă fluxul de radiații solare este luat ca 100 de unități, atunci radiația de ieșire va fi de 70 de unități. Luând în considerare 30 de unități de radiație reflectată și împrăștiată (albedoul planetar al Pământului), Pământul dă în spațiul cosmic câtă radiație primește, adică se află într-o stare de echilibru radiant.
9. Balanța de radiații a suprafeței terestre Bilanțul de radiații al suprafeței terestre este diferența dintre sosirea radiației pe suprafața terestră (sub formă de radiații absorbite) și consumul acesteia ca urmare a radiației termice (radiații eficiente). Echilibrul radiațiilor se schimbă față de noapte valori negative până în timpul zilei pozitiv vara la înălțimea Soarelui de 10-15 grade și invers, de la pozitiv la negativ - înainte de apusul soarelui la aceleași înălțimi ale Soarelui. Iarna, tranziția valorilor echilibrului radiației prin zero are loc la unghiuri mari ale Soarelui (20-25 grade). Noaptea, în absența radiației totale, echilibrul radiației este negativ și egal cu radiația efectivă. Distribuția balanței de radiații pe glob este destul de uniformă. Valorile anuale ale bilanțului radiațiilor sunt pozitive peste tot, cu excepția Antarcticii și Groenlandei. Valorile anuale pozitive ale balanței de radiații înseamnă că excesul de radiație absorbită este echilibrat prin transferul de căldură non-radiativă de la suprafața pământului către atmosferă. Aceasta înseamnă că nu există un echilibru de radiații pentru suprafața pământului (sosirea radiației este mai mare decât revenirea sa), dar există echilibru termic asigurând stabilitatea caracteristicilor termice ale atmosferei. Cele mai mari valori anuale ale balanței radiației sunt observate în zona ecuatorială între 200 latitudine nordică și sudică. Aici este mai mult de 40 * 102 MJ / m2. Spre latitudini mai mari, valorile echilibrului radiației scad și în jurul paralelului 60 variază de la 8 * 102 la 13 * 102 MJ / m2. Mai departe de poli, echilibrul radiației scade și mai mult și se ridică la 2 * 102 - 4 * 102 MJ / m2 în Antarctica. Echilibrul radiațiilor este mai mare peste oceane decât pe uscat la aceleași latitudini. Abateri semnificative de la valorile zonale sunt observate și în deșerturi, unde echilibrul este sub valoarea latitudinală datorită radiației eficiente mari. În decembrie, soldul radiațiilor este negativ într-o parte semnificativă a emisferei nordice la nord de paralela 40. În Arctica, atinge valori de 2 * 102 MJ / m2 și mai mici. La sud de paralela 40, crește până la tropicul sudic (4 * 102 - 6 * 102 MJ / m2), apoi scade la polul Sud, în valoare de 2 * 102 MJ / m2 pe coasta Antarcticii. În iunie, balanța radiației este maximă în nordul Tropicului (5 * 102 - 6 * 102 MJ / m2). La nord, scade, rămânând pozitiv la Polul Nord, iar la sud, scade, devenind negativ în largul coastei Antarcticii (-0,4 -0,8 * 102 MJd / m2).
© 2015-2019 site
Toate drepturile aparțin autorilor lor. Acest site nu pretinde autorul, dar oferă utilizare gratuită.
Data creării paginii: 30.06.2017
Dispozitive și accesorii necesare: actinometru termoelectric M-3, piranometru universal M-80M, albedometru mobil, contor de echilibru termoelectric M-10M, heliograf universal model GU-1, luxmetru Yu-16.
Sursa principală de energie care vine pe Pământ este energia radiantă provenită de la Soare. Fluxul de unde electromagnetice emise de Soare este denumit în mod obișnuit radiație solară. Această radiație este practic singura sursă de energie pentru toate procesele care au loc în atmosferă și pe suprafața pământului, inclusiv pentru toate procesele care au loc în organismele vii.
Radiația solară oferă plantelor energie, pe care o utilizează în procesul de fotosinteză pentru a crea materie organică, afectează procesele de creștere și dezvoltare, dispunerea și structura frunzelor, durata sezonului de creștere etc. Cantitativ, radiația solară poate fi caracterizată printr-un flux de radiații .
Fluxul de radiații - este cantitatea de energie radiantă care este livrată pe unitate de timp pe unitate de suprafață.
În sistemul SI de unități, fluxul de radiații este măsurat în wați la 1m 2 (W / m 2) sau kilowați la 1 m 2 (kW / m 2). Anterior, se măsura în calorii pe cm 2 pe minut (cal / (cm 2 min)).
1 cal / (cm 2 min) = 698 W / m 2 sau 0,698 kW / m 2
Se numește densitatea fluxului de radiație solară la limita superioară a atmosferei la distanța medie de la Pământ la Soare constanta solara S 0... Conform acordului internațional din 1981 S 0 = 1,37 kW / m 2 (1,96 1 cal / (cm 2 min)).
Dacă Soarele nu este la zenit, atunci cantitatea de energie solară care cade pe o suprafață orizontală va fi mai mică decât pe o suprafață situată perpendicular pe razele Soarelui. Această cantitate depinde de unghiul de incidență al razelor pe suprafața orizontală. Pentru a determina cantitatea de căldură primită de o suprafață orizontală pe minut, se folosește următoarea formulă:
S ′ = S sin h ©
unde S ′ este cantitatea de căldură primită pe minut de suprafața orizontală; S este cantitatea de căldură primită de suprafața perpendiculară pe fascicul; h© - unghiul format de raza de soare cu o suprafață orizontală (unghiul h se numește înălțimea soarelui).
Trecând prin atmosfera terestră, radiația solară este atenuată datorită absorbției și împrăștierii de către gazele și aerosolii atmosferici. Atenuarea fluxului de radiație solară depinde de lungimea căii parcurse de fascicul în atmosferă și de transparența atmosferei de-a lungul acestei căi. Lungimea traseului unei raze în atmosferă depinde de înălțimea soarelui. Când soarele este la apogeu, razele soarelui parcurg cea mai scurtă cale. În acest caz, masa atmosferei traversată de razele soarelui, adică masa unei coloane verticale de aer cu baza de 1 cm 2 este luată ca o unitate convențională (m = 1). Pe măsură ce soarele coboară spre orizont, calea razelor din atmosferă crește și, în consecință, crește și numărul de mase acceptabile (m> 1). Când soarele este la orizont, razele parcurg cea mai lungă cale din atmosferă. Calculele arată că m este de 34,4 ori mai mare decât în poziția Soarelui la zenit. Atenuarea fluxului direct de radiație solară în atmosferă este descrisă prin formula Bouguer. Coeficient de transparență p arată ce fracțiune a radiației solare care ajunge la limita superioară a atmosferei ajunge la suprafața pământului la m = 1.
S m = S 0 p m ,
unde S m este fluxul direct de radiație solară care ajunge pe Pământ; S 0 - constanta solara; p - coeficient de transparență; m- masa atmosferei.
