Характеристика солнечной радиации – Общая характеристика солнечной радиации

Общая характеристика солнечной радиации

ТОП 10:

Лучистая энергия Солнца, или солнечная радиация, является основным источником тепла для поверхности Земли и для ее атмосферы. Радиация, поступающая от звезд и Луны, ничтожно мала по сравнению с солнечной радиацией и существенного вклада в тепловые процессы на Земле не вносит. Так же ничтожно мал поток тепла, направленный к поверхности из глубин планеты. Солнечная радиация распространяется по всем направлениям от источника (Солнца) в виде электромагнитных волн со скоростью, близкой к 300 000 км/сек. В метеорологии рассматривают преимущественно тепловую радиацию, определяемую температурой тела и его излучательной способностью. Тепловая радиацияимеет длины волн от сотен микрометров до тысячных долей микрометра. Рентгеновское излучение и гамма-излучение в метеорологии не рассматриваются, так как в нижние слои атмосферы они практически не поступают.

Тепловую радиацию принято подразделять на коротковолновую и длинноволновую. Коротковолновой радиацией называют радиацию в диапазоне длин волн от 0,1до 4 мкм, длинноволновой — от 4 до 100 мкм. Солнечная радиация, поступающая к поверхности Земли, на 99% является коротковолновой. Коротковолновую радиацию подразделяют на ультрафиолетовую (УФ), с длинами волн от 0,1 до 0,39 мкм; видимый свет (ВС) — 0,4 — 0,76 мкм; инфракрасную (ИК) — 0,76 — 4 мкм. ВС и ИК радиация дают наибольшую энергию: на ВС приходится 47% лучистой энергии, на ИК — 44%, а на УФ — только 9% лучистой энергии. Такое распределение тепловой радиации соответствует распределению энергии в спектре абсолютно черного тела с температурой в 6000К. Эту температуру считают условно близкой к фактической температуре на поверхности Солнца (в фотосфере, являющейся источником лучистой энергии Солнца). Максимум лучистой энергии при такой температуре излучателя, согласно закону Вина

l= 0,2898/Т (см*град). (28)

приходится на сине-голубые лучи с длинами около 0,475 мкм (l.- длина волны, Т — абсолютная температура излучателя).

Общее количество излучаемой тепловой энергии пропорционально, согласно закону Стефана-Больцмана, четвертой степени абсолютной температуры излучателя:

Е = sТ4 (29)

где s = 5,7*10-8 Вт/м24 (постоянная Стефана-Больцмана).

Количественной мерой солнечной радиации, поступающей на поверхность, служит энергетическая освещенность, или плотность потока радиации. Энергетическая освещенность — это количество лучистой энергии, поступающей на единицу площади в единицу времени. Она измеряется в Вт/м2 (или кВт/м2). Это означает, что на 1 м2 в секунду поступает 1 Дж (или 1 кДж) лучистой энергии. Энергетическую освещенность солнечной радиации, падающей на площадку единичной площади, перпендикулярную солнечным лучам в единицу времени на верхней границе атмосферы при среднем расстоянии от Земли до Солнца называют

солнечной постоянной Sо. При этом под верхней границей атмосферы понимают условие отсутствия воздействия атмосферы на солнечную радиацию. Поэтому величина солнечной постоянной определяется только излучательной способностью Солнца и расстоянием между Землей и Солнцем. Современными исследованиями с помощью спутников и ракет установлено значение Sо, равное 1367 Вт/м2 с ошибкой ±0,3%, среднее расстояние между Землей и Солнцем в этом случае определено как 149,6*106 км. Если учитывать изменения солнечной постоянной в связи с изменением расстояния между Землей и Солнцем, то при среднегодовом значении 1,37 кВт/м2, в январе она будет равна 1,41 кВт/м2, а в июне — 1,34 кВт/м2, следовательно, северное полушарие за летний день получает на границе атмосферы несколько меньше радиации, чем Южное полушарие за свой летний день.

В связи с постоянным изменением солнечной активности солнечная постоянная, возможно, испытывает колебания из года в год. Но эти колебания, если они и существуют, настолько малы, что лежат в пределах точности измерений современных приборов. Но за время существования Земли солнечная постоянная, вероятнее всего, меняла свое значение.

Зная солнечную постоянную, можно рассчитать количество солнечной энергии, поступающей на освещенное полушарие на верхней границе атмосферы. Оно равно произведению солнечной постоянной на площадь большого круга Земли. При среднем радиусе земли, равном 6371 км, площадь большого круга составляет p*(6371)2 = 1,275*1014 м2, а приходящая на нее лучистая энергия — 1,743*1017 Вт. За год это составит 5,49*10

24 Дж.

Приход солнечной радиации на горизонтальную поверхность на верхней границе атмосферы называют солярным климатом. Формирование солярного климата определяется двумя факторами — продолжительностью солнечного сияния и высотой Солнца. Количество радиации, приходящейся на границе атмосферы на единицу площади горизонтальной поверхности пропорционально синусу высоты Солнца, которая меняется не только в течение дня, но и зависит от времени года. Как известно, высота Солнца для дней солнцестояния определяется по формуле 900 — (j±23,50), для дней равноденствия — 900-j, где j — широта места. Таким образом, высота Солнца на экваторе меняется в течение года от 90 до 66,50, в тропиках — от 90 до 430, на полярных кругах — от 47 до 00 и на полюсах — от 23,5 до 00. В соответствии с таким изменением высоты Солнца зимой в каждом полушарии приток солнечной радиации на горизонтальную площадку быстро убывает от экватора к полюсам. Летом картина более сложная: в середине лета максимальные значения приходятся не на экватор, а на полюса, где продолжительность дня составляет 24 часа. В годовом ходе во внетропической зоне наблюдается один максимум (летнее солнцестояние) и один минимум (зимнее солнцестояние). В тропической зоне приток радиации достигает максимума два раза в год (дни равноденствия). Годовые количества солнечной радиации меняются от 133*10

2 МДж/м2 (экватор) до 56*102 МДж/м2 (полюса). Амплитуда годового хода на экваторе небольшая, во внетропической зоне — значительная.

 

Прямая солнечная радиация

Прямой солнечной радиациейназывают радиацию, приходящую к земной поверхности непосредственно от солнечного диска

. Несмотря на то, что солнечная радиация распространяется от Солнца по всем направлениям, к Земле она приходит в виде пучка параллельных лучей, исходящих как бы из бесконечности. Приток прямой солнечной радиации на земную поверхность или на любой уровень в атмосфере характеризуется энергетической освещенностью — количеством лучистой энергии, поступающей за единицу времени на единицу площади. Максимальный приток прямой солнечной радиации будет поступать на площадку, перпендикулярную солнечным лучам. Во всех остальных случаях энергетическая освещенность будет определяться высотой Солнца, или синусом угла, который образует солнечный луч с поверхностью площадки

S’=S sin hc (30)

В общем случае S (энергетическая освещенность площадки единичной площади, перпендикулярной солнечным лучам) равно So. Поток прямой солнечной радиации, приходящийся на горизонтальную площадку, называется

инсоляцией.

Продолжительность солнечного сияния — это время, в течение которого прямые солнечные лучи освещают земную поверхность. Продолжительность солнечного сияния является важным элементом климата и зависит от длины дня, определяемой широтой местности и временем года, и облачности. На метеостанции она определяется гелиографами. Продолжительность солнечного сияния выражают либо в часах, либо в процентах от наиболее возможной продолжительности.

Продолжительность солнечного сияния возрастает от полярных широт к тропикам. В Арктике относительная продолжительность составляет 25% и ниже, в Северной Европе — около 40%, в Италии — 50%. Максимум продолжительности солнечного сияния отмечают в субтропических пустынях (например, в Аризоне — 88%, а в летнее время до 97% возможной). В дождливых областях близ экватора — 35%.

В годовом ходе максимум продолжительности солнечного сияния для умеренных широт приходится на июль-август, в пустынях субтропиков — на июнь и сентябрь. Внутри тропиков максимум солнечного сияния наблюдается в сухой период, минимум — во влажный (особенно в муссонных районах).

Горы в среднем беднее солнечным сиянием, чем прилегающие равнины из-за сильного развития облаков конвекции летом. Но зимой в высокогорье больше солнечного сияния, чем на низменности. Это является важным преимуществом горных курортов.

Самые солнечные часы суток в Средней Европе летом от 10 до 11 часов, зимой от 13 до 14 часов. На горных вершинах максимум приходится на два часа раньше. В тропиках наиболее богаты солнечным сиянием утренние часы — 8-9 часов.

В больших городах загрязнение воздуха снижает продолжительность солнечного сияния до 20% и более по сравнению с сельской местностью.

Условия облачности можно характеризовать также и числом ясных и пасмурных дней. Вот несколько экстремальных значений: Ифрена (Ливия) — 293 ясных дня в году, Термез (Узбекистан) — 260 дней, Имандра (Кольский п-ов) — 9 ясных дней в году, на горной станции Бен-Невис в Шотландии — 247 пасмурных дней в году, на восточном берегу острова Тайвань — 233 пасмурных дня.

