Радиационный режим атмосферы кратко

Обновлено: 30.06.2024

Главным источником энергии почти всех процессов, развивающихся в атмосфере, является Солнце. Именно оно непрерывно излучает громадное количество лучистой энергии. Лучистая энергия Солнца, или солнечная радиация, включающая и видимую часть спектра, является одновременно источником света.

Солнечная радиация в виде электромагнитных волн распространяется от излучателя — Солнца — со скоростью, близкой к 300 000 км/с. Электромагнитными волнами называются распространяющиеся в пространстве колебания, т. е. периодические изменения электрических и магнитных сил. Они вызываются движением электрических зарядов в излучателе. Наша планета получает такую радиацию от Солнца. Земная поверхность и атмосфера в то же время сами излучают тепловую радиацию, но в других диапазонах волн. Длины волн радиации измеряют в единицах, значительно меньших, чем микрометр (1 мкм = 10 -6 м). Тысячная доля микрометра — это 1 нанометр (1 нм).

На пути распространения от внешних пределов атмосферы до земной поверхности солнечная радиация подвергается ряду существенных изменений. Они происходят вследствие процессов поглощения, отражения и рассеяния радиации.

Значительная часть солнечной радиации достигает земной поверхности в виде параллельного пучка лучей на освещаемой поверхности земного шара — прямая солнечная радиация. Некоторая часть радиации, рассеянной в атмосфере, поступает на земную поверхность как рассеянная радиация от всех точек небесного свода. Прямая солнечная радиация и рассеянная в сумме их поступления дают суммарную радиацию.

Солнечная радиация, поступающая на земную поверхность, частично отражается от неё, но большая её часть поглощается этой поверхностью и идёт на её нагревание.

Та часть солнечной радиации, которая отражается земной поверхностью, а также атмосферой (в основном облаками), носит название отражённой радиации.

Вместе с тем, нагретая земная поверхность сама является источником теплового излучения, направленного к атмосфере. Это так называемое земное излучение, или земная радиация. В свою очередь сама атмосфера излучает радиацию. Это излучение частично достигает поверхности Земли, а частично в атмосфере образует противоизлучение атмосферы — уходящее излучение атмосферы.

В атмосфере имеется целая система потоков лучистой энергии, разнообразных по их спектральному составу и различно направленных. В метеорологии принято выделять коротковолновую и длинноволновую радиацию. Прямую и рассеянную солнечную радиацию называют коротковолновой. Излучение Земли и атмосферы относят к длинноволновой радиации.

Коротковолновой радиацией называют радиацию в диапазоне волн от 0,1 до 4 мкм. Она включает, кроме видимого света, ещё ближайшую к нему по длинам волн ультрафиолетовую и инфракрасную радиацию. Солнечная радиация на 99 % является коротковолновой радиацией. К длинноволновой радиации относят радиацию земной поверхности и атмосферы с длинами волн от 4 до 100–120 мкм.

Оценивая с энергетической стороны сумму всех потоков лучистой энергии на земной поверхности, можно найти приходо-расход энергии для некоторой поверхности — радиационный баланс.

Солнечная постоянная радиации и спектральное распределение солнечного излучения

Поток солнечной радиации перед поступлением её в земную атмосферу оценивают как солнечную постоянную. Эта величина не зависит от поглощения и рассеяния радиации в атмосфере. Она относится к радиации, на которую ни атмосфера, ни земная поверхность ещё не повлияла. Солнечная постоянная зависит только от излучательной способности Солнца. Она равна 1,353 кВт/м 2 .

Солнечная радиация, приходящая на верхнюю границу атмосферы, охватывает широкий диапазон — от жёсткого рентгеновского до ближнего инфракрасного излучения. Спектральное распределение солнечного излучения определяется физическими характеристиками Солнца как звезды и особенностями процессов, происходящих в фотосфере, атмосфере Солнца и его короне. В целом спектр излучения Солнца приближается к спектру абсолютно черного тела, температура которого составляет около 5900 °К. Подавляющая часть энергии солнечного излучения (≈97 %) приходится на интервал длин волн электромагнитного спектра (0,3–3,0 мкм), причём 53,5 % — на интервал 0,4–0,7 мкм, т. е. на видимую область.

Распространяясь в атмосфере, солнечное излучение взаимодействует с атмосферными газами, облаками, твёрдыми и жидкокапельными аэрозольными частицами, взвешенными в воздухе. В результате такого взаимодействия в атмосфере происходит рассеяние, поглощение и преломление электромагнитных волн.

Рассеяние солнечного излучения приводит в целом к увеличению отражательной системы Земля — атмосфера.

Поглощение солнечного излучения приводит к уменьшению отражательной способности системы Земля—атмосфера, нагреванию атмосферы и подстилающей поверхности.

Рентгеновское и ультрафиолетовое излучение Солнца поглощается почти полностью уже на больших высотах в атмосфере. Наиболее активно солнечное излучение поглощают так называемые малые газовые составляющие — Н₂О, СО₂, О₃, NO_x, CH₄, фреоны.

В целом все процессы взаимодействия солнечного излучения с атмосферой и подстилающей поверхностью приводят к перераспределению лучистой энергии, приходящей на её верхнюю границу, и переходу части этой энергии в другие формы — тепловую, кинетическую, скрытое тепло и т. д.