Coeficientul de transparență depinde de conținutul de vapori de apă și aerosoli din atmosferă: cu cât sunt mai mulți, cu atât este mai mic coeficientul de transparență pentru același număr de mase acceptabile. Coeficientul de transparență variază de la 0,60 până la 0,85.
Tipuri de radiații solare
Radiația solară directă(S ′) - radiații care ajung la suprafața pământului direct de la Soare sub forma unui fascicul de raze paralele.
Radiația solară directă depinde de înălțimea soarelui deasupra orizontului, transparența aerului, acoperirea norilor, altitudinea locului deasupra nivelului mării și distanța dintre Pământ și Soare.
Radiații solare împrăștiate(D) – o parte din radiația împrăștiată de atmosfera și norii pământului și care ajunge la suprafața pământului din firmament. Intensitatea radiației împrăștiate depinde de înălțimea soarelui deasupra orizontului, acoperirea norilor, transparența aerului, altitudinea deasupra nivelului mării și acoperirea zăpezii. Înnorarea și stratul de zăpadă au un efect foarte mare asupra radiației împrăștiate, care, datorită împrăștierii și reflectării radiației directe și împrăștiate care cad asupra lor și a dispersării lor în atmosferă, poate crește fluxul de radiație împrăștiat de mai multe ori.
Radiația împrăștiată completează substanțial radiația solară directă și crește semnificativ fluxul de energie solară către suprafața pământului.
Radiații totale(Q) - suma fluxurilor de radiații directe și împrăștiate care intră pe suprafața orizontală:
Înainte de răsăritul soarelui, în timpul zilei și după apusul soarelui, cu nori continui, radiația totală ajunge complet la pământ, iar la înălțimi solare scăzute constă în principal din radiații împrăștiate. Pe un cer fără nori sau puțin înnorat, cu o creștere a înălțimii Soarelui, proporția radiației directe, în compoziția totală, crește rapid și în timpul zilei fluxul este de multe ori mai mare decât fluxul radiației împrăștiate.
Cea mai mare parte a fluxului total de radiații care intră pe suprafața pământului este absorbită de stratul superior al solului, apei și vegetației. În acest caz, energia radiantă este transformată în căldură, încălzind straturile absorbante. Restul fluxului total de radiații este reflectat de suprafața pământului, formându-se radiații reflectate(R). Aproape întreg fluxul de radiații reflectate trece prin atmosferă și merge în spațiu, dar o parte din aceasta este împrăștiată în atmosferă și revine parțial la suprafața pământului, crescând radiația împrăștiată și, în consecință, radiația totală.
Reflectivitatea diferitelor suprafețe se numește albedo... Este raportul dintre fluxul de radiație reflectat și fluxul total al radiației totale incidente această suprafață:
Albedo este exprimat în fracții de unitate sau procentual. Astfel, suprafața pământului reflectă o parte din fluxul total de radiații, egală cu QA, și este absorbită și transformată în căldură - Q (1-A). Ultima cantitate se numește radiații absorbite.
Albedo-ul diferitelor suprafețe terestre depinde în principal de culoarea și rugozitatea acestor suprafețe. Suprafețele întunecate și aspre au albe mai mici decât suprafețele ușoare și netede. Albedo-ul solurilor scade odată cu creșterea umidității, deoarece culoarea lor devine mai închisă. Valorile albedo pentru unele suprafețe naturale sunt date în Tabelul 1.
Tabelul 1 - Albedo de diferite suprafețe naturale
Reflectivitatea suprafeței superioare a norilor este foarte mare, mai ales la puterea lor mare. În medie, albedo de nori este de aproximativ 50-60%, în cazuri individuale- peste 80-85%.
Radiații fotosintetice active(PAR) - parte din fluxul total de radiații care poate fi utilizat de plantele verzi în fotosinteză. Debitul PAR poate fi calculat folosind formula:
PAR = 0.43S '+ 0.57D,
unde S ′ - radiația solară directă care intră pe suprafața orizontală; D - radiație solară difuză.
Fluxul PAR care cade pe foaie este în mare parte absorbit de aceasta, fracțiuni mult mai mici ale acestui flux sunt reflectate de suprafață și trecute prin foaie. Frunzele majorității speciilor de arbori absorb aproximativ 80%, reflectă și transmit până la 10-12% din fluxul total de PAR. Din partea fluxului PAR absorbită de frunze, doar câteva procente din energia radiantă este utilizată de plante direct pentru fotosinteză și este transformată în energie chimică a substanțelor organice sintetizate de frunze. Restul, mai mult de 95% din energia radiantă, este transformat în căldură și este cheltuit în principal pentru transpirație, încălzirea frunzelor și schimbul lor de căldură cu aerul înconjurător.
Radiația cu unde lungi a Pământului și a atmosferei.
Balanța de radiații a suprafeței terestre
Cea mai mare parte a energiei solare care intră pe Pământ este absorbită de suprafața și atmosfera sa, o parte din aceasta fiind emisă. Radiațiile de la suprafața pământului au loc în jurul ceasului.
O parte din razele emise de suprafața pământului sunt absorbite de atmosferă și astfel contribuie la încălzirea atmosferei. La rândul său, atmosfera trimite raze înapoi la suprafața pământului, precum și în spațiul cosmic. Se numește această proprietate a atmosferei de a reține căldura emisă de suprafața pământului efect de sera... Diferența dintre sosirea căldurii sub formă de radiații contrare a atmosferei și consumul acesteia sub formă de radiații din stratul activ se numește radiații eficiente strat activ. Radiația efectivă este deosebit de mare noaptea, când pierderea de căldură de la suprafața pământului depășește semnificativ fluxul de căldură emis de atmosferă. În timpul zilei, când radiația solară totală se adaugă la radiația atmosferei, se obține un exces de căldură, care merge la încălzirea solului și a aerului, evaporarea apei etc.
Se numește diferența dintre radiația totală absorbită și radiația efectivă a stratului activ echilibrul radiațiilor strat activ.
Partea de intrare a balanței de radiații este alcătuită din radiații solare directe și dispersate, precum și contra radiații ale atmosferei. Partea consumabilă este alcătuită din radiația solară reflectată și radiația cu unde lungi de pe suprafața pământului.
Balanța de radiații reprezintă sosirea efectivă a energiei radiante pe suprafața Pământului, de care depinde dacă va fi încălzită sau răcită.
Dacă sosirea energiei radiante este mai mare decât consumul acesteia, atunci bilanțul de radiații este pozitiv și suprafața se încălzește. Dacă venitul este mai mic decât debitul, atunci soldul este negativ și suprafața este răcită. Echilibrul radiațional al suprafeței terestre este unul dintre principalii factori de formare a climei. Depinde de înălțimea Soarelui, de durata soarelui, de natura și starea suprafeței pământului, de turbiditatea atmosferei, de conținutul de vapori de apă din acesta, de prezența norilor etc.
Instrumente pentru măsurarea radiației solare
Actinometru termoelectric M-3(Fig. 3) este conceput pentru a măsura intensitatea radiației solare directe pe o suprafață perpendiculară pe razele solare.