 




infopedia.su

Вопрос 1 Общая характеристика солнечной радиации

«Обзор физических и химических свойств жизни должен начинаться не с Земли, а с Солнца, точнее с самого его центра. Именно здесь находится источник энергии, которую Солнце непрерывно излучает в пространство в виде света и тепла». А.Л. Чижевский

«Куда не заглядывает Солнце, туда часто заглядывает врач». Народная мудрость.

Солнце — слабопеременная холодная желтая звезда, в строении которой выделяют ядро, промежуточную и конвективную области, которые находятся за пределами наблюдения, фотосферу, хромосферу и корону. Это вращающийся шар раскаленного газа. Большую часть (60%) массы Солнца составляют ядра водорода, протоны, которые вступают между собой в протон-протонную реакцию с образованием более крупных ядер гелия и выделением больших количеств энергии. Таким образом, Солнце представляет собой колоссальной мощности ядерный реактор, расположенный на сравнительно безопасном расстоянии от Земли.

Некоторые характеристики Солнца:

Диаметр — 1391 тыс. км, в 109 раз превышает диаметр Земли.

Температура в глубине — 15 000 000 — 25 000 000°К.

Давление — до 200 000 000 атм.

Масса — 1,99×1030 кг, что соответствует 333 343 массам Земли.

Расстояние от Земли — 149,6 млн км, т.е. 107 диаметров Солнца.

Скорость распространения электромагнитного излучения в космическом пространстве — 300 000 км/с.

Фотосфера — наиболее доступная для наблюдения нижняя светящаяся часть атмосферы Солнца. Толщина ее равна 100-300 км, температура — 6000°К. Ослепительно яркая оболочка Солнца, наблюдаемая в форме солнечного диска. Из нее выходит почти все солнечное излучение. Фотосфера — верхний слой бурлящей конвективной зоны. Крутые элементы конвекции поднимаются к поверхности в виде очагов грануляции и супергрануляции.

Хромосфера — видимая при солнечных затмениях в виде узкого розового кольца, окаймляющего диск. Она простирается до 14 тыс. км над видимым краем солнечного диска. Плотность хромосферы низкая, а температура нижних слоев равна 5000°К. В ней берут начало яркие струи светящегося газа высотой до 10 тыс. км. Это так называемые спикулы.

Солнечная корона — представляет собой наиболее разреженный слой, имеющий лучистое строение и простирающийся в космическом пространстве на десятки солнечных радиусов. Тепловая энергия частиц короны составляет 106°К. Разреженные внешние слои атмосферы Солнца распространяются на сотни миллионов километров в космическое пространство.

Солнечный ветер — разного рода излучения плазмы корпускулярной (электроны, протоны, ядра гелия и пр.) и электромагнитной волновой природы (инфракрасного, видимого, ультрафиолетового, рентгеновского, гамма-излучения).

Типичные свойства спокойного солнечного ветра:

Концентрация протонов, см3 – 8.

Скорость солнечного ветра, км/с – 320.

Поток протонов, на см2/с — 2,4×108.

Поток кинетической энергии, Вт/м2 — 2,2×10-4.

Температура протонов, °К — 4×104.

Температура электронов, °К — 105.

Напряженность магнитного поля, А/м – 5.

Плотность энергии потока солнечного ветра, усл. ед. – 1.

Плотность тепловой энергии протонов, усл. ед. — 1/120.

Плотность тепловой энергии электронов, усл. ед. — 1/50.

Плотность магнитной энергии, усл. ед. — 1/70.

Электромагнитный спектр Солнца по длине волны в нм:

Диапазон радиочастот — > 100 000.

Далекая инфракрасная область — 100000–10000.

Ближняя инфракрасная область — 10000–760.

Видимая, или оптическая, область — 760–400.

Ультрафиолетовая область — 400-120.

Крайняя ультрафиолетовая область — 120–10.

Мягкое рентгеновское излучение — 10–0,1.

Жесткое рентгеновское излучение — < 0,1.

Тепловой баланс поверхности Земли (% от количества солнечного излучения, приходящегося на внешнюю границу земной атмосферы):

Поглощенное излучение – 46.

Эффективное излучение – 15.

Радиационный баланс – 31.

Затраты теплоты на испарение – 26.

Турбулентный поток тепла – 5.

Основные формы взаимодействия солнечного излучения с атмосферой Земли:

Условия

Составляющие солнечного излучения, l

Ультрафиолетовое

излучение

(250-400 нм)

Видимое

излучение

(400-760 нм)

Ближнее

инфракрасное

излучение

(760-4000 нм)

Безоблачные

Рассеяние,

поглощение

озоном

Рассеяние и

поглощение

аэрозолем

Поглощение

водяным паром,

ослабление

аэрозолем

Облачные

Рассеяние в

облаках,

поглощение

озоном

Рассеяние в

облаках,

поглощение

аэрозолем

Рассеяние в

облаках,

поглощение

водяным паром и

частицами

облаков

Зависимость интенсивности ультрафиолетового солнечного излучения в различных участках спектра от высоты стояния Солнца над горизонтом:

Высота стояния Солнца, град

Относительная интенсивность излучения

(в % к интенсивности излучения при высоте стояния Солнца 60°)

Интенсив-ность прямого излучения

Интенсивность ультрафиолетового излучения при длине волны, нм

менее 435

менее 340

менее 320

309

304

300

60

100

100

100

100

100

100

100

50

93

91

85

80

73

63

39

40

85

81

71

57

45

27

14

30

78

71

55

34

17

20

70

61

39

11

Виды солнечной территории:

Солнечное лето и солнечная зима — число дней без Солнца составляет менее 60 за год, менее одного дня в течение июля, менее 10 дней за январь.

Солнечное лето и умеренно облачная зима — число дней без Солнца соответственно 60-100, менее одного, 10-20.

Умеренно облачное лето и облачная зима — соответственно число дней без Солнца более 100 за год, менее или равно 1 дню в июле, более 20 дней в январе.

studfiles.net

1)Солнечная радиация. Краткая характеристика биологического действия различных областей солнечного спектра на организм.

Под солнечной радиацией понимают весь испускаемый Солнцем интегральный (суммарный) поток радиации, который представляет собой электромагнитные колебания с различной длиной волны.

В гигиеническом отношении особый интерес представляет оптическая часть солнечного спектра, которая включает электромагнитные поля и излучения с длиной волны выше 100 нм. В этой части солнечного спектра различают три вида излучения («неионизирующее излучение»):

— ультрафиолетовое (УФ)-сдлиной волны 290-400 нм;

— видимое-сдлиной волны 400-760 нм;

— инфракрасное (ИК)-сдлиной волны 760-2800 нм.

Наиболее активной в биологическом отношении является ультрафиолетовая часть солнечного спектра. В результате поглощения УФ-лучей в коже здорового человека образуется две группы веществ: специфические (витамин D) и неспецифические (гистамин, холин, ацетилхолин, аденозин). Образующиеся продукты белкового расщепления являются теми неспецифическими раздражителями, которые гуморальным путем влияют на весь сложный рецепторный аппарат и через него на эндокринную и нервную систему. Появление биологически активных веществ связано с фотохимическим действием УФ-лучей. Являясь неспецифическим стимулятором физиологических функций, эти лучи оказывают благоприятное влияние на белковый, жировой, углеводный, минеральный обмены, иммунную систему организма, что проявляется в общеоздоровительном, тонизирующем и профилактическом действии солнечного излучения на организм.

Видимая часть солнечного спектра. Специфической особенностью этой части спектра является ее воздействие на орган зрения. Глаз обладает наибольшей чувствительностью к желто-зеленым лучам с длиной волны 555 нм.

Недостаточное, нерациональное освещение приводит к снижению функции зрительного анализатора, повышенной утомляемости, снижению работоспособности, производственным травмам. Физиологическое значение видимого спектра заключается, прежде всего, в том, что он является одним из важнейших элементов, определяющих влияние окружающей среды на ЦНС. Воздействуя через орган зрения, свет вызывает возбуждение, распространяющееся до сенсорных центров больших полушарий, и, в зависимости от ряда условий, возбуждает или угнетает кору головного мозга, перестраивая физиологические и психические реакции организма, изменяя общий тонус организма, поддерживая деятельное и бодрствующее состояние. Видимая часть спектра может и непосредственно действовать на кожные покровы и слизистые оболочки, вызывать раздражение периферических нервных окончаний, обладает способностью проникать в глубь тканей организма, оказывая действие на кровь и внутренние органы.