Тепловая радиация имеет длины волн от сотен микрометров до тысячных долей микрометра.

Тепловую радиацию с длинами волн от 0,01 до 0,39 мкм называют ультрафиолетовой. Она невидима и не воспринимается человеческим глазом. Радиация от 0,39 до 0,76 мкм — это видимый свет, воспринимаемый глазом. Свет с длиной волны около 0,40 мкм — фиолетовый, с длиной волны около 0,76 мкм — красный. На промежуточные длины волн приходится свет всех цветов спектра.

Радиация с длинами волн больше 0,76 мкм и до нескольких сотен микрометров называется инфракрасной, она так же, как и ультрафиолетовая, невидима.

Поле инфракрасной (тепловой) радиации в атмосфере в интервале длин волн 4–120 мкм формируется за счёт собственного теплового излучения земной поверхности, излучения активных газовых и аэрозольных компонентов атмосферы (пыль, облака, туманы), а также излучения Солнца в длинноволновом участке электромагнитного спектра.

Пространственная и временная изменчивость инфракрасной радиации в атмосфере связана с изменениями инсоляции земной поверхности, степенью закрытости небосвода облачностью, изменениями в содержании основных поглощающих и излучающих компонентов.

В целом и атмосфера, и подстилающая поверхность охлаждается посредством инфракрасного радиационного обмена.

Некоторые вещества в особом состоянии излучают радиацию в большом количестве и в другом диапазоне длин волн, чем это следует по их температуре. Эта радиация, не подчиняющаяся законам теплового излучения, позволяет некоторым веществам испускать видимый свет (люминесценция). Люминесценцией объясняются полярные сияния и свечение ночного неба.

Прямая солнечная радиация

Солнечная радиация распространяется от Солнца по всем направлениям. В результате поглощения и рассеяния радиации в атмосфере не вся солнечная радиация, поступившая на её верхнюю границу, доходит до поверхности Земли. Радиацию, приходящую к земной поверхности непосредственно от Солнца, называют прямой солнечной радиацией.

Количественной мерой солнечной радиации, поступающей на земную поверхность, служит энергетическая освещённость или поток радиации — количество лучистой энергии, падающей на единичную площадку.

Энергетическая освещённость выражается в киловаттах на квадратный метр (кВт/м 2 ). При благоприятных условиях в атмосфере на поверхности Земли поток прямой радиации может быть равен 1,05 кВт/м 2 .

Поток прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность часто называют инсоляцией.

Рассеянная солнечная радиация

Рассеянием солнечной радиации называется частичное преобразование радиации, имеющей определённое распространение, в радиацию, идущую по всем направлениям в оптически неоднородной среде — атмосфере, содержащей мельчащие частицы жидких и твёрдых примесей, где показатель преломления изменяется от точки к точке.

Прямая солнечная радиация в атмосфере ослабляется путём её рассеяния. При этом рассеяние радиации тем больше, чем больше аэрозольных примесей содержит воздух. Около 25 % общего потока солнечной радиации превращается в атмосфере в рассеянную радиацию.

Рассеянная радиация отлична от прямой радиации по спектральному составу. Дело в том, что лучи различных длин волн рассеиваются в разной степени.

Воздух прозрачен в тонком слое, как прозрачна в тонком слое вода. Но в мощном слое атмосферы воздух имеет голубой цвет, подобно тому, как и вода уже в сравнительно малой толще (в несколько метров) имеет зеленоватый или васильковый цвет. Голубой цвет воздуха можно видеть, не только наблюдая небесный свод, но и рассматривая отдалённые предметы, которые кажутся окутанными голубоватой дымкой.

Голубой цвет безоблачного неба обусловлен рассеянием в нём солнечных лучей в молекулах воздуха. С высотой, по мере уменьшения плотности воздуха, т. е. количества рассеивающихся частиц, цвет неба становится темнее и переходит в густо-синий, а в стратосфере — в чёрно-фиолетовый.

Рассеяние меняет окраску прямого солнечного света. Солнечный диск кажется тем желтее, чем он ближе к горизонту, т. е. чем длиннее путь лучей через атмосферу и чем больше рассеяние. У горизонта солнце становится почти красным, особенно когда в воздухе много пыли и мельчайших продуктов конденсации (капель или кристаллов). Рассеяние солнечной радиации в атмосфере обуславливает рассеянный свет в дневное время.

Чем больше в воздухе примесей более крупных размеров по сравнению с молекулами, тем больше доля длинноволновых лучей в спектре солнечной радиации и тем белесоватее становится окраска небесного свода. Отдалённые предметы при тумане, дымке и пыльной мгле заволакиваются не голубой, а белой или серой завесой по причине рассеяния радиации. Облака, на которые падает солнечный свет, кажутся нам белыми по той же причине.

После захода солнца вечером темнота наступает не сразу. Небо, особенно в той части горизонта, где зашло солнце, остаётся ещё некоторое время светлым и посылает к земной поверхности постепенно убывающую рассеянную радиацию. Аналогичную картину мы можем наблюдать утром: небо после ночи начинает светлеть ещё до восхода солнца. Это явление неполной темноты носит название сумерек — вечерних или утренних. Причиной его является освещение солнцем, находящимся под горизонтом, высоких слоёв атмосферы.