Receptorul de actinometru este un termopil de plăci alternante de manganină și constantan, realizat sub forma unui asterisc. Joncțiunile interne ale termopilei sunt lipite de discul realizat din folie de argint printr-o garnitură izolatoare, partea laterală a discului orientată spre soare este înnegrită. Îmbinările exterioare sunt lipite de un inel masiv de cupru printr-o garnitură izolatoare. Este protejat de încălzire prin radiații cu un capac cromat. Termopilul este situat la baza unui tub metalic, care este direcționat spre soare în timpul măsurătorilor. Suprafața interioară a tubului este înnegrită și 7 diafragme (constricții în formă de inel) sunt aranjate în tub pentru a preveni radiația împrăștiată să pătrundă în receptorul de actinometru.
Pentru observații, săgeata de pe baza dispozitivului 11 (Fig. 2) este orientat spre nord și, pentru a facilita urmărirea soarelui, este instalat un actinometru în funcție de latitudinea locului de observare (de-a lungul sectorului 9 și riscul din partea superioară a raftului aparatului 10 ). Îndreptarea către soare se face cu un șurub 3 și mânere 6 amplasat în partea superioară a aparatului. Șurubul permite rotirea tubului într-un plan vertical; când mânerul este rotit, tubul este ghidat în spatele soarelui. O mică gaură este făcută în diafragma exterioară pentru a viza cu precizie Soarele. Există un ecran alb opus acestei găuri în partea de jos a instrumentului. 5 ... Odată cu instalarea corectă a dispozitivului, raza de soare care pătrunde prin această gaură ar trebui să dea un punct luminos (punct) în centrul ecranului.
Orez. 3 Actinometru termoelectric M-3: 1 - capac; 2, 3 - șuruburi; 4 - axă; 5 - ecran; 6 - mâner; 7 - tub; 8 - axă; 9 - sectorul latitudinii; 10 - rack; 11 - bază.
Piranometru universal M-80M(Fig. 4) este conceput pentru a măsura radiația totală (Q) și dispersată (D). Cunoscându-le, este posibil să se calculeze intensitatea radiației solare directe pe suprafața orizontală S ′. Piranometrul M-80M are un dispozitiv pentru răsturnarea suportului instrumentului cu receptorul în jos, care vă permite să măsurați intensitatea radiației reflectate și să determinați albedo-ul suprafeței subiacente.
Receptor piranometru 1 este o baterie termoelectrică, aranjată în formă de pătrat. Suprafața sa de recepție este vopsită în alb și negru sub formă de tablă de șah. Jumătate din joncțiunile termopile se află sub celulele albe, cealaltă jumătate sub celulele negre. Partea superioară a receptorului este acoperită cu o sticlă emisferică pentru a o proteja de vânt și precipitații. Pentru a măsura intensitatea radiației împrăștiate, receptorul este umbrit de un ecran special 3 ... În timpul măsurătorilor, receptorul dispozitivului este instalat strict orizontal; pentru aceasta, piranometrul este echipat cu un nivel circular 7 și șuruburi de fixare 4. În partea de jos a receptorului există un uscător de sticlă umplut cu o substanță absorbantă de apă, care previne condensul de umiditate pe receptor și pe sticlă. Când este inoperant, receptorul piranometru este închis cu un capac metalic.
Orez. 4 Piranometru universal M-80M: 1 - cap de piranometru; 2 - arc de blocare; 3 - balama de umbră; 4 - șurub de reglare; 5 - bază; 6 - articulația trepiedului pliabil; 7 - nivel; 8 - șurub; 9 - raft cu dezumidificator în interior; 10 - suprafața de primire a termopilelor.
Albedometru călător(Fig. 5) este conceput pentru a măsura intensitățile radiației totale, împrăștiate și reflectante în câmp. Receptorul este capul piranometru 1 montat pe un cardan auto-echilibrat 3 ... Această suspensie vă permite să instalați dispozitivul în două poziții - receptorul în sus și în jos, iar poziția orizontală a receptoarelor este asigurată automat. Odată cu poziția suprafeței de recepție a dispozitivului în sus, se determină radiația totală Q. Apoi, pentru a măsura radiația reflectată R, mânerul albedometrului este rotit cu 180 0. Cunoscând aceste valori, puteți determina albedo.
Contor de echilibrare termoelectric M-10M(Fig. 6) este conceput pentru a măsura echilibrul total de radiații al suprafeței subiacente. Receptorul de echilibrare este un termopil formă pătrată format din multe bare de cupru 5 înfășurat în bandă constantană 10 ... Jumătate din fiecare șurub al benzii este placat cu argint galvanizat, începutul și sfârșitul stratului de argint 9 sunt joncțiuni termice. Jumătate din îmbinări sunt lipite pe partea superioară, cealaltă jumătate pe suprafețele inferioare de recepție, care sunt utilizate ca plăci de cupru 2 vopsit în negru. Receptorul contorului de echilibru este găzduit într-un cadru metalic rotund 1 ... La măsurare, este amplasat strict orizontal, utilizând un nivel special de acoperire. Pentru aceasta, receptorul contorului de echilibru este montat pe o articulație sferică. 15 ... Pentru a crește precizia măsurării, receptorul contorului poate fi protejat de radiația solară directă printr-un ecran rotund 12 ... Intensitatea radiației solare directe este măsurată în acest caz cu un actinometru sau piranometru.
Orez. 5 Albedometru călător: 1 - cap de piranometru; 2 - tub; 3 - cardan; 4 - mâner
Orez. 6 Contor termoelectric M-10M: a) - secțiune transversală schematică: b) - termopil separat; c) - aspect; 1 - cadru receptor; 2 - placa de primire; 3, 4 - articulații; 5 - bara de cupru; 6, 7 - izolație; 8 - termopil; 9 - strat de argint; 10 - bandă constantan; 11 - mâner; 12 - ecran umbrit; 13, 15 - balamale; 14 - bar; 16 - șurub; 17 - capac
Instrumente pentru măsurarea duratei solare
strălucire și iluminare
Durata soarelui este timpul în care radiația solară directă este egală sau mai mare de 0,1 kW / m 2. Exprimat în ore pe zi.
Metoda de determinare a duratei de soare se bazează pe înregistrarea timpului în care intensitatea radiației solare directe este suficientă pentru a obține o ardere pe o bandă specială, fixată în focalizarea optică a unei lentile de sticlă cu bile și nu este mai mică mai mare de 0,1 kW / m 2.
Durata soarelui este măsurată de un instrument heliograf (Fig. 7).
Heliograf universal model GU-1(fig. 7). Baza dispozitivului este o placă metalică plată cu două stâlpi 1 ... Între stâlpii de pe axa orizontală 2 partea mobilă a dispozitivului, formată dintr-o coloană, este întărită 3 cu membr 4 și oprirea de jos 7 , capse 6 cu o cană 5 iar opritorul superior 15 și o minge de sticlă 8 care este o lentilă sferică. Un sector este fixat la un capăt al axei orizontale 9 cu o scară de latitudini. La deplasarea axei orizontale 2 a dispozitivului de la vest la est și rotind partea superioară a dispozitivului în jurul său, axa coloanei 3 este instalat paralel cu axa de rotație a Pământului (axa lumii). Un șurub este utilizat pentru a asigura unghiul de înclinare stabilit al axei coloanei 11 .