Инфракрасная радиация. Длинноволновые инфракрасные лучи имеют меньшую энергию, чем коротковолновые, обладают меньшей проникающей способностью, а поэтому полностью поглощаются в поверхностном слое кожи, нагревая ее. Непосредственно вслед за интенсивным нагреванием кожи возникает тепловая эритема, которая проявляется в покраснении кожи вследствие расширения капилляров. Коротковолновые инфракрасные лучи, обладая большей энергией, способны глубоко проникать, а поэтому им больше присуще общее действие на организм. Например, в результате рефлекторного расширения как кожных, так и более крупных кровеносных сосудов увеличивается приток крови к периферии, происходит перераспределение массы крови в организме. В результате повышается температура тела, учащается пульс, учащается дыхание, усиливается выделительная функция почек. Коротковолновые инфракрасные лучи являются хорошим болеутоляющим фактором, способствуют быстрому рассасыванию воспалительных очагов. На этом основано широкое использование этих лучей для указанных целей в физиотерапевтической практике. Коротковолновая инфракрасная радиация может проникать через кости черепа, вызывая эритематозное воспаление мозговых оболочек (солнечный удар).

studfiles.net

Практическая работа 2. Общая характеристика солнечной радиации. Солнечная радиация у земной поверхности. Отражение и поглощение радиации деятельным слоем. Радиационный баланс деятельного слоя.

Солнечная радиация, которая является основным источником энергии для всех процессов на Земле, в том числе и в атмосфере распространяется по всем направлениям в виде электромагнитных волн. Общий поток солнечной энергии вне атмосферы при среднем расстоянии между Землей и Солнцем (149,6х106 км) считают постоянной величиной. Энергетическую освещенность солнечной радиации, падающей на площадку единичной площади, перпендикулярную солнечным лучам в единицу времени на верхней границе атмосферы при среднем расстоянии от Земли до Солнца называют солнечной постоянной Sо.

Ослабление солнечной радиации при ее прохождении через атмосферу.

Ослабление прямой солнечной радиации при ее прохождении от верхней границы атмосферы до земной поверхности определяется формулой Бугера

S = S0 pm(1),

где S — энергетическая освещенность солнечной радиацией площадки у земной поверхности, перпендикулярной к солнечным лучам;

S0— солнечная постоянная;

p — интегральный коэффициент прозрачности атмосферы;

m — оптическая масса атмосферы, пройденной солнечными лучами.

При m= 1, т.е. при Солнце в зените,

S=S0p,p=S/S0.

Следовательно, коэффициент прозрачности показывает, какая доля солнечной радиации доходит до земной поверхности при отвесном падении солнечных лучей.

При hc= 0, т.е. при Солнце на горизонте,mравна не бесконечности, а 35.

Ослабление радиации путем поглощения и рассеяния можно разделить на две части: ослабление постоянными газами (идеальной атмосферой) и ослабление водяным паром и аэрозольными примесями.

Соотношение коэффициента прозрачности идеальной атмосферы (рi) к коэффициенту прозрачности реальной атмосферы (р) называетсяфактором мутности (Км). Он показывает, какое число идеальных атмосфер нужно взять, чтобы получить такое же ослабление радиации, какое производит реальная атмосфера.

Км = lg р/ lg рi

Значения Км определяются с точностью до сотых.

Приход солнечной радиации на земную поверхность.

Энергетическая освещенность прямой солнечной радиацией горизонтальной поверхности (Sинсоляция) вычисляется по формуле:

S = S sin hc,

где S — прямая радиация на перпендикулярную поверхность;

hc— высота Солнца в момент, когда вычисляется S.

Энергетическая освещенность суммарной солнечной радиации вычисляется по формуле:

Q = S + D,

где S- энергетическая освещенность прямой радиации на горизонтальную поверхность;

D- энергетическая освещенность рассеянной солнечной радиации.

Эти мгновенные (правильнее — секундные) значения выражаются в кВт/м2с точностью до сотых.

Действительные часовые, суточные, месячные и годовые энергетические экспозиции солнечной радиации на горизонтальную поверхность определяются путем численного интегрирования функций, выражающих зависимость радиации от времени. Энергетические экспозиции за определенный интервал времени называют часовыми, суточными, месячными и годовыми суммами соответствующей (прямой, рассеянной, суммарной) радиации и обозначают чS,сутD. Все эти суммы выражаются в МДж/м2, часовые и суточные с точностью до сотых, месячные — до единиц, годовые до десятков.

Отражение и поглощение солнечной радиации деятельным слоем.

Коэффициент отражения солнечной радиации деятельным слоем — A (альбедо) — определяется как отношение:

A = Qотр / Q,

где Q отр — отраженная радиация, т.е. отразившаяся часть суммарной радиации (кВт/м2).

Q- суммарная солнечная радиация (кВт/м2).

Альбедо выражается в долях единицы с точностью до сотых или в процентах. Часть суммарной радиации (кВт/м2), поглощенная деятельным слоем, составляет:

Q п= Q (1 – A)

Эту величину (Qп) называют поглощенной радиацией или коротковолновым радиационным балансом. В последнем случае ее обозначают Вк

Излучение деятельного слоя.

Энергетическая светимость деятельного слоя (Ес) вычисляется по формуле:

Eс = T04,

где - коэффициент теплового излучения, называемый также коэффициентом черноты,

 — постоянная Стефана-Больцмана, 5, 67 х10 -8 вт/ м2 х К

Т0— температура деятельного слоя (К).

Произведение Т04при разных температурах затабулировано (приложение 1).

Эти же значения характеризуют поглощательные свойства деятельного слоя по отношению к падающей на него длинноволновой радиации.

Излучение деятельного слоя называют также собственным излучением. Мгновенные (секундные) значения Ес и энергетические экспозиции этого излучения за различные интервалы (суммы) выражаются в тех же единицах и с тем же округлением, что и соответствующие характеристики коротковолновой радиации.

Встречное излучение.

Энергетическая освещенность деятельного слоя встречным излучением при ясном небе определяется по формуле Брента:

ЕА =ТА 4(D+G)

где -ТА — температура воздуха (К) на высоте 2 м над земной поверхностью, е -парциальное давление водяного пара (гПа) на той же высоте,DиG- постоянные (D=0,61,G=0,05).

Поглощенная (ЕА п) и отраженная (ЕА отр) деятельным слоем части встречного излучения определяются соотношениями:

ЕА п = ЕА , ЕА отр = (1- ) ЕА

где ЕА, ЕА пи ЕА отрвыражаются в тех же единицах, что и Ес.

Эффективное излучение и радиационный баланс деятельного слоя.

Эффективное излучение деятельного слоя (Е эф) при ясном небе определяется соотношением:

Eэф = EсEв,

где Е с — собственное излучение;

Е в — встречное излучение.

 — коэффициент черноты.

Эффективное излучение, взятое со знаком минус, представляет собой длинноволновый радиационный баланс

Вд =Eв — Eс

Эффективное излучение при наличии облачности характеризуется соотношением:

Еэф о= Еэф я(1-Снnнсnсвnв),

где Еэф о— эффективное излучение при облачности разного яруса,

Еэф я — эффективное излучение при ясном небе,

С- эмпирические облачные коэффициенты для облачности разного яруса ( Сн— нижнего, равный 0,076, Сс— среднего, равный 0,052, и Св— верхнего -0,022).

nн,nс, nв— количество облаков в баллах по ярусам

Радиационный баланс деятельного слоя характеризуется соотношением:

R = (S + D) (1-A) — Eэф

Мгновенные значения радиационного баланса деятельного слоя и его суммы выражаются в тех же единицах и с таким же округлением, как и все остальные потоки радиации.

studfiles.net

Характеристики солнечного излучения

Плотность потока солнечного излучения, падающего на площадку, перпендикулярную этому потоку и расположенную над атмосферой на расстоянии 150 млн. км от Солнца, равна солнечной постоянной G0=1,353 кВт/м2. Это — так называемое солнечное космическое излучение.

Солнечное излучение обусловлено ядерными реакциями в ядре Солнца, где температура достигает 10 млн.К. Внешние неактивные слои, нагретые до 5800°К, изменяют спектр, и к верхней границе атмосферы поступает излучение в диапазоне 0,3…2,5 микрон.

Солнечный спектр состоит из трёх участков: (1) ультрафиолетовое излучение (с длиной волны до 0,4 микрон) – составляет 9% интенсивности, (2) видимое излучение (0,4…0,7 микрон) – 45% интенсивности и (3) инфракрасное излучение (более 0,7 микрон) – 46% интенсивности.

Часть энергии солнечного излучения доходит до Земли в виде прямых солнечных лучей. Другая часть, достигая атмосферы, рассеивается облаками и пылью и доходит до поверхности Земли в виде рассеянного излучения. Первую часть потока в отличии от второй можно сфокусировать и в таком виде использовать в технических устройствах. Отношение интенсивности направленного потока к полной интенсивности излучения меняется от 0,9 в ясный день до нуля в пасмурный день.