Так называемые астрономические сумерки продолжаются вечером до тех пор, пока солнце не зайдёт под горизонт на 18º. К этому моменту становится настолько темно, что различимы слабые звёзды. Утренние сумерки начинаются с момента, когда солнце имеет такое же положение под горизонтом. Первая часть вечерних астрономических сумерек или последняя часть утренних, когда солнце находится под горизонтом не ниже 8º, носит название гражданских сумерек.

Продолжительность гражданских сумерек изменяется в зависимости от широты и времени года. В средних широтах они длятся от полутора до двух часов, в тропиках — меньше, а на экваторе — немногим дольше одного часа.

В высоких широтах летом солнце может опускаться под горизонт очень неглубоко или не опускаться под горизонт вообще. Если солнце опускается под горизонт менее, чем на 18º, то полной темноты не наступает, а вечерние сумерки сливаются с утренними сумерками. Это явление называют белыми ночами.

Сумерки сопровождаются изменениями окраски небесного свода. Эти изменения начинаются ещё до захода или продолжаются после восхода солнца. Они имеют довольно закономерный характер и носят название зари. Характерные цвета зари — пурпурный и жёлтый. Интенсивность и разнообразие цветовых оттенков зари изменяется в широких пределах в зависимости от содержания аэрозольных примесей в атмосфере. Разнообразны и тона освещения облаков в сумерках.

Явления зари объясняются рассеянием света мельчайшими частицами атмосферных аэрозолей и дифракцией света на более крупных частицах.

Поглощение солнечной радиации

Поглощение и рассеяние солнечной радиации в атмосфере несколько ослабляет поток солнечной радиации, проходящий сквозь атмосферу к земной поверхности.

Поглощается в атмосфере сравнительно небольшое количество солнечной радиации. Преимущественно это относится к инфракрасной части спектра. Это поглощение — избирательное, поскольку разные газы атмосферы поглощают радиацию в разных участках спектра и в разной степени.

Азот поглощает радиацию только очень малых длин волн в ультрафиолетовой части спектра. Энергия солнечной радиации в этом участке спектра незначительна, и поэтому поглощение азотом практически не отражается на потоке солнечной радиации. В большей степени, но всё же очень мало, поглощает солнечную радиацию кислород. Более значительным поглотителем солнечной радиации является озон — он сильно поглощает ультрафиолетовую радиацию.

Сильно поглощает радиацию в инфракрасной области спектра углекислый газ.

Основным же поглотителем радиации в атмосфере является водяной пар, сосредоточенный в тропосфере и особенно в нижней её части.

Поглощают солнечную радиацию также облака и атмосферные примеси, т. е. твёрдые частицы, взвешенные в атмосфере.

В целом в атмосфере поглощается 15–20 % радиации, приходящей от Солнца к Земле. В каждом отдельном месте поглощение изменяется с течением времени и в зависимости как от переменного содержания в воздухе поглощающих субстанций, так и от высоты солнца над горизонтом, т. е. от толщины слоя воздуха, проходимого лучами на пути сквозь атмосферу.

Отражение солнечной радиации

Падая на земную поверхность, суммарная радиация в большей своей части поглощается в верхнем тонком слое почвы или воды и переходит в тепло, а частично отражается. Отражение солнечной радиации земной поверхностью зависит от характера этой поверхности.

Отношение количества отраженной солнечной радиации к общему количеству радиации, падающей на данную поверхность, называется альбедо поверхности. Это отношение выражается в процентах.

Альбедо поверхности почвы в общем заключается в пределах 10–30 %, растительного покрова — 10–25 %, снега — от 50 до 80–90 %.

Для верхней поверхности облаков альбедо может составлять от нескольких процентов до 70–80 %.

Альбедо гладкой водной поверхности для прямой радиации изменяется от нескольких процентов при высоком солнце до 70 % при низком расположении солнца. Оно зависит также от волнения. Для рассеянной радиации альбедо водных поверхностей составляет 5–10 %.

Преобладающая часть радиации, отражённой земной поверхностью и верхней поверхностью облаков, уходит за пределы земной атмосферы.

Литература

Гидрометеорологическое Обеспечение Мореплавания - Глухов В.Г., Гордиенко А.И., Шаронов А.Ю., Шматков В.А. [2014]

Солнечная радиация является основным источником тепловой энергии почти для всех природных процессов, происходящих в атмосфере и на поверхности земли, а также одним из главных климатообразующих факторов. Приход солнечной радиации к любой точке земной поверхности определяется прежде всего астрономическими факторами — продолжительностью дня и высотой солнца. Продолжительность дня зависит от широты места и вычисляется по времени восхода и захода солнца. За время восхода (захода) солнца принимается момент появления над горизонтом (исчезновения под горизонтом) верхнего края диска солнца.

На рис. 2 продолжительность дня и ночи в Вологде представлена графически, а в табл. 1 приложения приведено время восхода и захода солнца и продолжительность дня. Самый продолжительный день в Вологде 22 июня (день летнего солнцестояния) длится 18 ч 37 мин, самый короткий 22 декабря — 6 ч 04 мин (день зимнего солнцестояния). В период весеннего (21 м а р та ) и осеннего (23 сентября) равноденствий день равен ночи.