Top parte instrumentul poate fi rotit în jurul axei coloanei 3 și fixat în patru poziții specifice. Pentru aceasta se folosește un știft special. 12 , care este introdus prin orificiul cadranului 4 într-una din cele patru găuri ale discului 13 fixat pe axă 2 ... Alinierea găurilor din membră 4 și disc 13 determinată de coincidența semnelor A, B, C și D de pe cadran 4 cu index 14 pe disc.
Orez. 7 Heliograf model universal GU - 1.
1 - rack; 2 - axa orizontală; 3 - coloană; 4 - membru; 5 - cană; 6 - paranteză; 7 - accent; 8 - bilă de sticlă; 9 - sector; 10 - indicator de latitudine; 11 - șurub pentru fixarea unghiului de înclinare a axei; 12 - pin; 13 - disc; 14 - index pe disc; 15 - oprire de sus.
La situl meteorologic, heliograful este instalat pe un stâlp de beton sau lemn înalt de 2 m, pe partea superioară a căruia există o platformă realizată din plăci cu o grosime de cel puțin 50 mm, astfel încât în orice poziție a rudei Soarelui pe laturile orizontului, clădirile separate, copacii și obiectele aleatorii nu îl ascund. Este instalat strict orizontal și este orientat de-a lungul meridianului geografic și latitudinii stației meteorologice; axa heliografului trebuie să fie strict paralelă cu axa lumii.
Mingea pentru heliograf trebuie menținută curată, deoarece prezența prafului, urmelor de precipitații, rouă, îngheț, îngheț și gheață pe minge slăbește și distorsionează arderea de pe banda heliografului.
În funcție de durata posibilă a soarelui, înregistrarea pentru o zi trebuie făcută pe una, două sau trei benzi. În funcție de anotimp, trebuie folosite benzi drepte sau curbate și așezate în sloturile superioare, medii sau inferioare ale cupei. Panglicile marcajelor trebuie să fie asortate în aceeași culoare pe tot parcursul lunii.
Pentru confortul de lucru cu heliograful, o scară cu o platformă este instalată la sud de suport (stâlp) cu dispozitivul. Scara nu trebuie să atingă stâlpul și trebuie să fie suficient de confortabilă.
Luxmetru U-16(Fig. 8) este utilizată pentru a măsura iluminarea creată de surse de lumină sau de lumină artificială.
Orez. 8 Luxmeter U - 16. 1 - fotocelula; 2 - fir; 3 - metru; 4 - absorbant; 5 - terminale; 6 - comutarea limitelor de măsurare; 7 - corector.
Dispozitivul este format dintr-o fotocelulă cu seleniu 1 conectat printr-un fir 2 cu contor 3 , și absorbant 4 ... Fotocelulă este închisă într-o carcasă din plastic cu cadru metalic; pentru a mări intervalul de măsurare de 100 de ori, este pus un carcasă din sticlă de lapte. Contorul de lumină este un manometru magnetoelectric montat într-o carcasă din plastic cu fereastră la scară. În partea inferioară a corpului există un corector 7 pentru setarea săgeții la zero, în partea superioară - terminale 5 pentru conectarea firelor de la fotocelula și butonul pentru comutarea limitelor de măsurare 6 .
Scara contorului este împărțită în 50 de divizii și are 3 rânduri de cifre corespunzătoare a trei limite de măsurare - până la 25, 100 și 500 lux (lx). Atunci când se utilizează un absorbant, limitele sunt mărite la 2500, 10000 și 50.000 lux.
Când lucrați cu un contor de lumină, este necesar să monitorizați cu atenție curățenia fotocelulei și a absorbantului; dacă se murdăresc, ștergeți-le cu un tampon de bumbac înmuiat în alcool.
Fotocelulă este plasată orizontal în timpul măsurătorilor. Corectorul a setat săgeata contorului la divizarea zero. Conectați fotocelula la contor și efectuați măsurători după 4-5 secunde. Pentru a reduce suprasarcinile, începeți cu o limită de măsurare mai mare, apoi treceți la limite mai mici, până când săgeata se află în partea de lucru a scalei. Citirea este luată în diviziuni de scară. În cazul unor mici abateri ale săgeții, pentru a îmbunătăți precizia măsurării, se recomandă trecerea contorului la o limită inferioară. Pentru a preveni oboseala fotocelulei cu seleniu, umbriți fotocelula timp de 3-5 minute la fiecare 5-10 minute de funcționare a dispozitivului.
Iluminarea se determină prin înmulțirea numărului cu valoarea divizării scalei și cu factorul de corecție (pentru lumina naturală este 0,8, pentru lămpile cu incandescență -1). Împărțirea scării este egală cu limita de măsurare împărțită la 50. Atunci când se utilizează unul sau doi absorbanți, valoarea rezultată este înmulțită cu 100 sau respectiv 10000.
1 Familiarizați-vă cu dispozitivul dispozitivelor termoelectrice (actinometru, piranometru, albedometru, contor de echilibru).
2 Pentru a vă familiariza cu dispozitivul heliografului universal, cu metodele de instalare a acestuia în diferite perioade ale anului.
3 Familiarizați-vă cu dispozitivul contorului de lumină, măsurați iluminarea naturală și artificială din public.
Plasați intrările într-un caiet.
Pământul primește de la Soare 1,36 * 10-24 calorii de căldură pe an. În comparație cu această cantitate de energie, restul sosirii energiei radiante la suprafața Pământului este neglijabil. Astfel, energia radiantă a stelelor este de o sută milionime din energia solară, radiația cosmică este de două miliarde, căldura internă a Pământului la suprafața sa este egală cu o cincimeime din căldura solară.
Radiații de la Soare - radiatie solara- este principala sursă de energie pentru aproape toate procesele care au loc în atmosferă, hidrosferă și în straturile superioare ale litosferei.
Unitatea de măsură a intensității radiației solare este numărul de calorii de căldură absorbite de 1 cm2 dintr-o suprafață absolut neagră perpendiculară pe direcția razelor solare în 1 minut (cal / cm2 * min).
Fluxul de energie radiantă de la Soare care ajunge în atmosfera pământului este foarte constant. Intensitatea sa se numește constantă solară (Io) și este luată în medie egală cu 1,88 kcal / cm2 min.
Valoarea constantei solare fluctuează în funcție de distanța Pământului de Soare și de activitatea solară. Fluctuațiile sale în cursul anului sunt de 3,4-3,5%.
Dacă razele soarelui ar cădea peste tot pe suprafața pământului pe verticală, atunci în absența unei atmosfere și cu o constantă solară de 1,88 cal / cm2 * min, fiecare centimetru pătrat ar primi 1000 kcal pe an. Datorită faptului că Pământul este sferic, acest număr este redus de 4 ori și 1 mp. cm primește în medie 250 kcal pe an.
Cantitatea de radiație solară primită de o suprafață depinde de unghiul de incidență al razelor.