Максимальная плотность направленного солнечного излучения на 1 м2 поверхности Земли – около 1 кВт/м2 в диапазоне волн 0,3…2,5 микрон. Это – коротковолновое излучение и оно включает видимый спектр. В зависимости от времени суток, места, погоды плотность излучения меняется в десятки раз. Эта тепловая энергия может быть использована с помощью технических устройств. Плотность потока энергии излучения, связывающая атмосферу с поверхностью земли также около 1 кВт/м2 , но уже в диапазоне длинных волн 5…25 микрон.



Полная энергия солнечного излучения, которая приходится на единицу поверхности за день, представляет собой суточную облучённость. Величина суточной облучённости (Н) зависит от широты местности и времени года. В высоких широтах сезонные изменения особенно велики из-за меняющейся продолжительности дня, меняющейся ориентации приёмной площадки (горизонтальной плоскости), изменяющегося поглощения в атмосфере.

Сезонные изменения суточной облучённости горизонтальной приёмной площадки в ясный день на разных широтах – представлены на графике, рис.2.1.1. Летом она составляет 25…26 МДж/м в день или 7 кВт·ч/м2 в день во всех широтах, зимой – в высоких широтах она намного меньше из-за более короткого дня, косого падения лучей и большего ослабления атмосферой. Расстояние, пройденное прямыми солнечными лучами через атмосферу, зависит от угла падения (зенитного угла) и высоты над уровнем моря. При этом важно не только само расстояние, а взаимодействие излучения с атмосферными газами и парами. Увеличение длины пути при наклонном падении луча по сравнению с путём при нормальном падении называют оптической массой. Облученность горизонтальной площадки в течение суток летом и зимой характеризуется рис.2.1.2.

Прохождение солнечного коротковолнового излучения через атмосферу сопровождается: (1) поглощением, т.е. переходом энергии излучения в тепло, с последующим излучением света большей длины волны, (2) рассеянием, т.е. изменением направления распространения света в зависимости от длины волны, (3) отражением, которое не зависит от длины волны.

Прохождение в атмосфере различно для разных участков спектра солнечного и атмосферного излучения. Оно приводит к повышению температуры.

Коротковолновая ультрафиолетовая область (до 0,3 микрон) почти полностью отсутствует на уровне моря, так как поглощается кислородом О2, О3, О и азотом N2.

Коротковолновая ультрафиолетовая область (0,3…0,4 микрон)- частично проходит.

Видимый диапазон (0,4…0,5 микрон) почти полностью проходит через чистую (не загрязнённую) атмосферу. Это почти половина потока солнечного излучения.

Ближняя инфракрасная область (0,7…2,5 микрон) – почти половина солнечного космического излучения – в значительной степени (на 20%) поглощается в атмосфере в основном парами воды и углекислого газа СО2.

Инфракрасный диапазон (более 12 микрон) – для него атмосфера

почти непрозрачна.

 

 
 

 

 

Рис.2.1.1. Суточная облученность в зависимости от широты местности и времени года.

 
 

 

Рис.2.1.2. Облученность горизонтальной площадки на широте

54 градуса в течение суток

 

Отражённое коротковолновое излучение возвращается в космическое пространство. Это 30% солнечного космического излучения. Большую часть отражают облака, меньшую снег и лёд на поверхности земли. Плотность оставшегося потока коротковолнового излучения и составляет около 1 кВт/м2.

Измерения солнечной энергии необходимы для расчётов эффективного использования солнечных установок. Для измерения используются пиргелиометры, солариметр и другие приборы. Эталонный пиргелиометр– служит для измерения направленного излучения путём сравнения с нагревом поверхности электрическим током; солариметри солнечные элементы – для измерения суммарного излучения; актинометр – для измерения прямого излучения. Для определения количества солнечных часов применяются самописцы. Обычные визуальные наблюдения невооружённым глазом и фотографирование со спутников позволяют оценить облачность.

Собирающий приёмник должен быть расположен прямо по направлению потока солнечного излучения. Оптимальное расположение фиксированного плоского приёмника определяется из условия получения максимума суммарной (интегральной) облучённости за день, месяц, год:

где облучённость прямыми солнечными лучами площадки, перпендикулярной прямым лучам, кВт/м2,  — угол между направлением потока излучения и нормалью к поверхности приёмника,

облучённость рассеянным облучением, кВт/м2.

Иногда приёмник располагают по направлению к экватору, иногда- ориентируют в зависимости от того, когда нужно получить больший поток энергии– утром или днём.

Ориентировочные суточные изменения облучённости горизонтальной поверхности в ясные дни в различные времена года для Беларуси (54 градуса северной широты) представлены на графике, рис.2.1.2.

Максимальная облученность горизонтальной поверхности или плотность направленного солнечного излучения летом составляет

0,8 кВт/м2, зимой – 0,2 кВт/м2 . В тропиках максимальная облученность около 0.9 кВт/м2 круглый год.

Величина суточной облучённости может быть определена как

,

где Gм- максимальная облучённость площадки прямыми солнечными лучами, кВт/м2;

N – продолжительность светового дня, часов;

где: φ– широта места,

- склонение, или угол между направлением от Солнца и экваториальной плоскостью;

В северном полушарии 21 июня =23,5°, 21 декабря = -23,5°.

Наибольшее число солнечных часов в году в восточной Сахаре– 4300 (97% возможных), в Беларуси- 2000…2300 (50% возможных).

Доля приходящего солнечного излучения, которое может быть сфокусировано на приёмнике зависит от облачности и запылённости атмосферы и от угла наклона приёмника.

Индекс ясности Кт – это отношение лучистой энергии, пришедшей на горизонтальную поверхность за день к энергии пришедшей на параллельную ей поверхность, расположенную вне атмосферы. Для самого ясного дня Кт»0,8. Для таких дней доля рассеянной составляющей излучения равна 0,2; она увеличивается до 1 в пасмурные дни, когда Кт=0. В солнечные дни при небольшой облачности и при значительном количестве аэрозолей в атмосфере рассеянная составляющая равна 0,5.

Фокусирующие системы плохо работают в условиях сильной облачности. Однако, системы, следящие за солнцем, могут собирать большую часть потока, идущую по нормали к поверхности.

Максимум облучённости приёмника зависит от широты расположения, угла наклона приёмника и времени года. Так для местности, расположенной на 45° северной широты при Кт»0,5 , коэффициенте отражения земли 0,2 средняя облучённость вертикальной поверхности мало изменяется от времени года и составляет 8…12МДж/ м или 2,2…3,3 кВт·ч/м в день. Средняя облучённость горизонтальной поверхности для этой широты изменяется в более широких пределах от 5 МДж/ м в декабре до 20 МДж/ м в день в июне. Этого может быть достаточно для создания солнечных электростанций. (45°северной широты – это Крым, Север Италии, Центральная Франция).


Не нашли то, что искали? Воспользуйтесь поиском гугл на сайте:

zdamsam.ru

ЛЕКЦИЯ 2. Солнечная радиация

Поиск Лекций
  1. Общая характеристика солнечной радиации
  2. Прямая солнечная радиация
  3. Рассеянная солнечная радиация
  4. Суммарная солнечная радиация
  5. Поглощение солнечной радиации в атмосфере
  6. Видимость, закон ослабления радиации, фактор мутности.
  7. Географические закономерности распределения прямой и рассеянной радиации
  8. Отражение солнечной радиации. Альбедо Земли.
  9. Радиационный баланс земной поверхности