Положение солнца на небосклоне определяется высотой и азимутом. Высота солнца над горизонтом — это угол, образуемый солнечными лучами при падении на горизонтальную поверхность. Самая большая высота солнца (54°) наблюдается в полдень в июне, самая малая (7°)— в декабре. Азимут — угол между плоскостью меридиана и вертикальной плоскостью , проходящей через солнце,— определяет, с какой стороны падают солнечные лучи. Азимут солнца обычно отсчитывают в обе стороны от направления на юг.

На рис. 3 схематически (сплошными линиями) изображен путь солнца по небу на 15-е число каждого месяца. Азимут солнца отложен на окружности влево и вправо от направления на юг, высота — по радиусу к центру. С рисунков можно снять приближенные значения высоты и азимута в любой момент времени и в любой день. Например, 15 июня в 13 ч высота солнца равна 53°, азимут 24°, 15 сентября в 9 ч — высота 41°, а азимут 60°. Н а рис. 3 также можно проследить, что место восхода и захода солнца смещается в летние месяцы на север, а в зимние на юг. Так, в июле солнце всходит на северо-востоке, а заходит на северо-западе, в декабре всходит на юго-востоке, а заходит на юго-западе.

2.1. Продолжительность солнечного сияния

Одной из важнейших характеристик радиационного режима является продолжительность солнечного сияния.

Для записи солнечного сияния служит гелиограф универсальной (полярной) модели. Этот прибор несколько преуменьшает данные о солнечном сиянии, так как не всегда регистрирует сияние при малой высоте солнца над горизонтом из-за слабого напряжения радиации.

Различают возможную и фактическую продолжительность солнечного сияния. Возможная (теоретическая) продолжительность в данном пункте равна продолжительности дня. Действительная же продолжительность солнечного сияния зависит от количества и характера облачности, прозрачности атмосферы , степени закрытости горизонта.

При безоблачном небе возможная продолжительность солнечного сияния за год на широте Вологды составила бы 4129 ч. Фактически же солнце светит здесь в среднем 1693 ч в году, что составляет 41 % возможной продолжительности солнечного сияния (табл. 2, см. стр. 16). Отношение (в процентах) наблюдавшейся продолжительности сияния к возможной дает представление о сравнительной ясности неба в данном пункте.

В Вологде минимальная продолжительность солнечного сияния наблюдается в декабре (13 ч), что объясняется наименьшей продолжительностью дня и наибольшей повторяемостью пасмурного неба. С января продолжительность солнечного сияния начинает увеличиваться, особенно резко она увеличивается весной. В апреле солнце уже светит в среднем 187 ч, а в мае 264 ч. Летом, в июле, продолжительность солнечного сияния достигает наибольших значений (292 ч), но нередко максимум смещается на май или июнь, а в отдельные годы — на апрель или август. Осенью с уменьшением продолжительности дня и увеличением повторяемости пасмурной погоды продолжительность солнечного сияния заметно уменьшается: до 124 ч в сентябре и 55 ч в октябре. В отдельные годы количество часов солнечного сияния может значительно отличаться от среднего значения (см. табл. 2).

Число дней без солнца, т. е. таких дней, в которые солнечные лучи в дневное время не достигают поверхности из-за облачности, характеризует условия освещенности. Наибольшее число дней без солнца (25) наблюдается в декабре, наименьшее (1)— в июле.

Летом при безоблачной погоде солнце светит с 3 ч утра до 21 ч вечера, зимой с 8 ч до 15— 16 ч (табл. 2 приложения ). В суточном ходе отмечается увеличение количества солнечного сияния от утра к полудню с максимумом в период с 12 до 14 ч. В мае и августе максим ум смещается на 9— 10 ч, в июне — на 10— 12 ч, что связано с характером суточного распределения облачности. Наиболее часто солнце светит непрерывно по 2— 6 ч. Весной нередко возможна непрерывная продолжительность солнечного сияния до 8— 12 ч, а летом до 14— 18 ч.

2.2. Солнечная радиация

Данные о радиационном режиме города приводятся по материалам актинометрических наблюдений ст. Вологда, Молочное за период 1953— 1958 гг.

Суммы радиации до недавнего времени выражали в калориях на квадратный сантиметр в час, сутки, месяц и год. В новой Международной системе СИ сумма радиации выражается в килоджоулях и мегаджоулях на квадратный метр ( к Дж / м2, МДж / м2). Переход от прежних единиц к единицам системы СИ производится при помощи следующих соотношений:

К земле солнечная энергия приходит в виде прямой S и рассеянной D солнечной радиации и излучения атмосферы.

Прямая радиация поступает на земную поверхность параллельным пучком лучей, идущих непосредственно от диска солнца. Она измеряется на поверхности, перпендикулярной направлению солнечных лучей. Прямая радиация, приходящая на горизонтальную поверхность, вычисляется по формуле.

где h — высота солнца над горизонтом.

Часть солнечной радиации рассеивается в атмосфере молекулами атмосферных газов, аэрозолям и и поступает к земной поверхности в виде рассеянной радиации . Прямая и рассеянная paдиации вместе составляют суммарную радиацию Q. Суммарная радиация в основном определяется высотой солнца над горизонтом, продолжительностью дня, облачностью, прозрачностью атмосферы и альбедо подстилаю щей поверхности.