Cantitatea maximă de radiații este primită de suprafața perpendiculară pe direcția razelor solare, deoarece în acest caz toată energia este distribuită pe o zonă cu o secțiune transversală egală cu secțiunea transversală a fasciculului de raze - a. Cu o incidență oblică a aceluiași fascicul de raze, energia este distribuită pe o suprafață mare (secțiunea c) și o unitate de suprafață primește o cantitate mai mică din aceasta. Cu cât unghiul de incidență al razelor este mai mic, cu atât intensitatea radiației solare este mai mică.
Dependența intensității radiației solare de unghiul de incidență al razelor se exprimă prin formula:
I1 = I0 * sin h,
unde I0 este intensitatea radiației solare cu o incidență pură a razelor. În afara atmosferei este constanta solară;
I1 este intensitatea radiației solare atunci când razele soarelui cad sub un unghi h.
I1 este de câte ori mai puțin decât I0 cu cât secțiunea a este mai mică decât secțiunea b.
Figura 27 arată că a / b = sin A.
Unghiul de incidență al razelor solare (înălțimea soarelui) este de 90 ° numai la latitudini de la 23 ° 27 "s. La 23 ° 27" s. (adică între tropice). La alte latitudini, este întotdeauna sub 90 ° (Tabelul 8). În conformitate cu o scădere a unghiului de incidență a razelor, intensitatea radiației solare care intră pe suprafață latitudini diferite... Deoarece înălțimea Soarelui nu rămâne constantă pe tot parcursul anului și în timpul zilei, cantitatea de căldură solară primită de suprafață se schimbă constant.
Cantitatea de radiație solară primită de suprafață este direct proporțională de la durata iluminării sale de către razele soarelui.
În zona ecuatorială din afara atmosferei, cantitatea de căldură solară din timpul anului nu experimentează fluctuații mari, în timp ce la latitudini mari aceste fluctuații sunt foarte mari (vezi Tabelul 9). Iarna, diferențele în ceea ce privește sosirea căldurii solare între latitudinile înalte și joase sunt deosebit de semnificative. Vara, în condiții de iluminare continuă, regiunile polare primesc cantitatea maximă de căldură solară pe zi pe Pământ. În ziua solstițiului de vară din emisfera nordică, este cu 36% mai mare decât cantitatea zilnică de căldură la ecuator. Dar, deoarece lungimea zilei la ecuator nu este de 24 de ore (ca în acest moment la pol), ci de 12 ore, cantitatea de radiație solară pe unitate de timp la ecuator rămâne cea mai mare. Maximul de vară al căldurii solare totale zilnice, observat la aproximativ 40-50 ° latitudine, este asociat cu o zi relativ lungă (mai lungă decât în acest moment cu 10-20 ° latitudine) la o înălțime semnificativă a Soarelui. Diferențele în cantitatea de căldură primită de regiunile ecuatoriale și polare sunt mai mici vara decât iarna.
Emisfera sudică primește mai multă căldură vara decât cea nordică, iarna - dimpotrivă (schimbarea distanței Pământului de la Soare afectează). Și dacă suprafața ambelor emisfere ar fi complet omogenă, amplitudinile anuale ale fluctuațiilor de temperatură din emisfera sudică ar fi mai mari decât în nord.
Radiațiile solare din atmosferă sunt supuse schimbări cantitative și calitative.
Chiar și perfectă, uscată și curată, atmosfera absoarbe și împrăștie razele, reducând intensitatea radiației solare. Efectul de slăbire al unei atmosfere reale care conține vapori de apă și particule asupra radiației solare este mult mai mare decât cel ideal. Atmosfera (oxigen, ozon, dioxid de carbon, praf și vapori de apă) absoarbe în principal razele ultraviolete și infraroșii. Energia radiantă a Soarelui absorbită de atmosferă este convertită în alte tipuri de energie: termică, chimică etc. În general, absorbția slăbește radiația solară cu 17-25%.
Razele cu unde relativ scurte - violet, albastru - sunt împrăștiate de molecule de gaze în atmosferă. Aceasta explică culoarea albastră a cerului. Impuritățile împrăștie în mod egal grinzi cu unde de lungimi diferite. Prin urmare, cu conținutul lor semnificativ, cerul capătă o nuanță albicioasă.
Datorită împrăștierii și reflectării luminii solare de către atmosferă, lumina zilei este observată în zilele înnorate, obiectele la umbră sunt vizibile și apare fenomenul amurgului.
Cu cât traseul razei în atmosferă este mai lung, cu atât trebuie să treacă grosimea acesteia și cu atât mai semnificativ este atenuată radiația solară. Prin urmare, odată cu creșterea, influența atmosferei asupra radiațiilor scade. Lungimea traseului razelor solare în atmosferă depinde de înălțimea soarelui. Dacă luăm ca unitate lungimea traseului razei solare în atmosferă la o înălțime a Soarelui de 90 ° (m), raportul dintre înălțimea Soarelui și lungimea traseului razei în atmosferă va fi așa cum se arată în tabel. zece.
Atenuarea generală a radiațiilor din atmosferă la orice înălțime a Soarelui poate fi exprimată prin formula Bouguer: Im = I0 * pm, unde Im este intensitatea radiației solare la suprafața pământului modificată în atmosferă; I0 - constanta solara; m este calea fasciculului în atmosferă; la o înălțime a Soarelui de 90 °, este egal cu 1 (masa atmosferei), p este coeficientul de transparență (un număr fracțional care arată ce fracție de radiație ajunge la suprafață la m = 1).
La o înălțime a Soarelui de 90 °, la m = 1, intensitatea radiației solare la suprafața pământului I1 este de p ori mai mică decât Io, adică I1 = Io * p.
Dacă înălțimea Soarelui este mai mică de 90 °, atunci m este întotdeauna mai mare de 1. Traseul razei solare poate consta din mai multe segmente, fiecare dintre ele fiind egală cu 1. Intensitatea radiației solare la limita dintre primul (aa1) și al doilea (a1a2) segmente I1 este, evident, Io * p, intensitatea radiației după trecerea celui de-al doilea segment I2 = I1 * p = I0 p * p = I0 p2; I3 = I0p3 etc.
Transparența atmosferei este inconsistentă și inegală condiții diferite... Raportul dintre transparența atmosferei reale și transparența atmosferei ideale - factorul de turbiditate - este întotdeauna mai mare decât unul. Depinde de conținutul de vapori de apă și praf din aer. Odată cu creșterea latitudinii, factorul de turbiditate scade: la latitudini de la 0 la 20 ° N. NS. este egal în medie cu 4,6, la latitudini de la 40 la 50 ° N. NS. - 3,5, la latitudini de la 50 la 60 ° N. NS. - 2,8 și la latitudini de la 60 la 80 ° N. NS. - 2.0. La latitudinile temperate, factorul de turbiditate este mai puțin iarna decât vara și mai puțin dimineața decât după-amiaza. Scade odată cu înălțimea. Cu cât factorul de turbiditate este mai mare, cu atât este mai mare atenuarea radiației solare.
