Поиск

Солнечная радиация
16.06.2015

Земля получает от Солнца 1,36*10в24 кал тепла в год. По сравнению с этим количеством энергии остальной приход лучистой энергии на поверхность Земли ничтожно мал. Так, лучистая энергия звезд составляет одну стомиллионную долю солнечной энергии, космическое излучение — две миллиардные доли, внутреннее тепло Земли у ее поверхности равно одной пятитысячной доли солнечного тепла.
Излучение Солнца — солнечная радиация — является основным источником энергии почти всех процессов, происходящих в атмосфере, гидросфере и в верхних слоях литосферы.
За единицу измерения интенсивности солнечной радиации принимают количество калорий тепла, поглощенное 1 см2 абсолютно черной поверхности, перпендикулярной направлению солнечных лучей, за 1 минуту (кал/см2*мин).

Солнечная радиация

Поток лучистой энергии Солнца, достигающий земной атмосферы, отличается большим постоянством. Его интенсивность называют солнечной постоянной (Io) и принимают в среднем равной 1,88 ккал/см2 мин.
Величина солнечной постоянной колеблется в зависимости от расстояния Земли от Солнца и от солнечной активности. Колебания ее в течение года составляют 3,4—3,5%.
Если бы солнечные лучи всюду падали на земную поверхность отвесно, то при отсутствии атмосферы и при солнечной постоянной 1,88 кал/см2*мин каждый квадратный сантиметр ее получал бы в год 1000 ккал. Благодаря тому что Земля шарообразна, это количество уменьшается в 4 раза, и 1 кв. см получает в среднем 250 ккал в год.
Количество солнечной радиации, получаемое поверхностью, зависит от угла падения лучей.
Максимальное количество радиации получает поверхность, перпендикулярная направлению солнечных лучей, потому что в этом случае вся энергия распределяется на площадку с сечением, равным сечению пучка лучей — а. При наклонном падении того же пучка лучей энергия распределяется на большую площадь (сечение в) и единица поверхности получает меньшее ее количество. Чем меньше угол падения лучей, тем меньше интенсивность солнечной радиации.
Зависимость интенсивности солнечной радиации от угла падения лучей выражается формулой:
I1 = I0 * sin h,

где I0 — интенсивность солнечной радиации при отвесном падении лучей. За пределами атмосферы — солнечная постоянная;
I1 — интенсивность солнечной радиации при падении солнечных лучей под углом h.
I1 во столько раз меньше I0, во сколько раз сечение а меньше сечения в.
На рисунке 27 видно, что a/b = sin А.
Угол падения солнечных лучей (высота Солнца) бывает равен 90° только на широтах от 23°27' с. до 23°27' ю. (т. е. между тропиками). На остальных широтах он всегда меньше 90° (табл. 8). Соответственно уменьшению угла падения лучей должна уменьшаться и интенсивность солнечной радиации, поступающей на поверхность на разных широтах. Так как в течение года и в течение суток высота Солнца не остается постоянной, количество солнечного тепла, получаемого поверхностью, непрерывно изменяется.
Солнечная радиация

Количество солнечной радиации, полученное поверхностью, находится в прямой зависимости от продолжительности освещения ее солнечными лучами.
Солнечная радиация

В экваториальной зоне вне атмосферы количество солнечного тепла в течение года не испытывает больших колебаний, тогда как в высоких широтах эти колебания очень велики (см. табл. 9). В зимний период различия в приходе солнечного тепла между высокими и низкими широтами особенно значительны. В летний период, в условиях непрерывного освещения, полярные районы получают максимальное на Земле количество солнечного тепла за сутки. В день летнего солнцестояния в северном полушарии оно на 36% превышает суточные суммы тепла на экваторе. Ho так как продолжительность дня на экваторе не 24 часа (как в это время на полюсе), а 12 часов, количество солнечной радиации на единицу времени на экваторе остается наибольшим. Летний максимум суточной суммы солнечного тепла, наблюдаемый около 40—50° широты, связан со сравнительно большой продолжительностью дня (большей, чем в это время на 10—20° широты) при значительной высоте Солнца. Различия в количестве тепла, получаемого экваториальными и полярными районами, летом меньше, чем зимой.
Южное полушарие летом получает больше тепла, чем северное, зимой — наоборот (влияет изменение расстояния Земли от Солнца). И если бы поверхность обоих полушарий была совершенно однородной, годовые амплитуды колебания температуры в южном полушарии были бы больше, чем в северном.
Солнечная радиация в атмосфере претерпевает количественные и качественные изменения.
Даже идеальная, сухая и чистая, атмосфера поглощает и рассеивает лучи, уменьшая интенсивность солнечной радиации. Ослабляющее влияние реальной атмосферы, содержащей водяные пары и твердые примеси, на солнечную радиацию значительно больше, чем идеальной. Атмосфера (кислород, озон, углекислый газ, пыль и водяной пар) поглощает главным образом ультрафиолетовые и инфракрасные лучи. Поглощенная атмосферой лучистая энергия Солнца переходит в другие виды энергии: тепловую, химическую и др. В общем поглощение ослабляет солнечную радиацию на 17—25%.
Молекулами газов атмосферы рассеиваются лучи с относительно короткими волнами — фиолетовые, синие. Именно этим объясняется голубой цвет неба. Примесями одинаково рассеиваются лучи с волнами различной длины. Поэтому при значительном их содержании небо приобретает белесоватый оттенок.
Благодаря рассеянию и отражению солнечных лучей атмосферой наблюдается дневное освещение в пасмурные дни, видны предметы в тени, возникает явление сумерек.
Чем длиннее путь луча в атмосфере, тем большую толщу ее он должен пройти и тем значительнее ослабляется солнечная радиация. Поэтому с поднятием влияние атмосферы на радиацию уменьшается. Длина пути солнечных лучей в атмосфере зависит от высоты Солнца. Если принять за единицу длину пути солнечного луча в атмосфере при высоте Солнца 90° (m), соотношение между высотой Солнца и длиной пути луча в атмосфере будет таким, как показано в табл. 10.
Солнечная радиация

Общее ослабление радиации в атмосфере при любой высоте Солнца можно выразить формулой Буге: Im= I0*pm, где Im — измененная в атмосфере интенсивность солнечной радиации у земной поверхности; I0 — солнечная постоянная; m — путь луча в атмосфере; при высоте Солнца 90° он равен 1 (масса атмосферы), р — коэффициент прозрачности (дробное число, показывающее, какая доля радиации достигает поверхности при m=1).
При высоте Солнца 90°, при m=1, интенсивность солнечной радиации у земной поверхности I1 в р раз меньше, чем Io, т. е. I1=Io*p.
Если высота Солнца меньше 90°, то т всегда больше 1. Путь солнечного луча может состоять из кескольких отрезков, каждый из которых равен 1. Интенсивность солнечной радиации на границе между первым (aa1) и вторым (а1a2) отрезками I1 равна, очевидно, Io*р, интенсивность радиации после прохождения второго отрезка I2=I1*p=I0 р*р=I0 р2; I3=I0p3 к т. д.
Солнечная радиация

Прозрачность атмосферы непостоянна и неодинакова в различных условиях. Отношение прозрачности реальной атмосферы к прозрачности идеальной атмосферы — фактор мутности — всегда больше единицы. Он зависит от содержания в воздухе водяного пара и пыли. С увеличением географической широты фактор мутности уменьшайся: на широтах от 0 до 20° с. ш. он равен в среднем 4,6, на широтах от 40 до 50° с. ш. — 3,5, на широтах от 50 до 60° с. ш. — 2,8 и на широтах от 60 до 80° с. ш. — 2,0. В умеренных широтах фактор мутности зимой меньше, чем летом, утром меньше, чем днем. С высотой он убывает. Чем больше фактор мутности, тем больше ослабление солнечной радиации.
Различают солнечную радиацию прямую, рассеянную и суммарную.
Часть солнечной радиации, которая проникает через атмосферу к земной поверхности, представляет собой прямую радиацию. Часть радиации, рассеивающаяся атмосферой, превращается в рассеянную радиацию. Вся солнечная радиация, поступающая на земную поверхность, прямая и рассеянная, называется суммарной радиацией.
Соотношение между прямой и рассеянной радиацией изменяется в значительных пределах в зависимости от облачности, запыленности атмосферы, а также от высоты Солнца. При ясном небе доля рассеянной радиации не превышает 0,1%, при облачном небе рассеянная радиация может быть больше прямой.
При малой высоте Солнца суммарная радиация почти полностью состоит из рассеянной. При высоте Солнца 50° и ясном небе доля рассеянной радиации не превышает 10—20%.
Карты средних годовых и месячных величин суммарной радиации позволяют заметить основные закономерности в ее географическом распределении. Годовые величины суммарной радиации распределяются в основном зонально. Наибольшее на Земле годовое количество суммарной радиации получает поверхность в тропических внутриконтинентальных пустынях (Восточная Сахара и центральная часть Аравии). Заметное снижение суммарной радиации на экваторе вызывается высокой влажностью воздуха и большой облачностью. В Арктике суммарная радиация составляет 60—70 ккал/см2 в год; в Антарктике вследствие частой повторяемости ясных дней и большей прозрачности атмосферы она несколько больше.
Солнечная радиация
Солнечная радиация
Солнечная радиация