Возможный годовой приход суммарной радиации в Вологде составляет 5543 МДж / м2, из них на прямую радиацию приходится 4345 МДж / м2 (табл. 3). Облачность снижает количество прямой радиации в 2,7 раза и увеличивает количество рассеянной более чем в 1,5 раза. В результате при реальных условиях облачности приход суммарной радиации составляет в среднем 3352 М Дж / м 2, что на 40% меньше возможной годовой суммы (табл. 4). Доли прямой и рассеянной радиации в суммарной радиации в течение года могут меняться в широких пределах. В течение большей части года преобладает рассеянная радиация, и только с мая по июль вклады прямой и рассеянной радиации в суммарную выравниваются (табл. 5).

За летний сезон поступает почти половина (47 %) годового значения суммарной радиации, а в центральные зимние месяцы (ноябрь — январь) — всего 3 %

В годовом ходе максимум суммарной радиации (582 МДж / м2) приходится на июль, минимум (25 МДж / м2) — на декабрь. Максимум прямой радиации (298 МДж / м2) так же наблюдается в июле, а минимум (4 МДж / м2) смещается на январь. В отдельные годы в зависимости от облачности и прозрачности атмосферы соотношение прямой и рассеянной радиации , общий приход суммарной радиации могут значительно отличаться от средних значений (табл. 6). Так, в июле при средней сумме суммарной радиации, равной 582 МДж / м 2, максимальное значение ее составило 682 МДж / м2, мин имальное 503 МДж / м2.

Часть приходящей солнечной радиации отражается земной поверхностью — это отраженная радиация R, остальная часть поглощается, превращаясь в тепло,— это поглощенная радиация Вк. Отражательная способность поверхности характеризуется альбедо А — отношением (в процентах) отраженной радиации к суммарной: А = R/Q*100 . Альбедо естественных поверхностей отличается большим разнообразием (табл. 7). Наибольшим альбедо обладает снежный покров. Но в зависимости от влажности и цвета снега оно изменяется от 85— 90 % (свежевыпавший снег) до 30 % (тающий ). Наименьшее альбедо (12— 19 % ) имеют высохшая трава и подзолистые почвы. Поэтом у в годовом ходе альбедо хорош о выражены зимний максимум (50— 75 % ) и летний минимум (22— 23 % ) , которые противоположны максимуму и минимуму в годовом ходе суммарной радиации.

Значение отраженной радиации зависит в основном от суммарной радиации, а также от характера подстилающей поверхности. В годовом ходе суммарной радиации отмечается один максимум — летом, альбедо же имеет обратный ход, поэтому годовой ход отраженной радиации имеет более сложный характер. С января количество отраженной радиации увеличивается, достигая максимума (189 МДж / м2) в марте. Весной в период таяния снега оно резко уменьшается, несмотря на рост суммарной радиации. С мая количество отраженной радиации снова увеличивается, так как суммарная радиация продолжает расти, а альбедо изменяется очень мало. В июле наблюдается вторичный максимум (134 МДж / м2), который несколько меньше первого. Затем количество отраженной радиации постепенно уменьшается, достигая минимума в декабре. В среднем за год отраженная радиация составляет 31 % суммарной.

Поглощенная радиация определяется по формуле Вк= Q ( 1 —Ак). О на так же зависит от суммарной радиации и альбедо подстилающей поверхности. Годовой ход поглощенной радиации повторяет годовой ход суммарной радиации с максимумом (453 МДж / м2) в июне и минимумом (8 МДж / м2) в декабре.

Разность между приходом и расходом солнечной радиации называется радиационным балансом. Радиационный баланс может быть положительным или отрицательным. При положительном балансе (апрель — октябрь) земная поверхность получает больше тепла, чем отдает излучением. Полученное тепло расходуется на нагревание почвы, воздуха, испарение. При отрицательном радиационном балансе (ноябрь — март) преобладает излучение и земная поверхность охлаждается. Период наблюдений над радиационным балансом в Вологде так короток, что в табл. 4 приведены сведения только о его составляющих.

Суточный ход солнечной радиации определяется прежде всего изменением высоты солнца в течение дня. Поэтом у максим ум солнечной радиации как при наличии облачности, так и при ясном небе наблюдается в полдень.

2.3. Радиационный режим вертикальных поверхностей

Важное значение при оценке как энергетических потребностей города, так и инсоляции помещений имеет учет количества радиационного тепла, поступающего на стены зданий. Закономерности поступления солнечной радиации на стены зданий в различных районах СССР исследованы 3. И. Пивоваровой [22]. Д ля условий Вологды возможную продолжительность облучения стен каждой основной ориентации (С, Ю, В и 3 ) можно определить по табл. 8, в которой приведено время начала и конца облучения прямой солнечной радиацией южных и северных стен для открытого горизонта в случае безоблачного неба на 15-е число каждого месяца.

Стены южной, восточной и западной ориентации освещаются прямыми солнечными лучам и в течение всего года, стены северной ориентации — только с апреля по сентябрь (табл. 9).