Distinge radiația solară directă, împrăștiată și totală.
O parte din radiația solară care pătrunde în atmosferă până la suprafața pământului este radiația directă. O parte din radiațiile împrăștiate de atmosferă se transformă în radiații împrăștiate. Toate radiațiile solare care intră pe suprafața pământului, directe și împrăștiate, se numesc radiații totale.
Raportul dintre radiația directă și cea împrăștiată variază considerabil în funcție de înnorarea, praful atmosferei și, de asemenea, de înălțimea Soarelui. Pe un cer senin, fracția de radiație împrăștiată nu depășește 0,1%; pe un cer înnorat, radiația împrăștiată poate fi mai mare decât cea directă.
La o altitudine mică a Soarelui, radiația totală constă aproape în întregime din radiații împrăștiate. La o înălțime a Soarelui de 50 ° și un cer senin, fracția de radiație împrăștiată nu depășește 10-20%.
Hărțile valorilor medii anuale și lunare ale radiației totale ne permit să observăm principalele regularități ale acesteia distribuție geografică... Valorile anuale ale radiației totale sunt distribuite în principal pe zone. Cea mai mare cantitate anuală de radiații totale de pe Pământ este primită de suprafață în deșerturile interioare tropicale (Sahara de Est și Arabia centrală). O scădere vizibilă a radiației totale la ecuator este cauzată de umiditatea ridicată a aerului și de norii mari. În Arctica, radiația totală este de 60-70 kcal / cm2 pe an; în Antarctica, din cauza recurenței frecvente a zilelor senine și a transparenței mai mari a atmosferei, este ceva mai mare.
În iunie, emisfera nordică primește cele mai mari cantități de radiații, în special regiunile tropicale și subtropicale interioare. Cantitățile de radiații solare primite de suprafață în latitudinile temperate și polare ale emisferei nordice diferă puțin, în principal datorită duratei lungi a zilei în regiunile polare. Zonarea în distribuția radiației totale peste. continentele din emisfera nordică și din latitudinile tropicale ale emisferei sudice aproape că nu este exprimată. Se manifestă mai bine în emisfera nordică peste Ocean și se exprimă clar în latitudinile extratropicale ale emisferei sudice. La cercul polar sudic, radiația solară totală se apropie de 0.
În decembrie, cele mai mari cantități de radiații intră în emisfera sudică. Suprafața de gheață înaltă a Antarcticii, cu o transparență ridicată a aerului, primește în iunie o radiație total mai mare decât suprafața Arcticii. Există multă căldură în deșerturi (Kalahari, Marea Australie), dar datorită oceanicității mai mari a emisferei sudice (influența umidității ridicate a aerului și a tulburării), suma sa este ceva mai mică aici decât în iunie la aceleași latitudini a emisferei nordice. În latitudinile ecuatoriale și tropicale ale emisferei nordice, radiația totală se schimbă relativ puțin, iar zonarea în distribuția sa este clar exprimată doar în nordul tropicului nordic. Odată cu creșterea latitudinii, radiația totală scade destul de repede, izolina sa zero se extinde oarecum la nord de Cercul polar polar.
Radiația solară totală, care cade pe suprafața Pământului, este parțial reflectată înapoi în atmosferă. Se numește raportul dintre cantitatea de radiație reflectată de la o suprafață și cantitatea de radiație care cade pe această suprafață albedo... Albedo caracterizează reflectivitatea unei suprafețe.
Albedo-ul suprafeței terestre depinde de starea și proprietățile sale: culoare, umiditate, rugozitate etc. Zăpada proaspăt căzută are cea mai mare reflectivitate (85-95%). O suprafață calmă a apei reflectă doar 2-5% atunci când razele soarelui cad abrupt pe ea, iar când Soarele este scăzut, aproape toate razele care cad asupra ei (90%). Albedo de cernoziom uscat - 14%, umed - 8, pădure - 10-20, vegetație de luncă - 18-30, suprafața deșertului nisipos - 29-35, suprafața gheții marine - 30-40%.
Albedo-ul mare al suprafeței de gheață, în special cel acoperit cu zăpadă proaspăt căzută (până la 95%), este motivul temperaturilor scăzute în regiunile polare vara, când sosirea radiației solare acolo este semnificativă.
Radiația suprafeței și atmosferei terestre. Orice corp cu o temperatură peste zero absolut (mai mult de minus 273 °) emite energie radiantă. Emisivitatea totală a unui corp absolut negru este proporțională cu a patra putere a temperaturii sale absolute (T):
E = σ * T4 kcal / cm2 pe minut (legea Stefan-Boltzmann), unde σ este un coeficient constant.
Cu cât temperatura corpului emitent este mai mare, cu atât lungimile de undă ale razelor nm emise sunt mai mici. Soarele incandescent trimite în spațiu radiații cu unde scurte... Suprafața terestră, absorbind radiațiile solare cu unde scurte, se încălzește și devine, de asemenea, o sursă de radiații (radiații terestre). Ho, deoarece temperatura suprafeței pământului nu depășește câteva zeci de grade, este radiații cu unde lungi, invizibile.
Radiația Pământului este în mare parte prinsă de atmosferă (vapori de apă, dioxid de carbon, ozon), dar razele cu o lungime de undă de 9-12 microni părăsesc liber atmosfera și, prin urmare, Pământul își pierde o parte din căldură.
Atmosfera, absorbind o parte din radiația solară care trece prin ea și mai mult de jumătate din radiația terestră, ea însăși radiază energie în spațiul mondial și pe suprafața terestră. Se numește radiație atmosferică îndreptată spre suprafața terestră spre suprafața terestră contra radiații. Această radiație, la fel ca terestră, cu undă lungă, invizibilă.
În atmosferă, există două fluxuri de radiații cu unde lungi - radiații de pe suprafața Pământului și radiații din atmosferă. Se numește diferența dintre ele, care determină pierderea efectivă de căldură de la suprafața pământului radiații eficiente. Cu cât temperatura suprafeței emițătoare este mai mare, cu atât radiația efectivă este mai mare. Umiditatea aerului reduce radiațiile eficiente, iar norii o reduc foarte mult.
Cea mai mare valoare a sumelor anuale de radiații eficiente se observă în deșerturile tropicale - 80 kcal / cm2 pe an - datorită temperatura ridicata suprafață, aer uscat și cer senin. La ecuator, cu umiditate ridicată a aerului, radiația efectivă este de numai aproximativ 30 kcal / cm2 pe an, iar valoarea sa pentru uscat și ocean este foarte puțin diferită. Radiații cel mai puțin eficiente în regiunile polare. În latitudinile temperate, suprafața pământului pierde aproximativ jumătate din cantitatea de căldură pe care o primește din absorbția radiației totale.
Capacitatea atmosferei de a transmite radiații de lungime de undă scurtă de la Soare (radiații directe și împrăștiate) și de a bloca radiațiile de lungime de undă lungă de pe Pământ se numește efect de seră (seră). Datorită efectului de seră, temperatura medie a suprafeței pământului este de + 16 °, în absența atmosferei ar fi de -22 ° (38 ° mai mică).