Лучистая энергия Солнца, или солнечная радиация, является основным источником тепла для поверхности Земли и для ее атмосферы. Радиация, поступающая от звезд и Луны, ничтожно мала по сравнению с солнечной радиацией и существенного вклада в тепловые процессы на Земле не вносит. Так же ничтожно мал поток тепла, направленный к поверхности из глубин планеты. Солнечная радиация распространяется по всем направлениям от источника (Солнца) в виде электромагнитных волн со скоростью, близкой к 300 000 км/сек. В метеорологии рассматривают преимущественно тепловую радиацию, определяемую температурой тела и его излучательной способностью. Тепловая радиация имеет длины волн от сотен микрометров до тысячных долей микрометра. Рентгеновское излучение и гамма-излучение в метеорологии не рассматриваются, так как в нижние слои атмосферы они практически не поступают. Тепловую радиацию принято подразделять на коротковолновую и длинноволновую. Коротковолновой радиацией называют радиацию в диапазоне длин волн от 0,1до 4 мкм, длинноволновой — от 4 до 100 мкм. Солнечная радиация, поступающая к поверхности Земли, на 99% является коротковолновой. Коротковолновую радиацию подразделяют на ультрафиолетовую (УФ), с длинами волн от 0,1 до 0,39 мкм; видимый свет (ВС) — 0,4 — 0,76 мкм; инфракрасную (ИК) — 0,76 — 4 мкм. ВС и ИК радиация дают наибольшую энергию: на ВС приходится 47% лучистой энергии, на ИК — 44%, а на УФ — только 9% лучистой энергии. Такое распределение тепловой радиации соответствует распределению энергии в спектре абсолютно черного тела с температурой в 6000К. Эту температуру считают условно близкой к фактической температуре на поверхности Солнца (в фотосфере, являющейся источником лучистой энергии Солнца). Максимум лучистой энергии при такой температуре излучателя, согласно закону Вина l= 0,2898/Т (см*град). (1) приходится на сине-голубые лучи с длинами около 0,475 мкм (l.- длина волны, Т — абсолютная температура излучателя). Общее количество излучаемой тепловой энергии пропорционально, согласно закону Стефана-Больцмана, четвертой степени абсолютной температуры излучателя: Е = sТ 4 (2) где s = 5,7*10-8 Вт/м 2 *К 4 (постоянная Стефана-Больцмана). Количественной мерой солнечной радиации, поступающей на поверхность, служит энергетическая освещенность, или плотность потока радиации. Энергетическая освещенность — это количество лучистой энергии, поступающей на единицу площади в единицу времени. Она измеряется в Вт/м 2 (или кВт/м 2 ). Это означает, что на 1 м 2 в секунду поступает 1 Дж (или 1 кДж) лучистой энергии. Энергетическую освещенность солнечной радиации, падающей на площадку единичной площади, перпендикулярную солнечным лучам в единицу времени на верхней границе атмосферы при среднем расстоянии от Земли до Солнца называют солнечной постоянной Sо. При этом под верхней границей атмосферы понимают условие отсутствия воздействия атмосферы на солнечную радиацию. Поэтому величина солнечной постоянной определяется только излучательной способностью Солнца и расстоянием между Землей и Солнцем. Современными исследованиями с помощью спутников и ракет установлено значение Sо, равное 1367 Вт/м 2 с ошибкой ±0,3%, среднее расстояние между Землей и Солнцем в этом случае определено как 149,6*106 км. Если учитывать изменения солнечной постоянной в связи с изменением расстояния между Землей и Солнцем, то при среднегодовом значении 1,37 кВт/м 2 , в январе она будет равна 1,41 кВт/м 2 , а в июне — 1,34 кВт/м 2 , следовательно, северное полушарие за летний день получает на границе атмосферы несколько меньше радиации, чем Южное полушарие за свой летний день. В связи с постоянным изменением солнечной активности солнечная постоянная, возможно, испытывает колебания из года в год. Но эти колебания, если они и существуют, настолько малы, что лежат в пределах точности измерений современных приборов. Но за время существования Земли солнечная постоянная, вероятнее всего, меняла свое значение. Зная солнечную постоянную, можно рассчитать количество солнечной энергии, поступающей на освещенное полушарие на верхней границе атмосферы. Оно равно произведению солнечной постоянной на площадь большого круга Земли. При среднем радиусе земли, равном 6371 км, площадь большого круга составляет p*(6371)2 = 1,275*1014 м 2 , а приходящая на нее лучистая энергия — 1,743*1017 Вт. За год это составит 5,49*1024 Дж. Приход солнечной радиации на горизонтальную поверхность на верхней границе атмосферы называют солярным климатом. Формирование солярного климата определяется двумя факторами — продолжительностью солнечного сияния и высотой Солнца. Количество радиации, приходящейся на границе атмосферы на единицу площади горизонтальной поверхности пропорционально синусу высоты Солнца, которая меняется не только в течение дня, но и зависит от времени года. Как известно, высота Солнца для дней солнцестояния определяется по формуле 900 — (j±23,50 ), для дней равноденствия — 900 -j, где j — широта места. Таким образом, высота Солнца на экваторе меняется в течение года от 90° до 66,50° , в тропиках — от 90 до 43° , на полярных кругах — от 47 до 0° и на полюсах — от 23,5° до 0° . В соответствии с таким изменением высоты Солнца зимой в каждом полушарии приток солнечной радиации на горизонтальную площадку быстро убывает от экватора к полюсам. Летом картина более сложная: в середине лета максимальные значения приходятся не на экватор, а на полюса, где продолжительность дня составляет 24 часа. В годовом ходе во внетропической зоне наблюдается один максимум (летнее солнцестояние) и один минимум (зимнее солнцестояние). В тропической зоне приток радиации достигает максимума два раза в год (дни равноденствия). Годовые количества солнечной радиации меняются от 133*102 МДж/м 2 (экватор) до 56*102 МДж/м 2 (полюса). Амплитуда годового хода на экваторе небольшая, во внетропической зоне — значительная.

2 Прямая солнечная радиация Прямой солнечной радиацией называют радиацию, приходящую к земной поверхности непосредственно от солнечного диска. Несмотря на то, что солнечная радиация распространяется от Солнца по всем направлениям, к Земле она приходит в виде пучка параллельных лучей, исходящих как бы из бесконечности. Приток прямой солнечной радиации на земную поверхность или на любой уровень в атмосфере характеризуется энергетической освещенностью — количеством лучистой энергии, поступающей за единицу времени на единицу площади. Максимальный приток прямой солнечной радиации будет поступать на площадку, перпендикулярную солнечным лучам. Во всех остальных случаях энергетическая освещенность будет определяться высотой Солнца, или синусом угла, который образует солнечный луч с поверхностью площадки S’=S sin hc (3) В общем случае S (энергетическая освещенность площадки единичной площади, перпендикулярной солнечным лучам) равно So. Поток прямой солнечной радиации, приходящийся на горизонтальную площадку, называется инсоляцией.

3. Рассеянная солнечная радиация Проходя через атмосферу, прямая солнечная радиация испытывает рассеяние молекулами атмосферных газов и аэрозольных примесей. Прирассеянии частица, находящаяся на пути распространения электромагнитной волны, непрерывно поглощает энергию и переизлучает ее по всем направлениям. В результате поток параллельных солнечных лучей, идущих в определенном направлении, переизлучается по всем направлениям. Рассеяние происходит на всех длинах волн электромагнитного излучения, но его интенсивность определяется соотношением размера рассеивающих частиц и длин волн падающего излучения. В абсолютно чистой атмосфере, где рассеяние производится только молекулами газов, размеры которых меньше длин волн излучения, оно подчиняется закону Рэлея, который гласит, что спектральная плотность энергетической освещенности рассеянной радиации обратно пропорциональна четвертой степени длины волны рассеиваемых лучей Dl=a Sl /l 4 (4) где Sl — спектральная плотность энергетической освещенности прямой радиации с длиной волны l, Dl — спектральная плотность энергетической освещенности рассеянной радиации с той же длиной волны, а — коэффициент пропорциональности. В соответствии с законом Рэлея, в рассеянной радиации преобладают более короткие длины волн, так как красные лучи, будучи в два раза длиннее фиолетовых, рассеиваются в 14 раз меньше. Инфракрасная радиация рассеивается очень незначительно. Считают, что рассеянию подвергается около 26% общего потока солнечной радиации, 2/3 этой радиации приходит к земной поверхности. Так как рассеянная радиация поступает не от солнечного диска, а от всего небосвода, то ее энергетическую освещенность измеряют на горизонтальной поверхности. Единицей измерения энергетической освещенности рассеянной радиации является Вт/м 2 или кВт/м 2 . Если рассеяние происходит на частицах, соизмеримых с длинами волн излучения (аэрозольные примеси, кристаллы льда и капельки воды), то рассеяние не подчиняется закону Рэлея и энергетическая освещенность рассеянной радиации становится обратно пропорциональной не четвертой, аменьшим степеням длин волн — т.е. максимум рассеяния смещается в более длинноволновую часть спектра. При большом содержании в атмосфере крупных частиц рассеяние сменяется диффузным отражением, при котором поток света отражается частицами как зеркалами, без изменения спектрального состава. Поскольку падает белый свет, то и отражается тоже поток белого света. В результате цвет неба становится белесым. С рассеянием связаны два интересных явления — это голубой цвет неба и сумерки. Голубой цвет неба — это цвет самого воздуха, обусловленный рассеянием в нем солнечных лучей. Так как в чистом небе рассеяние подчиняется закону Рэлея, то максимум энергии рассеянной радиации, идущей от небесного свода, приходится на голубой цвет. Голубой цвет воздуха можно видеть, рассматривая отдаленные предметы, которые кажутся окутанными голубоватой дымкой. С высотой, по мере уменьшения плотности воздуха, цвет неба становится темнее и переходит в густо-синий, а в стратосфере — в фиолетовый. Чем больше примесей содержится в атмосфере, тем больше доля длинноволновой радиации в спектре солнечного света, тем белесоватее становится небо. Из-за рассеяния наиболее коротких волн прямая солнечная радиация обедняется волнами этого диапазона, поэтому максимум энергии в прямой радиации смещается в желтую часть и солнечный диск окрашивается в желтый цвет. При низких углах Солнца рассеяние происходит очень интенсивно, смещаясь в длинноволновую часть электромагнитного спектра, особенно при загрязненной атмосфере. Максимум прямой солнечной радиации смещается в красную часть, солнечный диск становится красным, и возникают яркие желто-красные закаты. После захода Солнца темнота наступает не сразу, аналогично утром, на земной поверхности становится светло за некоторое время до появления солнечного диска. Это явление неполной темноты при отсутствии солнечного диска получило название сумерек вечерних и утренних. Причиной этого является освещение Солнцем, находящимся под горизонтом, высоких слоев атмосферы и рассеяние ими солнечного света. Различают астрономические сумерки, которые продолжаются, пока Солнце не опустится ниже горизонта на 180 и при этом станет так темно, что будут различимы самые слабые звезды. Первая часть вечерних астрономических сумерек и последняя часть утренних астрономических сумерек называется гражданскими сумерками, при которых Солнце опускается под горизонт не ниже 80 . Продолжительность астрономических сумерек зависит от широты местности. Над экватором они короткие, до 1 часа, в умеренных широтах составляют 2 часа. В высоких широтах в летний сезон вечерние сумерки сливаются с утренними, образуя белые ночи.

4 Поглощение солнечной радиации в атмосфере. На верхнюю границу атмосферы солнечная радиация приходит в виде прямой радиации. Около 30% этой радиации отражается назад в космическое пространство, 70% — поступает в атмосферу. Проходя через атмосферу, эта радиация испытывает изменения, связанные с ее поглощением и рассеянием. Около 20-23% прямой солнечной радиации поглощается. Поглощение имеет избирательный характер и зависит от длин волн и вещественного состава атмосферы. Азот, основной газ атмосферы, поглощает радиацию только очень малых длин волн в ультрафиолетовой части спектра. Энергия солнечной радиации в этой части спектра очень мала и поглощение радиации азотом практически не отражается на величине общего потока энергии. Кислород поглощает несколько больше в двух узких участках видимой части спектра и в ультрафиолетовой части. Более энергично поглощает радиацию озон. Общее количество поглощенной озоном радиации достигает 3% прямой солнечной радиации. Основная доля поглощенной радиации приходится на ультрафиолетовую часть, на длины волн короче 0,29 мкм. В небольших количествах озон поглощает и радиацию видимого диапазона. Диоксид углерода поглощает радиацию в ИК диапазоне, но ввиду его малого количества, доля этой поглощенной радиации в целом невелика. Основными поглотителями прямой солнечной радиации являются водяной пар, облака и аэрозольные примеси, сосредоточенные в тропосфере. На долю водяного пара и аэрозолей приходится до 15% поглощенной радиации, на долю облаков до 5%. Так как основная доля поглощенной радиации приходится на такие переменные составляющие атмосферы, как водяной пар и аэрозоли, то уровень поглощения солнечной радиации меняется в значительных пределах и зависит от конкретных условий состояния атмосферы (ее влажности и загрязнения). Кроме того, количество поглощенной радиации зависит от высоты Солнца над горизонтом, т.е. от толщины слоя атмосферы, который проходит солнечный луч.

5. Видимость, закон ослабления радиации, фактор мутности.Рассеяние света в атмосфере приводит к тому, что отдаленные предметы на расстоянии становятся плохо различимыми не только из-за их уменьшения в размере, а и вследствие мутности атмосферы. Расстояние, на котором в атмосфере перестают различаться очертания предметов, называется дальность видимости, или просто видимость. Дальность видимости чаще всего определяют на глаз по определенным, заранее выбранным объектам (темным на фоне неба), расстояние до которых известно. В очень чистом воздухе дальность видимости может достигать сотен километров. В воздухе, содержащем много аэрозольных примесей, дальность видимости может понижаться до нескольких километров и даже метров. Так, при слабом тумане дальность видимости составляет 500-1000 м, а при сильном тумане или песчаной буре понижается до нескольких метров. Поглощение и рассеяние приводит к существенному ослаблению потока солнечной радиации, проходящего через атмосферу. Радиация ослабляется пропорционально самому потоку (при прочих равных условиях, чем больше поток, тем больше будет потеря энергии) и количеству поглощающих и рассеивающих частиц. Последнее зависит от длины пути луча сквозь атмосферу.. Для атмосферы, не содержащей аэрозольных примесей (идеальной атмосферы) коэффициент прозрачности р составляет 0,90-0,95. В реальной атмосфере его значения колеблются от 0,6 до 0,85 (зимой несколько выше, летом — ниже). С возрастанием содержания водяного пара и примесей коэффициент прозрачности убывает. С увеличением широты местности коэффициент прозрачности увеличивается в связи с убыванием давления водяного пара и меньшей запыленностью атмосферы. Все ослабление радиации в атмосфере можно разделить на две части: ослабление постоянными газами (идеальной атмосферой) и ослабление водяными парами и аэрозольными примесями. Соотношение этих процессов учитывается фактором мутности 6. Географические закономерности распределения прямой и рассеянной радиации. Поток прямой солнечной радиации зависит от высоты Солнца над горизонтом. Поэтому в течение дня поток солнечной радиации сначала быстро, потом медленно нарастает от восхода Солнца до полудня и сначала медленно, потом быстро уменьшается от полудня до захода Солнца. Но прозрачность атмосферы в течение дня меняется, поэтому кривая дневногохода прямой радиации не плавная, а имеет отклонения. Но в среднем за длительный период наблюдений изменения радиации в течение дня приобретают вид плавной кривой. В течение года энергетическая освещенность прямой солнечной радиации для основной части поверхности Земли существенно меняется, что связано с изменениями высоты Солнца. Для северного полушария минимальные значения как прямой радиации на перпендикулярную поверхность, так и инсоляции приходятся на декабрь, максимальные — не на летний период, а на весну, когда воздух менее замутнен продуктами конденсации и мало запылен. Средняя полуденная энергетическая освещенность в Москве в декабре составляет 0,54, апреле 1,05, июне-июле 0,86-0,99 кВт/м 2 . Суточные же значения прямой радиации максимальны летом, при максимальной продолжительности солнечного сияния. Максимальные значения прямой солнечной радиации для некоторых пунктов следующие (кВт/м 2 ): Бухта Тикси 0,91, Павловск 1,00, Иркутск 1,03, Москва 1,03, Курск 1,05, Тбилиси 1,05, Владивосток 1,02, Ташкент 1,06. Максимальные значения прямой солнечной радиации мало растут с убыванием широты, несмотря на рост высоты Солнца. Это связано с тем, что в южных широтах возрастает влагосодержание и запыленность воздуха. Поэтому на экваторе максимальные значения составляют чуть больше максимумов умеренных широт. Наибольшие на Земле годовые значения прямой солнечной радиации наблюдаются в Сахаре — до 1,10 кВТ/м 2 . Сезонные различия прихода прямой радиации следующие. В летний период наибольшие значения прямой солнечной радиации наблюдаются под 30-400 широты летнего полушария, к экватору и к полярным кругам значения прямой солнечной радиации уменьшаются. К полюсам для летнего полушария уменьшения прямой солнечной радиации небольшие, в зимнем — она становится равной нулю. Весной и осенью максимальные значения прямой солнечной радиации наблюдаются на 10-200 весеннего полушария и20-300 -осеннего. Только зимняя часть приэкваториальной зоны получает максимальные для данного периода значения прямой солнечной радиации. С высотой над уровнем моря максимальные значения радиации возрастают вследствие уменьшения оптической толщины атмосферы: на каждые 100 метров высоты величина радиации в тропосфере возрастает на 0,007-0,14 кВт/м 2 . Максимальные значения радиации, зафиксированные в горах, составляют 1,19 кВт/м 2 . Рассеянная радиация, поступающая на горизонтальную поверхность, также меняется в течение дня: возрастает до полудня и уменьшается после полудня. Величина потока рассеянной радиации в целом зависит от продолжительности дня и высоты Солнца над горизонтом, а также прозрачности атмосферы (уменьшение прозрачности приводит к увеличению рассеяния). Кроме того, рассеянная радиация в очень широких пределах меняется в зависимости от облачности. Отраженная облаками радиация также рассеивается. Рассеивается и отраженная снегом радиация, что увеличивает ее долю зимой. Рассеянная радиация при средней облачности более чем в два раза превосходит ее значения в безоблачный день. В Москве среднее полуденное значение рассеянной радиации летом при ясном небе составляет 0,15, а зимой при низком Солнце — 0,08 кВт/м 2 . При несплошной облачности эти значения составляют летом 0,28, а зимой 0,10 кВт/м 2 . В Арктике при сравнительно тонких облаках и снежном покрове эти значения летом могут достигать 0,70 кВт/м 2 . Очень велики значения рассеянной радиации в Антарктиде. С увеличением высоты рассеянная радиация убывает. Рассеянная радиация может существенно дополнять прямую радиацию, особенно при низком Солнце. Вследствие рассеянного света вся атмосфера днем служит источником освещения: днем светло и там, куда солнечные лучи непосредственно не падают, и тогда, когда Солнце скрыто облаками. Рассеянная радиация увеличивает не только освещенность, но и нагревание земной поверхности. Величины рассеянной радиации в общем меньше, чемпрямой, но порядок величин тот же. В тропических и средних широтах величина рассеянной радиации составляет от половины до двух третей значений прямой радиации. На 50-600 их значения близки, а ближе к полюсам рассеянная радиация преобладает.

7 Суммарная радиация Всю солнечную радиацию, приходящую к земной поверхности, называют суммарной солнечной радиацией При безоблачном небе суммарная солнечная радиация имеет суточный ход с максимумом около полудня и годовой ход с максимумом летом. Частичная облачность, не закрывающая диск Солнца, увеличивает суммарную радиацию по сравнению с безоблачным небом, полная облачность, наоборот, уменьшает ее. В среднем же, облачность уменьшает радиацию. Поэтому летом приход суммарной радиации в дополуденные часы больше, чем в послеполуденные и в первую половину года больше, чем во вторую. Полуденные значения суммарной радиации в летние месяцы под Москвой при безоблачном небе в среднем составляют 0,78, при открытом Солнце и облаках 0,80, при сплошной облачности — 0,26 кВТ/м 2. Распределение значений суммарной радиации по земному шару отклоняется от зонального, что объясняется влиянием прозрачности атмосферы и облачности. Максимальные годовые значения суммарной радиации составляют 84*102 – 92*102 МДж/м 2 и наблюдаются в пустынях Северной Африки. Над областями приэкваториальных лесов с большой облачностью значения суммарной радиации снижены до 42*102 – 50*102 МДж/м 2 . К более высоким широтам обоих полушарий значения суммарной радиации убывают, составляя под 60-й параллелью 25*102 – 33*102 МДж/м 2 . Но затем снова растут — мало над Арктикой и значительно — над Антарктидой, где в центральных частях материка составляют 50*102 – 54*102 МДж/м 2 . Надокеанами в целом значения суммарной радиации ниже, чем над соответствующими широтами суши. В декабре наибольшие значения суммарной радиации отмечаются в пустынях Южного полушария (8*102 – 9*102 МДж/м 2 ). Над экватором значения суммарной радиации снижаются до 3*102 – 5*102 МДж/м 2 . В Северном полушарии радиация быстро убывает к полярным районам и за полярным кругом равна нулю. В Южном полушарии суммарная радиация убывает к югу до 50-600 ю.ш. (4*102 МДж/м 2 ), а затем возрастает до 13*102 МДж/м 2 в центре Антарктиды. В июле наибольшие значения суммарной радиации (свыше 9*102 МДж/м 2 ) наблюдаются над северо-восточной Африкой и Аравийским полуостровом. Над экваториальной областью значения суммарной радиации невысоки и равны декабрьским. К северу от тропика суммарная радиация убывает медленно до 600 с.ш., а затем возрастает до 8*102 МДж/м 2 в Арктике. В южном полушарии суммарная радиация от экватора быстро убывает к югу, достигая нулевых значений у полярного круга.

8. Отражение солнечной радиации. Альбедо Земли. При поступлении на поверхность суммарная радиация частично поглощается в верхнем тонком слое почвы или воды и переходит в тепло, а частично отражается. Условия отражения солнечной радиации от земной поверхности характеризуются величиной альбедо, равной отношению отраженной радиации к приходящему потоку (к суммарной радиации). А = Qотр / Q (8) Теоретически значения альбедо могут меняться от 0 (абсолютно черная поверхность) до 1(абсолютно белая поверхность). Имеющиеся материалы наблюдений показывают, что величины альбедо подстилающих поверхностей меняются в широких пределах, причем их изменения охватывают почти полностью возможный интервал значений отражательнойспособности различных поверхностей. В экспериментальных исследованиях найдены значения альбедо почти для всех распространенных естественных подстилающих поверхностей. Эти исследования прежде всего показывают, что условия поглощения солнечной радиации на суше и на водоемах заметно различаются. Наибольшие значения альбедо наблюдаются для чистого и сухого снега (90-95%). Но так как снежный покров редко бывает совершенно чистым, то средние значения альбедо снега в большинстве случаев равны 70- 80%. Для влажного и загрязненного снега эти значения еще ниже — 40-50%. При отсутствии снега наибольшие альбедо на поверхности суши свойственны некоторым пустынным районам, где поверхность покрыта слоем кристаллических солей (дно высохших озер). В этих условиях альбедо имеет значение 50%. Немногим меньше значения альбедо в песчаных пустынях. Альбедо влажной почвы меньше альбедо сухой почвы. Для влажных черноземов значения альбедо составляют предельно малые величины — 5%. Альбедо естественных поверхностей со сплошным растительным покровом изменяется в сравнительно небольших пределах — от 10 до 20-25%. При этом альбедо леса (особенно хвойного) в большинстве случаев меньше, чем альбедо луговой растительности. Условия поглощения радиации на водоемах отличаются от условий поглощения на поверхности суши. Чистая вода сравнительно прозрачна для коротковолновой радиации, вследствие чего солнечные лучи, проникающие в верхние слои, многократно рассеиваются и только после этого в значительной мере поглощаются. Поэтому процесс поглощения солнечной радиации зависит от высоты Солнца. Если оно стоит высоко — значительная часть приходящей радиации проникает в верхние слои воды и, в основном, поглощается. Поэтому альбедо водной поверхности составляет первые единицы процента при высоком Солнце, а при низком Солнце альбедо возрастает до нескольких десятков процентов. Альбедо системы «Земля-атмосфера» имеет более сложную природу. Приходящая в атмосферу солнечная радиация частично отражается врезультате обратного рассеивания атмосферы. При наличии облаков значительная часть радиации отражается от их поверхности. Альбедо облаков зависит от толщины их слоя и составляет в среднем 40-50%. При полном или частичном отсутствии облаков альбедо системы «Земля- атмосфера» существенно зависит от альбедо самой земной поверхности. Характер географического распределения планетарного альбедо по наблюдениям со спутников показывает существенные различия между альбедо высоких и средних широт Северного и Южного полушарий. В тропиках наибольшие значения альбедо наблюдаются над пустынями, в зонах конвективной облачности над Центральной Америкой и над акваториями океанов. В Южном полушарии, в отличие от Северного, наблюдается зональный ход альбедо вследствие более простого распределения суши и моря. Наиболее высокие значения альбедо находятся в полярных широтах. Преобладающая часть радиации, отраженной земной поверхностью и верхней границей облаков, уходит в мировое пространство. Также уходит и треть рассеянной радиации. Отношение уходящей в космос отраженной и рассеянной радиации к общему количеству солнечной радиации, поступающей к атмосфере, носит название планетарного альбедо Земли или альбедо Земли. Его значение оценивают в 30%. Основную часть планетарного альбедо составляет радиация, отраженная облаками. 6.1.8. Собственное излучение. Встречное излучение. Эффективное излучение. Солнечная радиация, поглощаясь верхним слоем Земли, нагревает его, в результате чего почва и поверхностные воды сами излучают длинноволновую радиацию. Эту земную радиацию называют собственным излучением земной поверхности. Интенсивность этого излучения с некоторым допущением подчиняется закону Стефана-Больцмана дляабсолютно черного тела с температурой 150С. Но так как Земля не абсолютно черное тело (ее излучение соответствует излучению серого тела), при расчетах необходимо вводить поправку, равную e=0,95. Таким образом, собственное излучение Земли можно определить по формуле Ез = esТ 4 (9) Определено, что при среднепланетарной температуре Земли 150С собственное излучение Земли Ез = 3.73*102 Вт/м2. Столь большая отдача радиации с земной поверхности приводила бы к очень быстрому ее охлаждению, если бы этому не препятствовал обратный процесс — поглощение солнечной и атмосферной радиации земной поверхностью. Абсолютные температуры на земной поверхности лежат в пределах 190- 350К. При таких температурах собственное излучение имеет длины волн в пределах 4-120 мкм, а максимум энергии приходится на 10-15 мкм. Атмосфера, поглощая как солнечную радиацию, так и собственное излучение земной поверхности, нагревается. Кроме того, атмосфера нагревается нерадиационным путем (путем теплопроводности, при конденсации водяного пара). Нагретая атмосфера становится источником длинноволнового излучения. Большая часть этого излучения атмосферы (70%) направлена к земной поверхности и носит название встречного излучения (Еа). Другая часть излучения атмосферы поглощается вышележащими слоями, но по мере уменьшения содержания водяного пара, количество поглощенной атмосферой радиации уменьшается, и часть ее уходит в мировое пространство. Земная поверхность поглощает встречное излучение почти целиком (95- 99%). Таким образом, встречное излучение является для земной поверхности важным источником тепла в дополнение к поглощенной солнечной радиации. При отсутствии облаков длинноволновое излучение атмосферы определяется наличием водяного пара и диоксида углерода. Влияние атмосферного озона, по сравнению с этими факторами, незначительно. Водяной пар и диоксид углерода поглощают длинноволновое излучение в диапазоне от 4,5 до 80 мкм, но не сплошь, а в определенных узких спектральных областях. Наиболее сильное поглощение излучения водяными парами происходит в области длин волн 5-7,5 мкм, тогда как в области 9,5-12 мкм Рис. 4.1. Окна прозрачности атмосферы в оптическом диапазоне поглощение практически отсутствует. Этот диапазон длин волн называют окном прозрачности атмосферы. Диоксид углерода имеет несколько полос поглощения, из которых наиболее существенна полоса с длинами волн 13-17 мкм, на которые приходится максимум земного излучения. Следует отметить, что содержание углекислого газа сравнительно постоянно, тогда как количество водяного пара меняется очень значительно, в зависимости от метеорологических условий. Поэтому изменение влажности воздуха оказывает значительное влияние на величину излучения атмосферы. Например, наибольшее встречное излучение — 0,35-0,42 кВт/м 2 в среднем годовом у экватора, а к полярным районам оно убывает до 0,21 кВТ/м 2 , на равнинных территориях Еа составляет 0,21-0,28кВТ/м 2 и 0,07-0,14 кВт/м 2 — в горах. Уменьшение встречного излучения в горах объясняется уменьшением содержания водяного пара с высотой. Встречное излучение атмосферы обычно значительно возрастает при наличии облаков. Облака нижнего и среднего ярусов, как правило, являютсядостаточно плотными и излучают как абсолютно черное тело при соответствующей температуре. Высокие облака в связи с их малой плотностью обычно излучают меньше, чем черное тело, поэтому они мало влияют на соотношение собственного и встречного излучений. Поглощение водяным паром и другими газами длинноволнового собственного излучения создает «парниковый эффект», т.е. сохраняет солнечное тепло в земной атмосфере. Рост концентрации этих газов и прежде всего диоксида углерода в результате хозяйственной деятельности человека может привести к увеличению доли остающегося на планете тепла, к увеличению среднепланетарных температур и изменению глобального климата Земли, последствия которого пока трудно предсказуемы. Но следует заметить, что основную роль в поглощении земного излучения и формировании встречного играет водяной пар. Через окно прозрачности часть длинноволнового земного излучения уходит через атмосферу в мировое пространство. Совместно с излучением атмосферы эта радиация называется уходящей радиацией. Если за 100 единиц принять приток солнечной радиации, то уходящая радиация составит 70 единиц. С учетом 30 единиц отраженной и рассеянной радиации (планетарное альбедо Земли) Земля отдает в космическое пространство столько же радиации, сколько и получает, т.е. находится в состоянии лучистого равновесия.

9. Радиационный баланс земной поверхности Радиационным балансом земной поверхности называют разницу между приходом радиации на земную поверхность (в виде поглощенной радиации) и ее расходом в результате теплового излучения (эффективное излучение). Радиационный баланс меняется от ночных отрицательных значений к дневным положительным в летнее время при высоте Солнца 10-15 градусов и наоборот, от положительных к отрицательным — перед заходом при тех же высотах Солнца. Зимой переход значений радиационного баланса через ноль происходит при больших углах Солнца (20-25 градусов). В ночное время при отсутствии суммарной радиации радиационный баланс отрицателен и равен эффективному излучению. Распределение радиационного баланса по земному шару достаточно равномерно. Годовые значения радиационного баланса положительны повсюду, кроме Антарктиды и Гренландии. Положительные годовые значения радиационного баланса означают, что избыток поглощенной радиации уравновешивается нерадиационной передачей тепла от земной поверхности к атмосфере. Это означает, что для земной поверхности радиационного равновесия нет (приход радиации больше, чем ее отдача), но существует тепловое равновесие, обеспечивающее стабильность тепловых характеристик атмосферы. Наибольшие годовые значения радиационного баланса наблюдаются в экваториальной зоне между 200 северной и южной широты. Здесь он составляет более 40*102 МДж/м 2 . К более высоким широтам значения радиационного баланса убывают и около 60-й параллели составляют от 8*102 до 13*102 МДж/м 2 . Далее к полюсам радиационный баланс еще более уменьшается и составляет в Антарктиде – 2*102 – 4*102 МДж/м 2 . Над океанами радиационный баланс больше, чем над сушей в тех же широтах. Существенные отклонения от зональных значений имеются и в пустынях, где баланс ниже широтного значения из-за большого эффективного излучения. В декабре радиационный баланс отрицателен на значительной части Северного полушария севернее 40-параллели. В Арктике он достигает значений 2*102 МДж/м 2 и ниже. К югу от 40-й параллели он возрастает до Южного тропика (4*102 – 6*102 МДж/м 2 ), а затем понижается к Южному полюсу, составляя на побережье Антарктиды 2*102 МДж/м 2 В июне радиационный баланс максимален над Северным тропиком (5*102 – 6*102 МДж/м 2 ). К северу он понижается, оставаясь положительнымдо Северного полюса, а к югу уменьшается, становясь отрицательным у берегов Антарктиды (-0,4 -0,8*102 МЖд/м 2 ).

Рекомендуемые страницы:



poisk-ru.ru

Количественная и качественная характеристика солнечной радиации.

ТОП 10:

Вследствие поглощения, отражения и рассеяния лучистой энергии в мировом пространстве на поверхности Земли солнечный спектр ограничен,особенно в ее коротковолновой части. Если на границе земной атмосферы УФ часть-5%, видимая-52%, инфракрасная- 43%, то у поверхности Земли состав солнечной радиации иной: УФ часть-1%, видимая-40%, инфракрасная-59%. Это объясняется различной степенью чистоты атмосферного воздуха, большим разнообразием погодных условий, наличием облаков и тд. На большой высоте толща атмосферы,проходимая солнечными лучами, уменьшается, снижается степень их поглощения атмосферой, интенсивность солнечной радиации увеличивается. В зависимости от высоты стояния Солнца над горизонтом изменяется соотношение прямой солнечной радиации и рассеянной, что имеет существенное значение в оценке эффекта ее биологического действия. При высоте стояния Солнца над горизонтом в 40* это отношение составляет 47,6%, при высоте в 60*-увеличивается до 85%.

 

Гигиеническая характеристика ультрафиолетовой части солнечной радиации. Методы изучения.

Это наиболее активная в биологическом плане часть солнечного спектра. Она также неоднородна. В связи с этим различают длиноволновые и коротковолновые УФ. УФ способствуют загару. При поступлении УФ на кожу в ней образуются 2 группы веществ: 1) специфические вещества, к ним относятся витамин Д, 2) неспецифические вещества — гистамин, ацетилхолин, аденозин, то есть это продукты расщепления белков. Загарное или эритемное действие сводится к фотохимическому эффекту — гистамин и другие биологически активные вещества способствуют расширению сосудов. Особенность этой эритемы — она возникает несразу. Эритема имеет четко ограниченные границы. Ультрофиолетовая эритема всегда приводит к загару более или менее выраженному, в зависимости от количества пигмента в коже. Механизм загарного действия еще недостаточно изучен. Считается что сначала возникает эритема, выделяются неспецифические вещества типа гистамина, продукты тканевого распада организм переводит в меланин, в результате чего кожа приобретает своеобразный оттенок. Загар, таким образом является проверкой защитных свойств организма ( больной человек не загорает, загорает медленно).

Самый благоприятный загар возникает под воздействием УФЛ с длиной волны примерно 320 нм, то есть при воздействии длиноволновой части УФ-спектра. На юге в основном преобладают коротковолновые, а на севере — длиноволновые УФЛ. Коротковолновые лучи наиболее подвержены рассеянию. А рассеивание лучше всего происходит в чистой атмосфере и в северном регионе. Таким образом, наиболее полезный загар на севере — он более длительный, более темный. УФЛ являются очень мощным фактором профилактики рахита. При недостатке УФЛ у детей развивается рахит, у взрослых — остепороз или остеомаляция. Обычно с этим сталкиваются на Крайнем Севере или у групп рабочих работающих под землей. В Ленинградской области с середины ноября до середины февраля практически отсутствует УФ часть спектра, что способствует развитию солнечного голодания. Для профилактики солнечного голодания используется искусственный загар. Световое голодание — это длительное отсутсвие УФ спектра. При действии УФ в воздухе происходит образование озона, за концентрацией которого необходим контроль.

УФЛ оказывают бактерицидное действие. Оно используется для обеззараживания больших палат, пищевых продуктов, воды.

Определяется интенсивность УФ радиации фотохимическим методом по количеству разложившийся под действием УФ щавелевой кислоты в кварцевых пробирках (обыкновенное стекло УФЛ не пропускает). Интенсивность УФ радиации определяется и прибором ультрафиолетметром. В медицинских целях ультрафиолет измеряется в биодозах.

 




infopedia.su