Наилучшие условия облучения прямыми солнечными лучами имеют стены южной ориентации, максимум продолжительности их возможного облучения (11,6 ч) обмечается в марте и сентябре (11,7 ч), минимум (6,2 ч)— в декабре (табл. 8). Возможная продолжительность облучения восточных и западных стен одинакова. Максимальная продолжительность их облучения (9,2 ч) наблюдается в июне, минимальная (3,1 ч)— в декабре. Наибольшая возможная продолжительность освещения северных стен (8,5 ч) наблюдается в июне, наименьшая (1,1 ч)— в сентябре. Фактическая продолжительность освещения солнечными лучами стен всех ориентаций максимальна летом и составляет 5,7— 6,5 ч для южных стен (57— 63 % возможной ), 3,9— 4,7 ч — для западных и восточных стен (45- 52 % возможной ) и 1,3 - 2,9 ч. Для северных стен (28— 37 % возможной ).

Одной из основных характеристик радиационного режима стен зданий является количество солнечной радиации (табл. 10). В целом за год наибольшее количество солнечной радиации приходит на южные стены. Максимальное значение ее отмечается в марте (Q = 402 МДж/м2 , S= 249 МДж / м2) благодаря высокой прозрачности атмосферы в это время, большому числу ясных дней и достаточно большой продолжительности светлого времени суток. Затем количество радиации, особенно прямой, уменьшается, второй максимум суммарной радиации наблюдается в июле, а прямой радиации — в августе ( Q = 3 5 8 М Дж/м2, S= 165 МДж / м2). С сентября по март южные стены получают прямой радиации больше, чем горизонтальная поверхность: в марте и сентябре в 1,5— 2 раза, с ноября по февраль в 4— 8 раз. Летом горизонтальная поверхность получает прямой радиации больше, чем южные стены.

Большую часть года доля рассеянной и отраженной радиации в суммарной, поступающей на южные стены, соизмерима с прямой, только в июне — июле она преобладает, а в ноябре — декабре — меньше прямой.

В целом за год на юго-восточные и юго-западные стены приход солнечной радиации несколько меньше, чем на южные за исключением периода май — июль, когда соотношение становится обратным. На восточные и западные стены за год поступает меньше солнечной радиации , чем на южные, юго-восточные и юго западные. Только с мая по июль количество получаемой ими радиации сравнимо с количеством, приходящим на стены южных ориентаций. Северные стены получают только половину суммарной радиации и лишь 6 % прямой, приходящейся на южные стены. Северо-восточные и северо-западные стены облучаются прямой радиацией с марта по октябрь и за год получают ее в 4 раза меньше, чем южные стены.

На вертикальные стены одновременно с прямой солнечной радиацией поступает рассеянная и отраженная от земной поверхности радиация. Вместе они составляют суммарный приход радиации. Вклад рассеянной радиации особенно значителен в осенне-зимнее время, а в сентябре — марте северные стены и в ноябре — феврале северо-восточные (северо-западные) стены освещены только за счет рассеянной и отраженной радиации.

Солнечная радиация является главным источником тепловой энергии почти для всех природных процессов, развивающихся в атмосфере, гидросфере и в верхних слоях атмосферы. Наряду с этим использование солнечной энергии имеет исключительное значение в хозяйственной деятельности человека.

Солнечную радиацию составляют ультрафиолетовые лучи, видимое и инфракрасное излучения. Лучистая энергия устремляется к земле, достигает верхней границы биосферы, неся с собой тепловой заряд 2 кал/ см2 в мин. Из этого количества энергии не более 65%, или 1,34 кал/см2 в мин., достигает земной поверхности, что для умеренной зоны в солнечную погоду составляет, в зависимости от времени года, 100–800 кал/см2 в день.

Прямую солнечную радиацию (S) создает пучок параллельных солнечных лучей, поступающих на поверхность. Поскольку лучи падают не перпендикулярно к земной поверхности, а наклонно, что зависит от высоты солнца над горизонтом, то при расчетах вносится поправка на угол падения лучей (S1):

где h0 – высота солнца над горизонтом (градус).

Величина солнечной радиации, поступающей на склоны, рассчитывается по формуле:

Sb = S cos h0 (A0 ) , Sck = Sb sina + S1 cosa

где Sb – прямая солнечная радиация, поступающая на вертикальную поверхность, Sck – радиация, поступающая на склон, S1 – радиация, поступающая на горизонтальную поверхность, h0 – высота солнца, A0 – азимут солнца (в градусах), a – крутизна склона ( в градусах) , A – азимут нормали к вертикальной поверхности.

Проходя через атмосферу, прямая солнечная радиация рассеивается молекулами газа, твердыми и жидкими частицами, взвешенными в воздухе, облаками. Поэтому, кроме прямой выделяют и рассеянную солнечную радиацию (D), которая поступает на земную поверхность со всех точек небесного свода (измеряется актинометром как поступающая на горизонтальную поверхность).

Прямая солнечная радиация и рассеянная радиация относятся к коротковолновой части спектра с длиной волн от 0,17 до 4 мк, но фактически земной поверхности достигают лучи с длиной волны от 0,29 мк. Общий приход этой радиации (прямой и рассеянной) в сумме составляет так называемую суммарную радиацию (Q):

Отражательную способность поверхности именуют альбедо поверхности (A):

Наряду с коротковолновой радиацией на поверхность поступает длинноволновое излучение атмосферы (Ea), а земная поверхность, в свою очередь, излучает длинноволновую радиацию соответственно своей температуре (Ez). Длина волн как той, так и другой радиации колеблется от 4 до 40 мк. Разность собственного излучения дневной поверхности и атмосферы называется эффективным излучением (Ef). Обычно излучение земли больше, поэтому Ef чаще направлено вверх.