Balanța radiațiilor (radiații reziduale). Suprafața pământului primește simultan radiații și le dă. Sosirea radiației este alcătuită din radiația solară totală și contra radiațiile atmosferei. Consumul este reflectarea razelor solare de la suprafață (albedo) și a radiației intrinseci a suprafeței terestre. Diferența dintre sosirea și consumul de radiații - echilibrul radiațiilor, sau radiații reziduale. Valoarea echilibrului radiației este determinată de ecuație
R = Q * (1-α) - I,
unde Q este radiația solară totală pe unitate de suprafață; α - albedo (fracție); I - radiații eficiente.
Dacă intrarea este mai mare decât debitul, echilibrul radiației este pozitiv; dacă intrarea este mai mică decât debitul, echilibrul este negativ. Noaptea, la toate latitudinile, bilanțul radiațiilor este negativ, după-amiaza până la prânz - pozitiv peste tot, cu excepția latitudinilor mari în timpul iernii; după-amiază - din nou negativ. În medie, bilanțul radiațiilor pe zi poate fi atât pozitiv cât și negativ (Tabelul 11).
Harta sumelor anuale ale bilanțului radiațional de pe suprafața pământului arată schimbare bruscă pozițiile izolinelor în timpul tranziției lor de la uscat la ocean. De regulă, echilibrul de radiații al suprafeței oceanului depășește echilibrul de radiații al terenului (influența albedo și radiații eficiente). Distribuția balanței de radiații este în general zonală. Pe ocean, în latitudini tropicale, valorile anuale ale balanței radiațiilor ating 140 kcal / cm2 (Marea Arabiei) și nu depășesc 30 kcal / cm2 la limita gheții plutitoare. Abaterile de la distribuția zonală a balanței de radiații pe ocean sunt nesemnificative și sunt cauzate de distribuția zăpezii.
Pe uscat în latitudini ecuatoriale și tropicale, valorile anuale ale balanței radiației variază de la 60 la 90 kcal / cm2, în funcție de condițiile de umiditate. Cel mai bun sume anuale echilibrul radiațiilor se observă în acele regiuni în care albedo și radiațiile eficiente sunt relativ scăzute (umede junglă, savana). Cea mai mică valoare a acestora se dovedește a fi în regiuni foarte umede (tulbure mare) și în regiuni foarte uscate (radiații eficiente). În latitudini temperate și înalte, valoarea anuală a balanței de radiații scade odată cu creșterea latitudinii (efectul unei scăderi a radiației totale).
Sumele anuale ale balanței de radiații în regiunile centrale ale Antarcticii sunt negative (mai multe calorii pe 1 cm2). În Arctica, aceste valori sunt aproape de zero.
În iulie, echilibrul de radiații al suprafeței terestre într-o parte semnificativă a emisferei sudice este negativ. Linia echilibru zero rulează între 40 și 50 ° S. NS. Cea mai mare valoare a echilibrului radiației se atinge pe suprafața Oceanului în latitudinile tropicale ale emisferei nordice și pe suprafața unor mări interioare, de exemplu, Marea Neagră (14-16 kcal / cm2 pe lună).
În ianuarie, linia de echilibru zero este situată între 40 și 50 ° N. NS. (peste oceane, se ridică oarecum spre nord, peste continente, coboară spre sud). O parte semnificativă a emisferei nordice are un bilanț negativ al radiațiilor. Cele mai mari valori ale balanței radiațiilor se limitează la latitudinile tropicale din emisfera sudică.
În medie, bilanțul de radiații al suprafeței terestre este pozitiv pe an. În acest caz, temperatura suprafeței nu crește, ci rămâne aproximativ constantă, ceea ce poate fi explicat doar prin consumul continuu de căldură în exces.
Echilibrul radiațiilor atmosferei este alcătuit din radiații solare și terestre absorbite, pe de o parte, și radiații atmosferice, pe de altă parte. Este întotdeauna negativ, deoarece atmosfera absoarbe doar o mică parte din radiația solară și radiază aproape la fel de mult ca suprafața.
Bilanțul de radiații al suprafeței și al atmosferei împreună, ca întreg, pentru întregul Pământ timp de un an este egal cu zero în medie, dar la latitudini poate fi atât pozitiv cât și negativ.
Consecința unei astfel de distribuții a balanței radiației ar trebui să fie transferul de căldură în direcția de la ecuator la poli.
Echilibrul termic. Balanța radiației este cea mai importantă componentă a balanței termice. Ecuația echilibrului de căldură de la suprafață arată cum se transformă energia radiației solare primite pe suprafața pământului:
unde R este echilibrul radiației; LE - consum de căldură pentru evaporare (L - căldură latentă de vaporizare, E - evaporare);
P - schimb de căldură turbulent între suprafață și atmosferă;
A - schimb de căldură între suprafață și straturile subiacente de sol sau apă.
Bilanțul de radiații al unei suprafețe este considerat pozitiv dacă radiația absorbită de suprafață depășește pierderea de căldură și negativă dacă nu le completează. Toți ceilalți termeni ai bilanțului termic sunt considerați pozitivi dacă datorită lor există o pierdere de căldură de la suprafață (dacă corespund consumului de căldură). Pentru că. toți termenii ecuației se pot schimba, echilibrul termic este constant deranjat și restabilit din nou.
Ecuația de mai sus a echilibrului termic al suprafeței este aproximativă, deoarece nu ia în considerare unele minore, ci în condiții specifice factori care câștigă din ce în ce mai mult importanță, de exemplu, eliberarea de căldură în timpul înghețului, consumul acesteia pentru topire etc.
Echilibrul termic al atmosferei constă în echilibrul radiației atmosferei Ra, căldura care vine de la suprafață, Pa, căldura eliberată în atmosferă în timpul condensării, LE și transferul orizontal de căldură (advecție) Aa. Bilanțul de radiații al atmosferei este întotdeauna negativ. Fluxul de căldură rezultat din condensarea umezelii și magnitudinea transferului de căldură turbulent sunt pozitive. Advecția de căldură conduce, în medie, pe an la transferul său de la latitudini mici la latitudini mari: astfel, înseamnă consum de căldură în latitudini mici și sosire în latitudini mari. Într-o derivare pe termen lung, echilibrul termic al atmosferei poate fi exprimat prin ecuația Ra = Pa + LE.
Bilanțul termic al suprafeței și al atmosferei împreună, ca întreg, în media pe termen lung este egal cu 0 (Fig. 35).
Valoarea radiației solare care intră în atmosferă pe an (250 kcal / cm2) este considerată 100%. Radiația solară, care pătrunde în atmosferă, este parțial reflectată din nori și revine din atmosferă - 38%, parțial absorbită de atmosferă - 14% și parțial sub formă de radiație solară directă ajunge la suprafața pământului - 48%. Din cei 48% care au ajuns la suprafață, 44% sunt absorbiți de aceasta, iar 4% sunt reflectați. Astfel, albedo-ul Pământului este de 42% (38 + 4).
Radiația absorbită de suprafața pământului se consumă după cum urmează: 20% se pierd prin radiații eficiente, 18% se cheltuiește pentru evaporarea de la suprafață, 6% se cheltuiește pentru încălzirea aerului în timpul schimbului de căldură turbulent (total 24%). Consumul de căldură de la suprafață echilibrează sosirea acestuia. Căldura primită de atmosferă (14% direct de la Soare, 24% de la suprafața pământului), împreună cu radiația efectivă a Pământului, este direcționată în spațiul mondial. Albedo al Pământului (42%) și radiațiile (58%) echilibrează fluxul de radiații solare în atmosferă.
Cantitatea de radiație solară directă (S) care ajunge la suprafața pământului pe un cer fără nori depinde de înălțimea soarelui și de transparență. Tabelul pentru trei zone latitudinale arată distribuția sumelor lunare de radiații directe pe un cer fără nori (sume posibile) sub forma valorilor medii pentru lunile centrale ale anotimpurilor și ale anului.
Sosirea crescută a radiațiilor directe în partea asiatică se datorează transparenței mai mari a atmosferei din această regiune. Valorile ridicate ale radiației directe în timpul verii în regiunile nordice ale Rusiei sunt explicate printr-o combinație de transparență ridicată a atmosferei și lungime lungă a zilei
Reduce sosirea radiațiilor directe și poate schimba semnificativ cursul său zilnic și anual. Cu toate acestea, în condiții medii de nor, factorul astronomic este predominant și, prin urmare, radiația directă maximă este observată la cea mai mare altitudine a soarelui.
În majoritatea regiunilor continentale ale Rusiei, în lunile de primăvară și vară, radiațiile directe în orele dinaintea prânzului sunt mai mari decât după-amiaza. Acest lucru se datorează dezvoltării tulburei convective în orele de după-amiază și cu o scădere a transparenței atmosferei în acest moment al zilei în comparație cu orele de dimineață. În timpul iernii, raportul dintre valorile radiațiilor dinaintea și după-amiaza este opusul - valorile radiațiilor directe dinaintea prânzului sunt mai mici din cauza maximului de înnorări dimineața și scăderea acesteia în a doua jumătate a zilei. Diferența dintre valorile radiației directe înainte și după-amiază poate ajunge la 25-35%.
În cursul anual, maximul de radiații directe scade în iunie-iulie, cu excepția regiunilor din Orientul Îndepărtat, unde se deplasează în mai, iar în sudul Primorye, în septembrie, se notează un maxim secundar.
Cantitatea lunară maximă de radiații directe pe teritoriul Rusiei este de 45-65% din posibilul cu un cer fără nori și chiar și în sudul părții europene atinge doar 70%. Valori minime sărbătorit în decembrie și ianuarie.
Contribuția radiației directe la sosirea totală în condiții reale de înnorare atinge maximul în lunile de vară și în medie 50-60%. O excepție este Teritoriul Primorsky, unde cea mai mare contribuție a radiațiilor directe cade în lunile de toamnă și iarnă.
Distribuția radiației directe în condiții medii (efective) de tulburare pe teritoriul Rusiei depinde în mare măsură. Acest lucru duce la o încălcare vizibilă a distribuției zonale a radiațiilor în anumite luni. Acest lucru este evident mai ales în arc... Deci, în aprilie, există două maxime - una în regiunile sudice
Dacă atmosfera ar lăsa toate razele soarelui să treacă la suprafața pământului, atunci clima oricărui punct de pe Pământ ar depinde doar de latitudinea geografică. Deci se credea în antichitate. Cu toate acestea, atunci când razele soarelui trec prin atmosfera terestră, așa cum am văzut deja, slăbirea lor are loc datorită proceselor simultane de absorbție și împrăștiere. Picăturile de apă și cristalele de gheață, care alcătuiesc norii, absorb și se împrăștie foarte mult.
Se numește acea parte a radiației solare care intră pe suprafața pământului după ce a împrăștiat-o prin atmosferă și nori radiații împrăștiate. Se numește acea parte a radiației solare care trece prin atmosferă fără împrăștiereradiații directe.
Radiațiile sunt împrăștiate nu numai de nori, ci și pe un cer senin - de molecule, gaze și particule de praf. Raportul dintre radiația directă și radiația dispersată variază foarte mult. Dacă, cu un cer senin și o incidență verticală a soarelui, fracția de radiație împrăștiată este directă de 0,1%, atunci
pe un cer înnorat, radiația împrăștiată poate fi mai directă.
În acele părți ale lumii unde predomină vremea senină, de exemplu în Asia Centrala, principala sursă de încălzire a suprafeței terestre este radiația solară directă. Acolo unde predomină vremea tulbure, ca, de exemplu, în nordul și nord-vestul teritoriului european al URSS, radiația solară difuză devine esențială. Golful Tikhaya, situat în nord, primește radiații împrăștiate de aproape o dată și jumătate mai mult decât cea dreaptă (Tabelul 5). În Tașkent, dimpotrivă, radiația împrăștiată este mai mică de 1/3 din radiația directă. Radiația solară directă din Yakutsk este mai mare decât în Leningrad. Acest lucru se explică prin faptul că în Leningrad sunt mai multe zile înnorate și mai puțină transparență a aerului.
Albedo al suprafeței pământului. Suprafața pământului are capacitatea de a reflecta razele care cad pe ea. Cantitatea de radiații absorbite și reflectate depinde de proprietățile suprafeței terestre. Se numește raportul dintre cantitatea de energie radiantă reflectată de la suprafața corpului și cantitatea de energie radiantă incidentă albedo. Albedo caracterizează reflectivitatea unei suprafețe a corpului. Când, de exemplu, ei spun că albedoul de zăpadă proaspăt căzută este de 80-85%, acest lucru înseamnă că 80-85% din toată radiația care cade pe suprafața zăpezii este reflectată din aceasta.
Albedo de zăpadă și gheață depinde de puritatea lor. V orașe industriale datorită depunerii diferitelor impurități pe zăpadă, în principal funingine, albedo este mai mic. Dimpotrivă, în regiunile arctice albedo de zăpadă ajunge uneori la 94%. Deoarece albedo de zăpadă este cel mai mare în comparație cu albedo de alte tipuri de suprafață a pământului, atunci cu un strat de zăpadă, încălzirea suprafeței pământului are loc slab. Albedo de iarbă și nisip este mult mai puțin. Albedo de vegetație iarbă este de 26%, iar cel de nisip este de 30%. Aceasta înseamnă că iarba absoarbe 74% din energia solară, iar nisipul 70%. Radiația absorbită este utilizată pentru evaporare, creșterea plantelor și încălzire.
Apa are cea mai mare capacitate de absorbție. Mările și oceanele absorb aproximativ 95% din energia solară primită la suprafața lor, adică albedo de apă este de 5% (Fig. 9). Este adevărat, albedo-ul apei depinde de unghiul de incidență al razelor solare (V.V. Shuleikin). Cu o incidență verticală a razelor de la suprafață apa pura doar 2% din radiații sunt reflectate, iar când soarele este scăzut, aproape toate.