В июне наибольшие суммы радиации получает северное полушарие, и особенно внутриконтинентальные тропические и субтропические области. Суммы солнечной радиации, получаемые поверхностью в умеренных и полярных широтах северного полушария, отличаются мало вследствие главным образом большой продолжительности дня в полярных районах. Зональность в распределении суммарной радиации над. континентами в северном полушарии и в тропических широтах южного полушария почти не выражена. Лучше проявляется она в северном полушарии над Океаном и ясно выражена во внетропических широтах южного полушария. У южного полярного круга величина суммарной солнечной радиации приближается к 0.
В декабре наибольшие суммы радиации поступают в южное полушарие. Высоко лежащая ледяная поверхность Антарктиды при большой прозрачности воздуха получает значительно больше суммарной радиации, чем поверхность Арктики в июне. Много тепла в пустынях (Калахари, Большая Австралийская), но вследствие большей океаничности южного полушария (влияние высокой влажности воздуха и облачности) суммы его здесь несколько меньше, чем в июне в тех же широтах северного полушария. В экваториальных и тропических широтах северного полушария суммарная радиация изменяется сравнительно мало, и зональность в ее распределении выражена четко только к северу от северного тропика. С увеличением широты суммарная радиация довольно быстро уменьшается, ее нулевая изолиния проходит несколько севернее северного полярного круга.
Суммарная солнечная радиация, попадая на поверхность Земли, частично отражается обратно в атмосферу. Отношение количества радиации, отраженной от поверхности, к количеству радиации, падающей на эту поверхность, называется альбедо. Альбедо характеризует отражательную способность поверхности.
Альбедо земной поверхности зависит от ее состояния и свойств: цвета, влажности, шероховатости и пр. Наибольшей отражательной способностью обладает свежевыпавший снег (85—95%). Спокойная водная поверхность при отвесном падении на нее солнечных лучей отражает всего 2—5%, а при низком стоянии Солнца — почти все падающие на нее лучи (90%). Альбедо сухого чернозема — 14%, влажного — 8, леса — 10—20, луговой растительности — 18—30, поверхности песчаной пустыни — 29—35, поверхности морского льда — 30—40%.
Большое альбедо поверхности льда, особенно покрытого свежевыпавшим снегом (до 95%), — причина низких температур в полярных районах в летний период, когда приход солнечной радиации там значителен.
Излучение земной поверхности и атмосферы. Всякое тело, обладающее температурой выше абсолютного нуля (больше минус 273°), испускает лучистую энергию. Полная лучеиспускательная способность абсолютно черного тела пропорциональна четвертой степени его абсолютной температуры (T):
Е = σ*Т4 ккал/см2 в мин (закон Стефана — Больцмана), где σ — постоянный коэффициент.
Чем выше температура излучающего тела, тем короче длина волн испускаемых нм лучей. Раскаленное Солнце посылает в пространство коротковолновую радиацию. Земная поверхность, поглощая коротковолновую солнечную радиацию, нагревается и также становится источником излучения (земной радиации). Ho так как температура земной поверхности не превышает нескольких десятков градусов, ее излучение длинноволновое, невидимое.
Земная радиация в значительной степени задерживается атмосферой (водяным паром, углекислым газом, озоном), но лучи с длиной волны 9—12 мк свободно уходят за пределы атмосферы, и поэтому Земля теряет часть тепла.
Атмосфера, поглощая часть проходящей через нее солнечной радиации и больше половины земной, сама излучает энергию и в мировое пространство, и к земной поверхности. Атмосферное излучение, направленное к земной поверхности навстречу земному, называется встречным излучением. Это излучение, как и земное, длинноволновое, невидимое.
В атмосфере встречаются два потока длинноволновой радиации — излучение поверхности Земли и излучение атмосферы. Разность между ними, определяющая фактическую потерю тепла земной поверхностью, называется эффективным излучением. Эффективное излучение тем больше, чем выше температура излучающей поверхности. Влажность воздуха уменьшает эффективное излучение, сильно снижают его облака.
Наибольшее значение годовых сумм эффективного излучения наблюдается в тропических пустынях — 80 ккал/см2 в год — благодаря высокой температуре поверхности, сухости воздуха и ясности неба. На экваторе, при большой влажности воздуха, эффективное излучение составляет всего около 30 ккал/см2 в год, причем величина его для суши и для Океана очень мало отличается. Наименьшее эффективное излучение в полярных районах. В умеренных широтах земная поверхность теряет примерно половину того количества тепла, которое она получает от поглощения суммарной радиации.
Способность атмосферы пропускать коротковолновое излучение Солнца (прямую и рассеянную радиацию) и задерживать длинноволновое излучение Земли называют оранжерейным (парниковым) эффектом. Благодаря оранжерейному эффекту средняя температура земной поверхности составляет +16°, при отсутствии атмосферы она была бы -22° (на 38° ниже).
Радиационный баланс (остаточная радиация). Земная поверхность одновременно получает радиацию и отдает ее. Приход радиации составляют суммарная солнечная радиация и встречное излучение атмосферы. Расход — отражение солнечных лучей от поверхности (альбедо) и собственное излучение земной поверхности. Разность между приходом и расходом радиации — радиационный баланс, или остаточная радиация. Величина радиационного баланса определяется уравнением
R = Q*(1—α) — I,

где Q — суммарная солнечная радиация, поступающая на единицу поверхности; α — альбедо (дробь); I — эффективное излучение.
Если приход больше расхода, радиационный баланс положительный, если приход меньше расхода, баланс отрицательный. Ночью на всех широтах радиационный баланс отрицательный, днем до полудня — положительный везде, кроме высоких широт зимой; после полудня — снова отрицательный. В среднем за сутки радиационный баланс может быть как положительным, так и отрицательным (табл. 11).
Солнечная радиация

Солнечная радиация
Солнечная радиация
Солнечная радиация

На карте годовых сумм радиационного баланса земной поверхности видно резкое изменение положения изолиний при переходе их с суши на Океан. Как правило, радиационный баланс поверхности Океана превышает радиационный баланс суши (влияние альбедо и эффективного излучения). Распределение радиационного баланса в общем зонально. На Океане в тропических широтах годовые величины радиационного баланса достигают 140 ккал/см2 (Аравийское море) и не превышают 30 ккал/см2 у границы плавучих льдов. Отклонения от зонального распределения радиационного баланса на Океане незначительны и вызываются распределением облачности.
На суше в экваториальных и тропических широтах годовые значения радиационного баланса изменяются от 60 до 90 ккал/см2 в зависимости от условий увлажнения. Наибольшие годовые суммы радиационного баланса отмечаются в тех районах, где альбедо и эффективное излучение сравнительно невелики (влажные тропические леса, саванны). Наименьшим их значение оказывается в очень влажных (большая облачность) и в очень сухих (большое эффективное излучение) районах. В умеренных и высоких широтах годовая величина радиационного баланса уменьшается с увеличением широты (влияние уменьшения суммарной радиации).
Годовые суммы радиационного баланса над центральными районами Антарктиды отрицательны (несколько калорий на 1 см2). В Арктике значения этих величин близки к нулю.
В июле радиационный баланс земной поверхности в значительной части южного полушария отрицательный. Линия нулевого баланса проходит между 40 и 50° ю. ш. Наивысшее значение величины радиационного баланса достигают на поверхности Океана в тропических широтах северного полушария и на поверхности некоторых внутренних морей, например Черного (14—16 ккал/см2 в мес.).
В январе линия нулевого баланса расположена между 40 и 50° с. ш. (над океанами она несколько поднимается к северу, над материками — спускается к югу). Значительная часть северного полушария имеет отрицательный радиационный баланс. Наибольшие величины радиационного баланса приурочены к тропическим широтам южного полушария.
В среднем за год радиационный баланс земной поверхности положителен. При этом температура поверхности не повышается, а остается приблизительно постоянной, что можно объяснить только непрерывным расходованием излишков тепла.
Радиационный баланс атмосферы складывается из поглощенной ею солнечной и земной радиации, с одной стороны, и атмосферного излучения — с другой. Он всегда отрицателен, так как атмосфера поглощает лишь незначительную часть солнечной радиации, а излучает почти столько же, сколько и поверхность.
Радиационный баланс поверхности и атмосферы вместе, как целого, для всей Земли за год равен в среднем нулю, но по широтам он может быть и положительным и отрицательным.
Следствием такого распределения радиационного баланса должен быть перенос тепла в направлении от экватора к полюсам.
Тепловой баланс. Радиационный баланс — важнейшая составляющая теплового баланса. Уравнение теплового баланса поверхности показывает, как преобразуется на земной поверхности поступающая энергия солнечной радиации:
R = LE + P + A,

где R — радиационный баланс; LE — затраты тепла на испарение (L — скрытая теплота парообразования, E — испарение);
P — турбулентный теплообмен между поверхностью и атмосферой;
А — теплообмен между поверхностью и нижележащими слоями почвогрунта или воды.
Радиационный баланс поверхности считается положительным, если радиация, поглощенная поверхностью, превышает потери тепла, и отрицательным, если она не восполняет их. Все остальные члены теплового баланса считаются положительными, если за их счет происходит потеря тепла поверхностью (если они соответствуют расходу тепла). Так как. все члены уравнения могут изменяться, тепловой баланс все время нарушается и снова восстанавливается.
Рассмотренное выше уравнение теплового баланса поверхности приближенное, так как в нем не учтены некоторые второстепенные, но в конкретных условиях приобретающие важное значение факторы, например выделение тепла при замерзании, его расход на таяние и др.
Тепловой баланс атмосферы складывается из радиационного баланса атмосферы Ra, тепла, поступающего от поверхности, Pа, тепла, выделяющегося в атмосфере при конденсации, LE, и горизонтального переноса тепла (адвекции) Aа. Радиационный баланс атмосферы всегда отрицателен. Приток тепла в результате конденсации влаги и величины турбулентного теплообмена — положительны. Адвекция тепла приводит в среднем за год к переносу его из низких широт в высокие: таким образом, она означает расход тепла в низких широтах и приход в высоких. В многолетнем выводе тепловой баланс атмосферы можно выразить уравнением Ra=Pa+LE.
Тепловой баланс поверхности и атмосферы вместе, как целого, в многолетнем среднем равен 0 (рис. 35).
Солнечная радиация

За 100% принята величина солнечной радиации, поступающей к атмосфере за год (250 ккал/см2). Солнечная радиация, проникая в атмосферу, частично отражается от облаков и уходит обратно за пределы атмосферы — 38%, частично поглощается атмосферой — 14% и частично в виде прямой солнечной радиации достигает земной поверхности — 48%. Из 48%, дошедших до поверхности, 44% ею поглощаются, а 4% отражаются. Таким образом, альбедо Земли составляет 42% (38+4).
Поглощенная земной поверхностью радиация расходуется следующим образом: 20% теряются через эффективное излучение, 18% затрачиваются на испарение с поверхности, 6% — на нагревание воздуха при турбулентном теплообмене (итого 24%). Расход тепла поверхностью уравновешивает его приход. Тепло, полученное атмосферой (14% непосредственно от Солнца, 24% от земной поверхности), вместе с эффективным излучением Земли направляется в мировое пространство. Альбедо Земли (42%) и излучение (58%) уравновешивают поступление солнечной радиации к атмосфере.


Имя:*
E-Mail:
Комментарий:
  • bowtiesmilelaughingblushsmileyrelaxedsmirk
    heart_eyeskissing_heartkissing_closed_eyesflushedrelievedsatisfiedgrin
    winkstuck_out_tongue_winking_eyestuck_out_tongue_closed_eyesgrinningkissingstuck_out_tonguesleeping
    worriedfrowninganguishedopen_mouthgrimacingconfusedhushed
    expressionlessunamusedsweat_smilesweatdisappointed_relievedwearypensive
    disappointedconfoundedfearfulcold_sweatperseverecrysob
    joyastonishedscreamtired_faceangryragetriumph
    sleepyyummasksunglassesdizzy_faceimpsmiling_imp
    neutral_faceno_mouthinnocent
Введите два слова, показанных на изображении: *