В каждый момент времени на земной поверхности осуществляется приход-расход лучистой энергии. Алгебраическая сумма приходных и расходных составляющих радиации называется радиационным балансом (B):

B = S1 + D + Ea – R – Ez ,

В зависимости от отношения приходно-расходных составляющих знак радиационного баланса положительный (если поверхность земли поглощает больше радиации, чем отдает, поток направлен к земле) или отрицательным (если поверхность земли поглощает радиации меньше, чем отдает, поток направлен к земле. Этот баланс уравновешивается путем конденсации водяного пара в атмосфере и ее теплопроводностью.

Радиационный баланс во многом определяет тепловой баланс, определяет величину и знак потоков тепла в воздух и почву, суточный ход испарения и конденсации.

Лучистую энергию выражают в тепловых единицах на единицу площади за единицу времени: интенсивность радиации – кал/см2 мин; сумма радиации – кал/см2 в час, сутки, месяц, год. На метеостанциях измерения проводят 6 раз в сутки актинометрами, пиранометрами и другими приборами.

Приход солнечной радиации определяется прежде всего астрономическими факторами – продолжительностью дня и высотой солнца.

Солнечная радиация, поступающая на земную поверхность, является одним из основных климатообразующих факторов, но и она зависит от циркуляции атмосферы (что проявляется через облачность и прозрачность атмосферы), особенностей поверхности – высоты над уровнем моря, закрытости горизонта, альбедо поверхности.

Годовой приход прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность при ясном небе составляет 4399,5 МДж/м2 (по данным м/ст Корф) и увеличивается к югу до 5153,7 МДж/м2 (по данным м/ст Петропавловск). Годовые суммы рассеянной радиации при безоблачном ясном небе составляют 1131,3–1173,2 МДж/м2 [356].

где h0 – высота солнца над горизонтом (градус).

Величина солнечной радиации, поступающей на склоны, рассчитывается по формуле:

Sb = S cos h0 (A0 ) , Sck = Sb sina + S1 cosa

Отражательную способность поверхности именуют альбедо поверхности (A):

B = S1 + D + Ea – R – Ez ,

Проходя сквозь атмосферу, солнечная радиация частично рассеивается атмосферными газами и аэрозольными примесями к воздуху и переходит в особую форму рассеянной радиации. Частично же она поглощается молекулами атмосферных газов и примесями к воздуху и переходит в теплоту,идет на нагревание атмосферы.

Нерассеянная и непоглощенная в атмосфере прямая солнечная радиация достигает земной поверхности. Она частично отражается от земной поверхности, а в большей степени поглощается ею и нагревает ее. Часть рассеянной радиации также достигает земной поверхности, частично от нее отражается и частично ею поглощается. Другая часть рассеянной радиации уходит вверх, в межпланетное пространство. В результате поглощения и рассеяния радиации в атмосфере прямая радиация, дошедшая до земной поверхности, изменена в сравнении с тем, что было на границе атмосферы. Интенсивность радиации уменьшается, а спектральный состав ее изменяется,так как лучи разных длин волн поглощаются и рассеиваются в атмосфере по-разному (рис. 6).

Рис. 6. Распределение лучистой энергии в спектре солнечной радиации на границе атмосферы

(верхняя кривая) и у земной поверхности (нижняя кривая) при высоте солнца 35°

Интенсивность радиации дана в 10-3 кал/(см2·мин)для интервала длин волн 0,01 мк.

При наиболее высоком стоянии солнца и при достаточной чистоте воздуха можно измерить на уровне моря интенсивность прямой радиации около 1,5 кал/(см2·мин)В горах, на высотах порядка 4-5 км,наблюдалась интенсивность до 1,7 кал/(см2·мин)и более. По мере приближения солнца к горизонту и увеличения толщи воздуха, проходимой солнечными лучами, интенсивность прямой радиации все более убывает.

В атмосфере поглощается сравнительно небольшое количество солнечной радиации, при этом главным образом в инфракрасной части спектра. Это поглощение – избирательное: разные газы поглощают радиацию в разных участках спектра и в разной степени.

Поглощенная радиация – часть суммарной радиации, которая поглощается земной поверхностью и идет на нагревание верхних слоев почвы и воды.

Азот поглощает радиацию только очень малых длин волн в ультрафиолетовой части спектра. Энергия солнечной радиации в этом участке спектра совершенно ничтожна, и потому поглощение азотом практически не отражается на интенсивности солнечной радиации. В большей степени, но все же очень мало поглощает солнечную радиацию кислород – в двух узких участках видимой части спектра и в ультрафиолетовой его части. Более сильным поглотителем солнечной радиации является озон. Его содержание в воздухе, даже в стратосфере, очень мало; тем не менее он настолько сильно поглощает ультрафиолетовую радиацию, что из солнечной постоянной теряется несколько процентов. В результате поглощения в верхних слоях атмосферы в солнечном спектре у земной поверхности не наблюдаются волны короче0,29 мк.

Сильно поглощает радиацию в инфракрасной области спектра углекислый газ;но его содержание в атмосфере ничтожно, и поэтому поглощение им в общем незначительно. Основным же поглотителем радиации в атмосфере является водяной пар,сосредоточивающийся в тропосфере и особенно в нижней ее части. Из общего состава солнечной радиации водяной пар поглощает значительную долю в инфракрасной области спектра. Хорошо поглощают солнечную радиацию также атмосферные аэрозоли,т.е. облака и твердые частички, взвешенные в атмосфере.

В целом в атмосфере поглощается 15 – 20% радиации, приходящей от Солнца к Земле. В каждом отдельном месте поглощение меняется с течением времени в зависимости как от переменного содержания в воздухе поглощающих субстанций, главным образом водяного пара, облаков и пыли, так и от высоты солнца над горизонтом, т.е. от толщины слоя воздуха, проходимого лучами на пути сквозь атмосферу.

Кроме поглощения прямая солнечная радиация на пути сквозь атмосферу ослабляется еще путем рассеяния, причем ослабляется более значительно. При этом рассеяние радиации тем больше, чем больше содержит воздух аэрозольных примесей.

Рассеянием радиации называется частичное преобразование радиации, имеющей определенное направление распространения (а такой именно и является прямая солнечная радиация, распространяющаяся в виде параллельных лучей), в радиацию, идущую по всем направлениям. Рассеяние происходит в оптически неоднородной среде, т.е. в среде, где показатель преломления меняется от точки к точке. Такой оптически неоднородной средой является атмосферный воздух, содержащий мельчайшие частички жидких и твердых примесей – капельки, кристаллы, ядра конденсации, пылинки. Но оптически неоднородной средой является и чистый,свободный от примесей воздух, так как в нем вследствие теплового движения молекул постоянно возникают сгущения и разрежения, колебания плотности. Таким образом, встречаясь с молекулами и посторонними частичками в атмосфере, солнечные лучи теряют прямолинейное направление распространения, рассеиваются. Радиация распространяется от рассеивающих частичек таким образом, как если бы они сами были источниками радиации.

Около 25% энергии общего потока солнечной радиации превращается в атмосфере в рассеянную радиацию. Правда, значительная доля рассеянной радиации (2/3 ее) также приходит к земной поверхности. Но это будет уже особый вид радиации, существенно отличный от прямой радиации.

Во-первых, рассеянная радиация приходит к земной поверхности не от солнечного диска, а от всего небесного свода. Поэтому приходится измерять ее приток на горизонтальную поверхность. Интенсивностью рассеянной радиациимы будем называть ее приток в калориях на один квадратный сантиметр горизонтальной поверхности в минуту.

Во-вторых, рассеянная радиация отлична от прямой по спектральному составу. Дело в том, что лучи различных длин волн рассеиваются в разной степени. Соотношение энергии лучей разных длин волн в рассеянной радиации изменено в пользу более коротковолновых лучей. При этом, чем меньше размеры рассеивающих частичек, тем сильнее рассеиваются коротковолновые лучи в сравнении с длинноволновыми.

По закону Релея, в чистом воздухе, где рассеяние производится только молекулами газов(размеры которых более чем в 10 раз меньше длин волн света), рассеяние обратно пропорционально четвертой степени длины волны рассеиваемых лучей

где Iλ — интенсивность прямой радиации с длиной волны λ, iλ– интенсивность рассеянной радиации с той же длиной волны, а – коэффициент пропорциональности.

Поскольку длина крайних волн красного света почти вдвое больше длины крайних волн фиолетового света, первые лучи рассеиваются молекулами воздуха в 14 раз меньше, чем вторые. Инфракрасные же лучи будут рассеиваться в совсем ничтожной степени. Поэтому в рассеянной радиации лучи коротковолновой части видимого спектра, т.е. фиолетовые и синие, будут преобладать по энергии над оранжевыми и красными, а также и над инфракрасными лучами.

Максимум энергии в прямой солнечной радиации у земной поверхности приходится на область желто-зеленых лучей видимой части спектра. В рассеянной радиации он смещается на синиелучи.

Добавим еще, что рассеянная солнечная радиация, в отличие от прямой, является частично поляризованной. При этом степень поляризации для радиации, приходящей от разных участков небосвода, неодинакова.

Рассеяние более крупными частичками, т.е. пылинками, мельчайшими капельками и кристалликами, происходит не по закону Релея, а обратно пропорционально меньшим степеням длины волны, например второй или первой. Поэтому радиация, рассеянная крупными частичками, будет не так богата наиболее коротковолновыми лучами, как радиация, рассеянная молекулами. При частичках диаметром больше 1,2 мк будет уже не рассеяние, а диффузное отражение, при котором радиация отражается частичками, как маленькими зеркалами (по закону – угол отражения равен углу падения), без изменения спектрального состава.

Рассеяние солнечной радиации в атмосфере обусловливает рассеянный свет в дневное время. В отсутствии атмосферы на Земле было бы светло только там, куда попадали бы прямые солнечные лучи или солнечные лучи, отраженные земной поверхностью и предметами на ней. А вследствие рассеянного света вся атмосфера днем служит источником освещения: днем светло также и там, куда солнечные лучи непосредственно не падают, и даже тогда, когда солнце скрыто за облаками. При этом вследствие большего процентного содержания синих лучей рассеянный свет белеепрямого солнечного света.

Читайте также: