Краткая характеристика излучений солнца. Каковы виды солнечной радиации

Причины возникновения солнечного излучения

Спектр солнечного излучения

Где солнечное ионизирующее облучение сильнее?

Солнечные вспышки - высокая радиационная опасность

Как себя обезопасить?

Солнечная радиация и её влияние на организм человека и климат

Причины возникновения солнечного излучения

Спектр солнечного излучения

Что такое солнечная радиация? Виды излучения и его влияние на организм

Где солнечное ионизирующее облучение сильнее?

Солнечные вспышки - высокая радиационная опасность

Как себя обезопасить?

Суммарная солнечная радиация и радиационный баланс

Солнечная радиация или ионизирующее излучение солнца

Солнечная радиация

Виды солнечной радиации

Источники тепла. В жизни атмосферы решающее значение имеет тепловая энергия. Главнейшим источником этой энергии является Солнце. Что же касается теплового излучения Луны, планет и звезд, то оно для Земли настолько ничтожно, что практически его нельзя принимать во внимание. Значительно больше тепловой энергии дает внутреннее тепло Земли. По вычислениям геофизиков, постоянный приток тепла из недр Земли повышает температуру земной поверхности на 0°,1. Но подобный приток тепла все же настолько мал, что принимать его в расчет также нет никакой необходимости. Таким образом, единственным источником тепловой энергии на поверхности Земли можно считать только Солнце.

Солнечная радиация. Солнце, имеющее температуру фотосферы (излучающей поверхности) около 6000°, излучает энергию в пространство во всех направлениях. Часть этой энергии в виде огромного пучка параллельных солнечных лучей попадает на Землю. Солнечная энергия, дошедшая до поверхности Земли в виде прямых лучей Солнца, носит название прямой солнечной радиации. Но не вся солнечная радиация, направленная на Землю, доходит до земной поверхности, так как солнечные лучи, проходя через мощный слой атмосферы, частично поглощаются ею, частично рассеиваются молекулами и взвешенными частичками воздуха, некоторая часть отражается облаками. Та часть солнечной энергии, которая рассеивается в атмосфере, называется рассеянной радиацией. Рассеянная солнечная радиация распространяется в атмосфере и попадает к поверхности Земли. Нами этот вид радиации воспринимается как равномерный дневной свет, когда Солнце полностью закрыто облаками или только что скрылось за горизонтом.

Прямая и рассеянная солнечная радиация, достигнув поверхности Земли, не полностью поглощается ею. Часть солнечной радиации отражается от земной поверхности обратно в атмосферу и находится там в виде потока лучей, так называемой отраженной солнечной радиации.

Состав солнечной радиации весьма сложный, что связано с очень высокой температурой излучающей поверхности Солнца. Условно по длине волн спектр солнечной радиации делят на три части: ультрафиолетовую (η<0,4<μ видимую глазом (η от 0,4μ до 0,76μ) и инфракрасную часть (η >0,76μ). Кроме температуры солнечной фотосферы, на состав солнечной радиации у земной поверхности влияет еще поглощение и рассеивание части солнечных лучей при их прохождении через воздушную оболочку Земли. В связи с этим состав солнечной радиации на верхней границе атмосферы и у поверхности Земли будет неодинаков. На основании теоретических расчетов и наблюдений установлено, что на границе атмосферы на долю ультрафиолетовой радиации приходится 5%, на видимые лучи - 52% и на инфракрасные - 43%. У земной же поверхности (при высоте Солнца 40°) ультрафиолетовые лучи составляют только 1%, видимые - 40%, а инфракрасные - 59%.

Интенсивность солнечной радиации. Под интенсивностью прямой солнечной радиации понимают количество тепла в калориях, получаемого в 1 мин. от лучистой энергии Солнца поверхностью в 1 см 2 , расположенной перпендикулярно к солнечным лучам.

Для измерения интенсивности прямой солнечной радиации применяются специальные приборы - актинометры и пиргелиометры; величина рассеянной радиации определяется пиранометром. Автоматическая регистрация продолжительности действия солнечной радиации производится актинографами и гелиографами. Спектральная интенсивность солнечной радиации определяется спектроболографом.

На границе атмосферы, где исключено поглощающее и рассеивающее воздействие воздушной оболочки Земли, интенсивность прямой солнечной радиации равна приблизительно 2 кал на 1 см 2 поверхности в 1 мин. Эта величина носит название солнечной постоянной. Интенсивность солнечной радиации в 2 кал на 1 см 2 в 1 мин. дает такое большое количество тепла в течение года, что его хватило бы, чтобы расплавить слой льда в 35 м толщиной, если бы такой слой покрывал всю земную поверхность.

Многочисленные измерения интенсивности солнечной радиации дают основание полагать, что количество солнечной энергии, приходящее к верхней границе атмосферы Земли, испытывает колебания в размере нескольких процентов. Колебания бывают периодические и непериодические, связанные, по-видимому, с процессами, происходящими на самом Солнце.

Кроме того, некоторое изменение в интенсивности солнечной радиации происходит в течение года благодаря тому, что Земля в годовом своем вращении движется не по окружности, а по эллипсу, в одном из фокусов которого находится Солнце. В связи с этим меняется расстояние от Земли до Солнца и, следовательно, происходит колебание интенсивности солнечной радиации. Наибольшая интенсивность наблюдается около 3 января, когда Земля находится ближе всего от Солнца, а наименьшая около 5 июля, когда Земля удалена от Солнца на максимальное расстояние.

Колебание интенсивности солнечной радиации по этой причине очень невелико и может представлять только теоретический интерес. (Количество энергии при максимальном расстоянии относится к количеству энергии при минимальном расстоянии, как 100: 107, т. е. разница совершенно ничтожна.)

Условия облучения поверхности земного шара. Уже одна только шарообразная форма Земли приводит к тому, что лучистая энергия Солнца распределяется на земной поверхности весьма неравномерно. Так, в дни весеннего и осеннего равноденствия (21 марта и 23 сентября) только на экваторе в полдень угол падения лучей будет 90° (рис. 30), а по мере приближения к полюсам он будет уменьшаться от 90 до 0°. Таким образом,

если на экваторе количество полученной радиации принять за 1, то на 60-й параллели она выразится в 0,5, а на полюсе будет равна 0.

Земной шар, кроме того, имеет суточное и годовое движение, причем земная ось наклонена к плоскости орбиты на 66°,5. В силу этого наклона между плоскостью экватора и плоскостью орбиты образуется угол в 23°30 г. Это обстоятельство приводит к тому, что углы падения солнечных лучей для одних и тех же широт будут меняться в пределах 47° (23,5+23,5).

В зависимости от времени года меняется не только угол падения лучей, но также продолжительность освещения. Если в тропических странах во все времена года продолжительность дня и ночи приблизительно одинакова, то в полярных странах, наоборот, она очень различна. Так, например, на 70° с. ш. летом Солнце не заходит 65 суток, на 80° с. ш.- 134, а на полюсе -186. В силу этого на Северном полюсе радиация в день летнего солнцестояния (22 июня) на 36% больше, чем на экваторе. Что же касается всего летнего полугодия, то общее количество тепла и света, получаемого полюсом, только на 17% меньше, чем на экваторе. Таким образом, в летнее время в полярных странах продолжительность освещения в значительной мере компенсирует тот недостаток радиации, который является следствием малого угла падения лучей. В зимнее полугодие картина совершенно другая: количество радиации на том же Северном полюсе будет равно 0. В результате за год среднее количество радиации на полюсе оказывается в 2,4 меньше, чем на экваторе. Из всего сказанного следует, что количество солнечной энергии, которое получает Земля путем радиации, определяется углом падения лучей и продолжительностью облучения.

Земная поверхность при отсутствии атмосферы на различных широтах за сутки получала бы следующее количество тепла, выраженное в калориях на 1 см 2 (см. таблицу на стр. 92).

Приведенное в таблице распределение радиации по земной поверхности принято называть солярным климатом. Повторяем, что такое распределение радиации мы имеем только у верхней границы атмосферы.

Ослабление солнечной радиации в атмосфере. До сих пор мы говорили об условиях распределения солнечного тепла по земной поверхности, не принимая во внимание атмосферы. Между тем атмосфера в данном случае имеет огромное значение. Солнечная радиация, проходя через атмосферу, испытывает рассеивание и, кроме того, поглощение. Оба эти процесса вместе ослабляют солнечную радиацию в значительной степени.

Солнечные лучи, проходя через атмосферу, прежде всего испытывают рассеивание (диффузию). Рассеивание создается тем, что лучи света, преломляясь и отражаясь от молекул воздуха и частичек твердых и жидких тел, находящихся в воздухе, отклоняются от прямого пути к действительно «рассеиваются».

Рассеивание сильно ослабляет солнечную радиацию. При увеличений количества водяных паров и особенно пылевых частиц рассеивание увеличивается и радиация ослабляется. В больших городах и пустынных областях, где запыленность воздуха наибольшая, рассеивание ослабляет силу радиации на 30-45%. Благодаря рассеиванию получается тот дневной свет, который освещает предметы, если даже на них непосредственно солнечные лучи не падают. Рассеивание обусловливает и самый цвет неба.

Остановимся теперь на способности атмосферы поглощать лучистую энергию Солнца. Основные газы, входящие в состав атмосферы, поглощают лучистую энергию сравнительно очень мало. Примеси же (водяной пар, озон, углекислый газ и пыль), наоборот, отличаются большой поглотительной способностью.

В тропосфере наиболее значительную примесь составляют водяные пары. Они особенно сильно поглощают инфракрасные (длинноволновые), т. е. преимущественно тепловые лучи. И чем больше водяных паров в атмосфере, тем естественно больше и. поглощение. Количество же водяных паров в атмосфере подвержено большим изменениям. В естественных условиях оно меняется от 0,01 до 4% (по объему).

Очень большой поглотительной способностью отличается озон. Значительная примесь озона, как уже говорилось, находится в нижних слоях стратосферы (над тропопаузой). Озон поглощает ультрафиолетовые (коротковолновые) лучи почти полностью.

Большой поглотительной способностью отличается также и углекислый газ. Он поглощает главным образом длинноволновые, т. е. преимущественно тепловые лучи.

Пыль, находящаяся в воздухе, также поглощает некоторое количество солнечной радиации. Нагреваясь под действием солнечных лучей, она может заметно повысить температуру воздуха.

Из общего количества солнечной энергии, приходящей к Земле, атмосфера поглощает всего около 15%.

Ослабление солнечной радиации путем рассеивания и поглощения атмосферой для различных широт Земли очень различно. Это различие зависит прежде всего от угла падения лучей. При зенитном положении Солнца лучи, падая вертикально, пересекают атмосферу кратчайшим путем. С уменьшением угла падения путь лучей удлиняется и ослабление солнечной радиации становится более значительным. Последнее хорошо видно по чертежу (рис. 31) и приложенной таблице (в таблице величина пути солнечного луча при зенитном положении Солнца принята за единицу).

В зависимости от угла падения лучей изменяется не только количество лучей, но также и их качество. В период, когда Солнце находится в зените (над головой), на ультрафиолетовые лучи приходится 4%, на

видимые - 44% и инфракрасные - 52%. При положении Солнца у горизонта ультрафиолетовых лучей совсем нет, видимых 28% и инфракрасных 72%.

Сложность влияния атмосферы на солнечную радиацию усугубляется еще тем, что пропускная ее способность очень сильно меняется в зависимости от времени года и состояния погоды. Так, если бы небо все время оставалось безоблачным, то годовой ход притока солнечной радиации на различных широтах можно было бы графически выразить следующим образом (рис. ,32) Из чертежа ясно видно, что при безоблачном небе в Москве в мае, июне и июле тепла от солнечной радиации получалось бы больше, чем на экваторе. Точно так же во вторую половину мая, в июне и первой половине июля на Северном полюсе тепла получалось бы больше, чем на экваторе и в Москве. Повторяем, что так было бы при безоблачном небе. Но на самом деле этого не получается, потому что облачность в значительной мере ослабляет солнечную радиацию. Приведем пример, изображенный на графике (рис. 33). На графике видно, как много солнечной радиации не доходит до поверхности Земли: значительная часть ее задерживается атмосферой и облаками.

Однако нужно сказать, что тепло, поглощенное облаками, частью идет на нагревание атмосферы, а частью косвенным образом достигает и земной поверхности.

Суточный и годовой ход интенсивности сол нечной радиации. Интенсивность прямой солнечной радиации у поверхности Земли зависит от высоты Солнца над горизонтом и от состояния атмосферы (от ее запыленности). Если бы. прозрачность атмосферы в течение суток была постоянная, то максимальная интенсивность солнечной радиации наблюдалась бы в полдень, а минимальная - при восходе и заходе Солнца. В этом случае график хода суточной интенсивности солнечной радиации был бы симметричным относительно полдня.

Содержание пыли, водяного пара и других примесей в атмосфере непрерывно меняется. В связи с этим меняется прозрачность воздуха и нарушается симметричность графика хода интенсивности солнечной радиации. Нередко, особенно в летний период, в полуденное время, когда происходит усиленное нагревание земной поверхности, возникают мощные восходящие токи воздуха, увеличивается количество водяного пара и пыли в атмосфере. Это приводит к значительному ослаблению солнечной радиации в полдень; максимум интенсивности радиации в этом случае наблюдается в дополуденные или послеполуденные часы. Годовой ход интенсивности солнечной радиации также связан с изменениями высоты Солнца над горизонтом в течение года и с состоянием прозрачности атмосферы в различные сезоны. В странах северного полушария наибольшая высота Солнца над горизонтом бывает в июне месяце. Но в это же время наблюдается и наибольшая запыленность атмосферы. Поэтому максимальная интенсивность обычно приходится не на середину лета, а на весенние месяцы, когда Солнце довольно высоко* поднимается над горизонтом, а атмосфера после зимы остается еще сравнительно чистой. Для иллюстрации годового хода интенсивности солнечной радиации в северном полушарии приводим данные среднемесячных полуденных величин интенсивности радиации в Павловске.

Сумма тепла солнечной радиации. Поверхность Земли в течение дня непрерывно получает тепло от прямой и рассеянной солнечной радиации или только от рассеянной радиации (при пасмурной погоде). Определяют суточную величину тепла на основании актинометрических наблюдений: по учету количества прямой и рассеянной радиации, поступившей на земную поверхность. Определив сумму тепла за каждые сутки, вычисляют и количество тепла, получаемого земной поверхностью за месяц или за год.

Суточное количество тепла, получаемого земной поверхностью от солнечной радиации, зависит от интенсивности радиации и от продолжительности ее действия в течение суток. В связи с этим минимум притока тепла приходится на зиму, а максимум на лето. В географическом распределении суммарной радиации по земному шару наблюдается ее увеличение с уменьшением широты местности. Это положение подтверждается следующей таблицей.

Роль прямой и рассеянной радиации в годовом количестве тепла, получаемом земной поверхностью на разных широтах земного шара, неодинакова. В высоких широтах в годовой сумме тепла преобладает рассеянная радиация. С уменьшением широты преобладающее значение переходит к прямой солнечной радиации. Так, например, в бухте Тихой рассеянная солнечная радиация дает 70% годовой суммы тепла, а прямая радиация только 30%. В Ташкенте, наоборот, прямая солнечная радиация дает 70%, рассеянная только 30%.

Отражательная способность Земли. Альбедо. Как уже указывалось, поверхность Земли поглощает только часть солнечной энергии, поступающей к ней в виде прямой и рассеянной радиации. Другая часть отражается в атмосферу. Отношение величины солнечной радиации, отраженной данной поверхностью, к величине потока лучистой энергии, падающей на эту поверхность, называется альбедо. Альбедо выражается в процентах и характеризует отражательную способность данного участка поверхности.

Альбедо зависит от характера поверхности (свойства почвы, наличия снега, растительности, воды и т. д.) и от величины угла падения лучей Солнца на поверхность Земли. Так, например, если лучи падают на земную поверхность под углом в 45°, то:

Из приведенных примеров видно, что отражающая способность у различных предметов неодинакова. Она всего больше у снега и меньше всего у воды. Однако взятые нами примеры относятся лишь к тем случаям, когда высота Солнца над горизонтом равна 45°. При уменьшении же этого угла отражающая способность увеличивается. Так, например, пои высоте Солнца в 90° вода отражает только 2%, при 50° - 4%, при 20°-12%, при 5° - 35-70% (в зависимости от состояния водной поверхности).

В среднем при безоблачном небе поверхность земного шара отражает 8% солнечной радиации. Кроме того, 9% отражает атмосфера. Таким образом, земной шар в целом при безоблачном небе отражает 17% падающей на него лучистой энергии Солнца. Если же небо покрыто облаками, то от них отражается 78% радиации. Если взять естественные условия, исходя из того соотношения между безоблачным небом и небом, покрытым облаками, которое наблюдается в действительности, то отражательная способность Земли в целом равна 43%.

Земная и атмосферная радиация. Земля, получая солнечную энергию, нагревается и сама становится источником излучения тепла в мировое пространство. Однако лучи, испускаемые земной поверхностью, резко отличаются от солнечных лучей. Земля излучает лишь длинноволновые (λ 8-14 μ) невидимые инфракрасные (тепловые) лучи. Энергия, излучаемая земной поверхностью, называется земной радиацией. Излучение Земли происходит и. днем и ночью. Интенсивность излучения тем больше, чем выше температура излучающего тела. Земное излучение определяется в тех же единицах, что и солнечное, т. е. в калориях с 1 см 2 поверхности в 1 мин. Наблюдения показали, что величина земного излучения невелика. Обычно она достигает 15-18 сотых калории. Но, действуя непрерывно, она может дать значительный тепловой эффект.

Наиболее сильное земное излучение получается при безоблачном небе и хорошей прозрачности атмосферы. Облачность (особенно низкие облака) значительно уменьшает земное излучение и часто доводит его до нуля. Здесь можно сказать, что атмосфера вместе с облаками является хорошим «одеялом», предохраняющим Землю от чрезмерного остывания. Части атмосферы подобно участкам земной поверхности излучают энергию в соответствии с их температурой. Эта энергия носит название атмосферной радиации. Интенсивность атмосферной радиации зависит от температуры излучающего участка атмосферы, а также от количества водяных паров и углекислого газа, содержащихся в воздухе. Атмосферная радиация относится к труппе длинноволновой. Распространяется она в атмосфере во всех направлениях; некоторое количество ее достигает земной поверхности и поглощается ею, другая часть уходит в межпланетное пространство.

О приходе и расходе энергии Солнца на Земле. Земная поверхность, с одной стороны, получает солнечную энергию в виде прямой и рассеянной радиации, а с другой стороны, теряет часть этой энергии в виде земной радиации. В результате прихода и расхода солнечной" энергии получается какой-то результат. В одних случаях этот результат может быть положительным, в других отрицательным. Приведем примеры того и другого.

8 января. День безоблачный. На 1 см 2 земной поверхности поступило за сутки 20 кал прямой солнечной радиации и 12 кал рассеянной радиации; всего, таким образом, получено 32 кал. За это же время в силу излучения 1 см? земной поверхности потерял 202 кал. В результате, выражаясь языком бухгалтерии, в балансе имеется потеря 170 кал (отрицательный баланс).

6 июля. Небо почти безоблачно. От прямой солнечной радиации получено 630 кал, от рассеянной радиации 46 кал. Всего, следовательно, земная поверхность получила на 1 см 2 676 кал. Путем земного излучения потеряно 173 кал. В балансе прибыль на 503 кал (баланс положительный).

Из приведенных примеров, помимо всего прочего, совершенно ясно, почему в умеренных широтах зимой холодно, а летом тепло.

Использование солнечной радиации для технических и бытовых целей. Солнечная радиация является неисчерпаемым природным источником энергии. О величине солнечной энергии на Земле можно судить по такому примеру: если, например, использовать тепло солнечной радиации, падающей только на 1/10 часть площади СССР, то можно получить энергию, равную работе 30 тыс. Днепрогэсов.

Люди издавна стремились использовать даровую энергию солнечной радиации для своих нужд. К настоящему времени создано много различных гелиотехнических установок, работающих на использовании солнечной радиации и получивших большое применение в промышленности и для удовлетворения бытовых нужд населения. В южных районах СССР в промышленности и в коммунальном хозяйстве на основе широкого использования солнечной радиации работают солнечные водонагреватели, кипятильники, опреснители соленой воды, гелиосушилки (для сушки фруктов), кухни, бани, теплицы, аппараты для лечебных целей. Широко используется солнечная радиация на курортах для лечения и укрепления здоровья людей.

Солнце - источник света и тепла, в котором нуждается все живое на Земле. Но помимо фотонов света, оно излучает жесткую ионизирующую радиацию, состоящую из ядер и протонов гелия. Почему так происходит?

Солнечная радиация образуется в дневные часы во время хромосферных вспышек - гигантских взрывов, происходящих в атмосфере Солнца. Часть солнечного вещества выбрасывается в космическое пространство, образуя космические лучи, главным образом состоящие из протонов и небольшого количеств ядер гелия. Эти заряженные частицы спустя 15-20 минут после того, как солнечная вспышка становится видимой, достигают поверхности земли.

Воздух отсекает первичное космическое излучение, порождая каскадный ядерный ливень, который затухает с понижением высоты. При этом рождаются новые частицы - пионы, которые распадаются и превращаются в мюоны. Они проникают в нижние слои атмосферы и попадают на землю, зарываясь вглубь до 1500 метров. Именно мюоны отвечают за образование вторичного космического излучения и естественной радиации, воздействующей на человека.

Спектр солнечного излучения включает как коротковолновые, так длинноволновые области:

гамма-лучи;
рентгеновское излучение;
УФ-радиацию;
видимый свет;
инфракрасную радиацию.

Свыше 95% излучения Солнца приходится на область «оптического окна» - видимого участка спектра с прилегающими областями ультрафиолетовых и инфракрасных волн. По мере прохождения через слои атмосферы действие солнечных лучей ослабляется - вся ионизирующая радиация, рентгеновские лучи и почти 98% ультрафиолета задерживаются земной атмосферой. Практически без потерь до земли доходит видимый свет и инфракрасное излучение, хотя и они частично поглощаются молекулами газов и частицами пыли, находящимися в воздухе.

В связи с этим, солнечное излучение не приводит к заметному повышению радиоактивного излучения на поверхности Земли. Вклад Солнца вместе с космическими лучами в формирование общей годовой дозы облучения составляет всего 0,3 мЗв/год. Но это усредненное значение, на самом деле уровень падающего на землю излучения различен и зависит от географического положения местности.

Наибольшая мощность космических лучей фиксируется на полюсах, а меньше всего - на экваторе. Связано это с тем, что магнитное поле Земли отклоняет к полюсам заряженные частицы, падающие из космоса. Кроме этого, излучение усиливается с высотой - на высоте 10 километров над уровнем моря его показатель возрастает в 20-25 раз. Активному воздействию более высоких доз солнечной радиации подвергаются жители высокогорий, поскольку атмосфера в горах тоньше и легче простреливается идущими от солнца потоками гамма-квантов и элементарных частиц.

Важно. Серьезного воздействия радиационный уровень до 0,3 мЗв/ч не оказывает, но при дозе 1,2 мкЗ/ч рекомендуется покинуть район, а случае крайней необходимости находится на его территории не более полугода. При превышении показаний вдвое следует ограничить пребывание в этой местности до трех месяцев.

Если над уровнем моря годовая доза космического облучения составляет 0,3 мЗв/год, то при повышении высоты через каждые сто метров этот показатель увеличивается на 0,03 мЗв/год. После проведения небольших расчетов можно сделать вывод, что недельный отпуск в горах на высоте 2000 метров даст облучение 1мЗв/год и обеспечит почти половину общей годовой нормы (2,4 мЗв/год).

Получается, что жители гор получают годовую дозу радиации, в разы превышающую норму, и должны чаще болеть лейкозом и раком, чем люди, живущие на равнинах. На самом деле, это не так. Наоборот, в горных районах фиксируется более низкая смертность от этих заболеваний, а часть населения - долгожители. Это подтверждает тот факт, что длительное нахождение в местах высокой радиационной активности не оказывает негативного влияния на организм человека.

Вспышки на Солнце - большая опасность для человека и всего живого на Земле, поскольку плотность потока солнечного излучения может превышать обычный уровень космического излучения в тысячу раз. Так, выдающийся советский ученый А. Л. Чижевский связал периоды образования солнечных пятен с эпидемиями тифа (1883-1917 г) и холеры (1823-1923 г) в России. На основании сделанных графиков он еще в 1930 году предсказал возникновение обширной пандемии холеры в 1960-1962 годах, которая и началась в Индонезии в 1961 году, затем быстро распространилась на другие страны Азии, Африки и Европы.

Сегодня получено множество данных, свидетельствующих о связи одиннадцатилетних циклов солнечной активности со вспышками заболеваний, а также с массовыми миграциями и сезонами бурного размножения насекомых, млекопитающих и вирусов. Гематологи установили увеличение количество инфарктов и инсультов в периоды максимальной солнечной активности. Такая статистика связана с тем, что в это время у людей повышается свертываемость крови, а так как у больных с заболеваниями сердца компенсаторная деятельность угнетена, возникают сбои в его работе вплоть до некрозов сердечной ткани и кровоизлияний в мозг.

Большие солнечные вспышки происходят не так часто - раз в 4 года. В это время увеличивается количество и размер пятен, в солнечной короне образуются мощные коронарные лучи, состоящие из протонов и небольшого количества альфа-частиц. Самый мощный их поток астрологи зарегистрировали в 1956 году, когда плотность космического излучения на поверхности земли увеличилась в 4 раза. Еще одним последствием подобной солнечной активности стало полярное сияние, зафиксированное в Москве и Подмосковье в 2000 году.

Конечно, повышенный радиационный фон в горах - не повод отказываться от поездок в горы. Правда, стоит подумать о мерах безопасности и отправиться в путешествие вместе с портативным радиометром, который поможет контролировать уровень радиации и при необходимости ограничить время пребывания в опасных районах. В местности, где показании счетчика показывают величину ионизирующего облучения в 7 мкЗв/ч, не стоит находиться больше одного месяца.

Солнечная радиация — поступающая на Землю энергия солнечного излучения в виде потока электромагнитных волн.

Солнце распространяет вокруг себя мощное электромагнитное излучение. Всего одна двухмиллиардная его доля попадает в верхние слои атмосферы Земли, но и она составляет огромное число калорий в минуту.

Далеко не весь энергетический поток достигает поверхности Земли - большая его часть отбрасывается планетой в мировое пространство. Земля отражает атаку тех лучей, которые губительны для живого вещества планеты. На дальнейшем пути к Земле солнечные лучи встречают препятствия в виде наполняющих атмосферуводяного пара, молекул углекислого газа и частичек пыли, взвешенных в воздухе. Атмосферный «фильтр» поглощает значительную часть лучей, рассеивает их, отражает. Особенно велика отражательная способность облаков. В результате непосредственно земная поверхность получает лишь 2/3 той радиации, которая пропускается озоновым экраном. Но и из этой части многое отражается в соответствии с отражательной способностью различных поверхностей.

На всю поверхность Земли поступает чуть более 100000 калорий на 1 см2 в минуту. Эта радиация поглощается растительностью, почвой, поверхностью морей и океанов. Она превращается в тепло, которое расходуется на прогревание слоев атмосферы, движение воздушных и водных масс, на создание всего великого разнообразия форм жизни на Земле.

Солнечная радиация поступает на земную поверхность различными путями:

прямая радиация: поступление радиации непосредственно от Солнца, если оно не закрыто облаками;
рассеянная радиация: поступление радиации от небесного свода или облаков, рассеивающих солнечные лучи;
тепловая: поступление радиации происходит от атмосферы, нагревшейся в результате воздействия радиации.

Прямая и рассеянная радиация поступает только днем. Вместе они составляют суммарную радиацию. Та солнечная радиация, которая остается после потери на отражение от поверхности, называется поглощенной.

Солнечную радиацию измеряют с помощью прибора, который называется актинометром.

Солнце заливает Землю целым океаном энергии, который практически неисчерпаем, поэтому в последние годы все большее внимание уделяется проблеме использования солнечной энергии в хозяйстве. В разных странах уже работают солнечные опреснители, водонагреватели, сушители. Полностью на энергии солнечной радиации работают запускаемые с Земли искусственные спутники, космические корабли, лаборатории.

Солнечная радиация википедия
Поиск по сайту:

На изменения притока тепла в короткие периоды времени и на неравномерное распределение его в ландшафтной оболочке влияет ряд обстоятельств, из которых мы рассмотрим наиболее важные.

Небольшие периодические изменения радиации зависят прежде всего от того, что Земля обращается вокруг Солнца по эллиптической орбите и, следовательно, расстояние её от Солнца меняется. В перигелии, т. е. в наиболее близкой к Солнцу точке орбиты (Земля бывает в ней в настоящую эпоху 1 января), расстояние равно 147 млн. км; в афелии, т. е. наиболее удалённой от Солнца точке орбиты (3 июля), это расстояние уже 152 млн. км; разница составляет 5 млн. км. В соответствии с этим в начале января радиация увеличивается на 3,4% по сравнению со средней (т. е. вычисленной для среднего расстояния от Земли до Солнца), а в начале июля на 3,5% уменьшается.

Весьма важным фактором, определяющим количество радиации, получаемое тем или иным участком земной поверхности, является угол падения солнечных лучей. Если J - интенсивность радиации при вертикальном падении лучей, то при встрече их с поверхностью под углом α интенсивность радиации будет J sin α: чем острее угол, тем на большую площадь должна распределиться энергия пучка лучей и, стало быть, тем меньше её придётся на единицу площади.

Угол, образуемый солнечными лучами с земной поверхностью, зависит от рельефа местности, географической широты и высоты Солнца над горизонтом, изменяющейся как в течение суток, так и в течение года.

На неровной местности (всё равно, идёт ли речь о горах или мелких неровностях) различные элементы рельефа освещаются Солнцем неодинаково. На солнечном склоне холма угол падения лучей больше, чем на равнине у подножия холма, но на противоположном склоне этот угол очень мал. Под Ленинградом склон холма, обращённый к югу и наклоненный под углом в 10°, находится в тех же тепловых условиях, что и горизонтальная площадка под Харьковом.

Зимой обращённые к югу крутые склоны обогреваются лучше, чем пологие (так как Солнце стоит в общем низко над горизонтом). Летом пологие склоны южной экспозиции получают тепла больше, а крутые меньше, чем горизонтальная поверхность. Склоны северной экспозиции в нашем полушарии во все сезоны получают наименьшее количество радиации.

Зависимость угла падения солнечных лучей от географической широты довольно сложная, так как при существующем угле наклона эклиптики высота Солнца в данном месте (значит, и угол падения солнечных лучей на плоскость горизонта) меняется не только за сутки, но и в году.

Наибольшая полуденная высота, какой на широте φ. Солнце достигает в дни равноденствий, составляет 90° - φ, в день летнего солнцестояния 90°- φ +23°,5 и в день зимнего солнцестояния 90° - φ - 23°,5.

Следовательно, наибольший угол падения солнечных лучей в полдень на экваторе в году изменяется от 90° до 66°,5, а на полюсе от -23°,5 до + 23°,5, т. е. практически от 0° до + 23°,5 (так как отрицательный угол характеризует величину погружения Солнца под горизонт).

Большую роль в преобразовании солнечной радиации играет газовая оболочка Земли. Частички воздуха, водяного пара и пылинки рассеивают солнечный свет; благодаря этому днём светло и при отсутствии прямых солнечных лучей. Атмосфера, кроме того, поглощает некоторое количество лучистой энергии, т. е. переводит её в тепловую. Наконец, солнечная радиация, поступающая в атмосферу, частично отражается обратно в мировое пространство. Особенно сильными отражателями служат облака.

В результате не вся радиация, поступившая на границу атмосферы, достигает поверхности Земли, а лишь часть её и притом качественно (по спектральному составу) изменённая, так как волны короче 0,3 μ, энергично поглощаемые кислородом и озоном, до земной поверхности не доходят, а видимые волны неодинаково рассеиваются.

Очевидно, что при отсутствии атмосферы тепловой режим Земли отличался бы от того, какой на самом деле наблюдается. Для целого ряда расчётов и сопоставлений нередко бывает удобно устранить влияние атмосферы на радиацию, иметь понятие о радиации в чистом виде. С этой целью вычисляют так называемую солнечную постоянную, т. е. количество тепла, приходящееся в 1 мин. на 1 кв. см перпендикулярной к солнечным лучам чёрной (поглощающей всю радиацию) поверхности, которое Земля получала бы при своём среднем расстоянии от Солнца и при отсутствии атмосферы. Солнечная постоянная равна 1,9 кал.

При наличии атмосферы особое значение приобретает такой фактор, влияющий на радиацию, как длина пути солнечного луча в атмосфере. Чем большую толщу воздуха должен пронизывать солнечный луч, тем больше потеряет он энергии в процессах рассеяния, отражения и поглощения. Длина пути луча непосредственно зависит от высоты Солнца над горизонтом и, следовательно, от времени суток и времени года. Если длину пути солнечного луча сквозь атмосферу при высоте Солнца 90° принять за единицу, тогда длина пути при высоте Солнца 40° удвоится, при высоте 10° станет равной 5,7 и т. д.

Для теплового режима земной поверхности очень важна ещё продолжительность освещения её Солнцем. Так как Солнце светит только днём, то определяющим фактором здесь будет длина дня, меняющаяся по временам года.

Наконец, необходимо помнить, что, хотя интенсивность радиации измеряется по отношению к поверхности, поглощающей всю радиацию, на самом деле солнечная энергия, падающая на различные по своей природе тела, поглощается далеко не одинаково. Отношение отражённой радиации к падающей называется альбедо. Давно известно, что альбедо чёрной почвы, светлых скал, травянистого пространства, зеркала водоёма и т. п. сильно разнятся. Светлые пески отражают 30-35%, чёрная почва (гумус) 26%, зелёная трава 26% радиации. Для свежевыпавшего чистого и сухого снега альбедо может достигать 97%. Влажная почва поглощает радиацию иначе, чем сухая: синяя сухая глина отражает 23% радиации, та же глина мокрая 16%. Следовательно, даже при одном и том же притоке радиации, в одних и тех же условиях рельефа, различные точки земной поверхности будут получать различное количество тепла.

Из периодических факторов, обусловливающих известный ритм в колебаниях радиации, особое значение имеет смена времён года.

Если вы нашли ошибку, пожалуйста, выделите фрагмент текста и нажмите Ctrl+Enter .

Вконтакте

Одноклассники

Под солнечной радиацией понимают излучение Солнца, которое измеряется по ее тепловому действию и интенсивности.

Та солнечная радиация, которая непосредственно доходит до поверхности Земли, называется прямой солнечной радиацией . Часть солнечной радиации рассеивается в атмосфере, после чего уже доходит до поверхности планеты, такую радиацию называют рассеянной солнечной радиацией . Прямая и рассеянная радиации вместе составляют суммарную солнечную радиацию .

Суммарную солнечную радиацию определяют по тепловому действию на единицу поверхности за единицу времени. Выражают в калориях или джоулях.

Количество суммарной солнечной радиации, попадающей на поверхность зависит от высоты Солнца, продолжительности дня, свойств атмосферы (ее прозрачности, облачности).

Так как Земля имеет шарообразную форму, то наиболее высоко над горизонтом Солнце поднимается на экваторе. Здесь солнечные лучи падают перпендикулярно поверхности. При движении к полюсам солнечные лучи падают уже под все большим наклоном и поэтому приносят все меньше тепла. Кроме того, чем ближе к экватору, тем длиннее день, и, следовательно, поверхность получает больше тепла.

Однако на суммарную солнечную радиацию влияет не только географическая широта.

На экваторе высокая облачность и влажность, это препятствует прохождению солнечных лучей. Поэтому здесь суммарная солнечная радиация меньше, чем в континентальном тропическом климате (например, территория Сахары).

Спектр солнечного излучения включает как коротковолновые, так длинноволновые области:

гамма-лучи;
рентгеновское излучение;
УФ-радиацию;
видимый свет;
инфракрасную радиацию.

Свыше 95% излучения Солнца приходится на область «оптического окна» - видимого участка спектра с прилегающими областями ультрафиолетовых и инфракрасных волн.

По мере прохождения через слои атмосферы действие солнечных лучей ослабляется - вся ионизирующая радиация, рентгеновские лучи и почти 98% ультрафиолета задерживаются земной атмосферой. Практически без потерь до земли доходит видимый свет и инфракрасное излучение, хотя и они частично поглощаются молекулами газов и частицами пыли, находящимися в воздухе.

Суммарная радиация – это сумма прямой (на горизонтальную поверхность) и рассеянной радиации. Состав суммарной радиации, т. е. соотношение между прямой и рассеянной радиацией, меняется в зависимости от высоты солнца, прозрачности, атмосферы и облачности.

До восхода солнца суммарная радиация состоит полностью, а при малых высотах солнца – преимущественно из рассеянной радиации. С увеличением высоты солнца доля рассеянной радиации в составе суммарной при безоблачном небе уменьшается: при h = 8° она составляет 50%, а при h = 50° – только 10-20%.

Чем прозрачнее атмосфера, тем меньше доля рассеянной радиации в составе суммарной.

3. В зависимости от формы, высоты и количества облаков доля рассеянной радиации увеличивается в разной степени. Когда солнце закрыто плотными облаками, суммарная радиация состоит только из рассеянной. При таких облаках рассеянная радиация лишь частично восполняет уменьшение прямой, и поэтому увеличение количества и плотности облаков в среднем сопровождается уменьшением суммарной радиации. Но при небольшой или тонкой облачности, когда солнце совсем открыто или не полностью закрыто облаками, суммарная радиация за счет увеличения рассеянной может оказаться больше, чем при ясном небе.

Суточный и годовой ход суммарной радиации определяется главным образом изменением высоты солнца: суммарная радиация изменяется почти прямо пропорционально изменению высоты солнца.

Но влияние облачности и прозрачности воздуха сильно усложняет эту простую зависимость и нарушает плавный ход суммарной радиации.

Суммарная радиация существенно зависит также от широты места. С уменьшением широты ее суточные суммы увеличиваются, причем, чем меньше широта места, тем равномернее суммарная радиация распределяется по месяцам, т. е. тем меньше амплитуда ее годового хода. Например, в Павловске (φ = 60°) ее месячные суммы составляют от 12 до 407 кал/см 2 , в Вашингтоне (φ = 38,9°) – от 142 до 486 кал/см 2 , а в Такубае (φ = 19°) – от 307 до 556 кал/см 2 . Годовые суммы суммарной радиации также увеличиваются с уменьшением широты. Однако в отдельные месяцы суммарная радиация в полярных районах может быть больше, чем в более низких широтах. Например, в бухте Тихой в июне суммарная радиация на 37% больше, чем в Павловске, и на 5% больше чем в Феодосии.

Непрерывные наблюдения в Антарктиде за последние 7-8 лет показывают, что месячные суммы суммарной радиации в этом районе в самом теплом месяце (декабре) примерно в 1,5 раза больше, чем на таких же широтах в Арктике, и равны соответствующим суммам в Крыму и в Ташкенте. Даже годовые суммы суммарной радиации в Антарктиде больше, чем, например, в Санкт-Петербурге. Такой значительный приход солнечной радиации в Антарктиде объясняется сухостью воздуха, большой высотой антарктических станций над уровнем моря и высокой отражательной способностью снежной поверхности (70-90%), увеличивающей рассеянную радиацию

Разность между всеми приходящими на деятельную поверхность и уходящими от нее потоками лучистой энергии называется радиационным балансом деятельной поверхности. Иначе говоря, радиационный баланс деятельной поверхности представляет собой разность между приходом и расходом радиации на этой поверхности. Если поверхность горизонтальна, то к приходной части баланса относятся прямая радиация, приходящая на горизонтальную поверхность, рассеянная радиация и встречное излучение атмосферы. Расход радиации слагается из отраженной коротковолновой, длинноволнового излучения деятельной поверхности и отраженной от нее части встречного излучения атмосферы.

Радиационный баланс представляет собой фактический приход, или расход лучистой энергии на деятельной поверхности, от которого зависит, будет ли происходить ее нагревание или охлаждение. Если приход лучистой энергии больше ее расхода, то радиационный баланс положителен и поверхность нагревается. Если же приход меньше расхода, то радиационный баланс отрицателен и поверхность охлаждается. Радиационный баланс в целом, как и отдельные составляющие его элементы, зависит от многих факторов. Особенно сильно на него влияют высота солнца, продолжительность солнечного сияния, характер и состояние деятельной поверхности, замутнение атмосферы, содержание в ней водяного пара, облачность и др.

Мгновенный (минутный) баланс днем обычно положителен, особенно летом. Примерно за 1 час до захода солнца (исключая зимнее время) расход лучистой энергии начинает превышать ее приход, и радиационный баланс становится отрицательным. Приблизительно через 1 час после восхода солнца он снова становится положительным. Суточный ход баланса днем при ясном небе примерно параллелен ходу прямой радиации. В течение ночи радиационный баланс обычно изменяется мало, но под влиянием переменной облачности он может изменяться значительно

Годовые суммы радиационного баланса положительны на всей поверхности суши и океанов, кроме районов с постоянным снежным или ледяным покровом, например Центральной Гренландии и Антарктиды. Севернее 40° северной широты и южнее 40° южной широты зимние месячные суммы радиационного баланса отрицательны, причем период с отрицательным балансом увеличивается в направлении к полюсам. Так, в Арктике эти суммы положительны только в летние месяцы, на широте 60° – в течение семи месяцев, а на широте 50° – в течение девяти месяцев. Годовые суммы радиационного баланса меняются при переходе с суши на море.

Радиационный баланс системы Земля-атмосфера представляет собой баланс лучистой энергии в вертикальном столбе атмосферы сечением 1 см 2 , простирающемся от деятельной поверхности до верхней границы атмосферы. Его приходная часть состоит из солнечной радиации, поглощенной деятельной поверхностью и атмосферой, а расходная – из той части длинноволнового излучения земной поверхности и атмосферы, которая уходит в мировое пространство. Радиационный баланс системы Земля-атмосфера положителен в поясе от 30° южной широты до 30° северной широты, а в более высоких широтах он отрицателен

Изучение радиационного баланса представляет большой практический интерес, так как этот баланс является одним из основных климатообразующих факторов. От его величины зависит тепловой режим не только почвы или водоема, но и прилежащих к ним слоев атмосферы. Знание радиационного баланса имеет большое значение при расчетах испарения, при изучении вопроса о формировании и трансформации воздушных масс, при рассмотрении влияния радиации на человека и растительный мир.

Страница 1 из 4

РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ТЕПЛА И СВЕТА НА ЗЕМЛЕ

Солнце — звезда Солнечной системы, которая является для планеты Земля источником громадного количества тепла и ослепительного света. Несмотря на то, что Солнце находится от нас на значительном расстоянии и до нас доходит лишь небольшая часть его излучения, этого вполне достаточно для развития жизни на Земле. Наша планета вращается вокруг Солнца по орбите.

Если с космического корабля наблюдать Землю в течение года, то можно заметить, что Солнце всегда освещает только какую-либо одну половину Земли, следовательно, там будет день, а на противоположной половине в это время будет ночь. Земная поверхность получает тепло только днем.

Наша Земля нагревается неравномерно.

Неравномерный нагрев Земли объясняется ее шарообразной формой, поэтому угол падения солнечного луча в разных районах различен, а значит, различные участки Земли получают различное количество тепла. На экваторе солнечные лучи падают отвесно, и они сильно нагревают Землю. Чем дальше от экватора, тем угол падения луча становится меньше, а следовательно, и меньшее количества тепла получают эти территории. Один и тот же по мощности пучок солнечного излучения обогревает у экватора гораздо меньшую площадь, так как он падает отвесно. Кроме того, лучи, падающие под меньшим углом, чем на экваторе, — пронизывая атмосферу, проходят в ней больший путь, вследствие чего часть солнечных лучей рассеивается в тропосфере и не доходит до земной поверхности. Все это свидетельствует о том, что при удалении от экватора к северу или к югу уменьшается температура воздуха, так как уменьшается угол падения солнечного луча.

23 4 Следующая >В конец >>

Энергия, излучаемая Солнцем, носит название солнечной радиации. Поступая на Землю, солнечная радиация в большей своей части превращается в тепло.

Солнечная радиация является практически единственным источником энергии для Земли и атмосферы. По сравнению с солнечной энергией значение других источников энергии для Земли ничтожно мало. Например, температура Земли в среднем с глубиной возрастает (примерно 1 о С на каждые 35 м). Благодаря этому поверхность Земли получает некоторое количество тепла из внутренних частей. Подсчитано, что в среднем 1см 2 земной поверхности получает из внутренних частей Земли около 220 Дж в год. Это количество в 5000 раз меньше тепла, получаемого от Солнца. Некоторое количество тепла Земля получает от звезд и планет, но и она во много раз (приблизительно в 30 млн.) меньше тепла, поступающего от Солнца.

Количество энергии, посылаемой Солнцем на Землю, огромно. Так, мощность потока солнечной радиации, поступающей на площадь в 10 км 2, составляет в летний безоблачный (с учетом ослабления атмосферы) 7-9 кВт. Это больше, чем мощность Красноярской ГЭС. Количество лучистой энергии, поступающей от Солнца за 1 секунду на площадь 15Ч15 км (это меньше площади Ленинграда) в околополуденные часы летом, превышает мощность всех электростанций распавшегося СССР (166 млн кВт) .

Рисунок 1 - Солнце - источник радиации

При малых значениях высоты солнца (h

< 100 ) мас-

В атмосфере солнечная радиация на пути к поверхности земли частично поглощается, а частично рассеивается и отражается от облаков и земной поверхности. В атмосфере наблюдается три вида солнечной радиации: прямая, рассеянная и суммарная.

Прямая солнечная радиация - радиация, приходящая к земной поверхности непосредственно от диска Солнца. Солнечная радиация распространяется от Солнца по всем направлениям. Но расстояние от Земли до Солнца так велико, что прямая радиация падает на любую поверхность на Земле в виде пучка параллельных лучей, исходящего как бы из бесконечности. Даже весь земной шар в целом так мал в сравнении с расстоянием до Солнца, что всю солнечную радиацию, падающую на него, без заметной погрешности можно считать пучком параллельных лучей.

На верхнюю границу атмосферы приходит только прямая радиация. Около 30 % падающей на Землю радиации отражается в космическое пространство. Кислород, азот, озон, диоксид углерода, водяные пары (облака) и аэрозольные частицы поглощают 23 % прямой солнечной радиации в атмосфере. Озон поглощает ультрафиолетовую и видимую радиацию. Несмотря на то, что его содержание в воздухе очень мало, он поглощает всю ультрафиолетовую часть радиации (это примерно 3 %). Таким образом, у земной поверхности ее вообще не наблюдается, что очень важно для жизни на Земле.

Прямая солнечная радиация на пути сквозь атмосферу также рассеивается. Частица (капля, кристалл или молекула) воздуха, находящаяся на пути электромагнитной волны, непрерывно «извлекает» энергию из падающей волны и переизлучает ее по всем направлениям, становясь излучателем энергии.

Около 25 % энергии общего потока солнечной радиации проходя через атмосферу, рассеивается молекулами атмосферных газов и аэрозолем и превращается в атмосфере в рассеянную солнечную радиацию. Таким образом рассеянная солнечная радиация - солнечная радиация, претерпевшая рассеяние в атмосфере. Рассеянная радиация приходит к земной поверхности не от солнечного диска, а от всего небесного свода. Рассеянная радиация отлична от прямой по спектральному составу, так как лучи различных длин волн рассеиваются в разной степени.

Так как первоисточником рассеянной радиации является прямая солнечная радиация, поток рассеянной зависит от тех же факторов, которые влияют на поток прямой радиации. В частности, поток рассеянной радиации возрастает по мере увеличение высоты Солнца и наоборот. Он возрастает также с увеличением в атмосфере количества рассеивающих частиц, т.е. со снижением прозрачности атмосферы, и уменьшается с высотой над уровнем моря в связи с уменьшение количества рассеивающих частиц в вышележащих слоях атмосферы. Очень большое влияние на рассеянную радиацию оказывают облачность и снежный покров, которые за счет рассеяния и отражения падающей на них прямой и рассеянной радиации и повторного рассеяния их в атмосфере могут в несколько раз увеличить рассеянную солнечную радиацию.

Рассеянная радиация существенно дополняет прямую солнечную радиацию и значительно увеличивает поступление солнечной энергии на земную поверхность. Особенно велика ее роль в зимнее время в высоких широтах и в других районах с повышенной облачностью, где доля рассеянной радиации может превышать долю прямой. Например, в годовой сумме солнечной энергии на долю рассеянной радиации приходится в Архангельске - 56 %, в Санкт-Петербурге - 51 %.

Суммарная солнечная радиация - это сумма потоков прямой и рассеянной радиаций, поступающих на горизонтальную поверхность. До восхода и после захода Солнца, а также днем при сплошной облачности суммарная радиация полностью, а при малых высотах Солнца преимущественно состоит из рассеянной радиации. При безоблачном или малооблачном небе с увеличением высоты Солнца доля прямой радиации в составе суммарной быстро возрастает и в дневные часы поток ее многократно превышает поток рассеянной радиации. Облачность в среднем ослабляет суммарную радиацию (на 20-30 %), однако при частичной облачности, не закрывающей солнечного диска, поток ее может быть больше, чем при безоблачном небе. Существенно увеличивает поток суммарной радиации снежный покров за счет увеличения потока рассеянной радиации.

Суммарная радиация, падая на земную поверхность, большей частью поглощается верхним слоем почвы или более толстым слоем воды (поглощенная радиация) и переходит в тепло, а частично отражается (отраженная радиация) .

Солнечную радиацию, в состав которой входят длины электромагнитных волн менее 4 мкм1 , в метеорологии принято называть коротковолновой. В солнечном спектре различают ультрафиолетовую (< 400 нм), видимую (= 400…760 нм) и инфракрасную (> 760 нм) части.

Солнечная радиация, поступающая непосредственно от солнечного диска, называется прямой солнечной радиацией S. Обычно она характеризуется интенсивностью, т. е. количеством лучистой энергии в калориях, проходящей в 1 минуту через 1 см2 площади, расположенной перпендикулярно к солнечным лучам.

Интенсивность прямой солнечной радиации, поступающей на верхнюю границу земной атмосферы, называют солнечной постоянной S 0 . Она составляет примерно 2 кал/см2 мин. У земной поверхности прямая солнечная радиация всегда значительно меньше этой величины, так как, проходя через атмосферу, ее солнечная энергия ослабляется вследствие поглощения и рассеяния молекулами воздуха и взвешенными частичками (пылинками, капельками, кристалликами). Ослабление прямой солнечной радиации атмосферой характеризуется или коэффициентом ослабленияа, или коэффициентом прозрачностир.

Для расчета прямой солнечной радиации, приходящейся на перпендикулярную поверхность, обычно применяют формулу Буге:

					Sm S0 pm m ,

где S m – прямая солнечная радиация, кал см-2 мин-1 , при данной массе атмосферы;S 0 солнечная постоянная;р т коэффициент прозрачности при данной массе атмосферы;т масса атмосферы на пути солнечных

са находится не по формуле, а по таблице Бемпорада . Из формулы (3.1) следует, что

		Или р = е
		Или р = е


Прямая солнечная радиация, приходящаяся на горизонтальную по-
верхность S" , вычисляется по формуле
	S = S sin h .,

1 1 мкм = 10-3 нм = 10-6 м. Микрометры еще называют микронами, а нанометры – миллимикронами. 1 нм = 10-9 м.

где h высота солнца над горизонтом.

Радиация, поступающая на земную поверхность от всех точек небесного свода, называется рассеянной D. Сумма прямой и рассеянной солнечной радиации, приходящей на горизонтальную земную поверхность, представляет собой суммарную солнечную радиациюQ :

Q = S" + D.(3.4)

Суммарная радиация, дошедшая до земной поверхности, частично отражаясь от нее, создает отраженную радиацию R, направленную от земной поверхности в атмосферу. Остальная часть cyммарной солнечной радиации поглощается земной поверхностью. Отношение отраженной от земной поверхности радиации к пocтупающей суммарной радиации называется альбедоА.

Величина A R характеризует отражательную способность зем-

ной поверхности. Она выражается в долях единицы или процентах. Разность между суммарной и отраженной радиацией называется поглощенной радиацией, или балансом коротковолновой радиации земной поверхности В к :

Поверхность земли и земная атмосфера, как и все тела, имеющие температуру выше абсолютного нуля, также излучают радиацию, которую условно называют длинноволновой. Ее длины волн - примерно от

4 до 100 мкм.

Собственное излучение земной поверхности, по закону Cтефана - Больцмана, пропорционально четвертой степени ее абсолютной темпе-

ратуры Т:
Ез = Т4 ,

где = 0,814 10-10 кал/см2 мин град4 постоянная Стефана-Больцмана;относительная излучательная способность деятельной поверхности: для большей части естественных поверхностей 0,95.

Излучение атмосферы направлено как к Земле, так и в мировое пространство. Часть длинноволнового атмосферного излучения, направленная вниз и поступающая к земной поверхности, называется встречным излучением атмосферы и обозначается Е а .

Разность между собственным излучением земной поверхности Е з и встречным излучением атмосферыЕ а называется эффективным излуче-

нием земной поверхности Е эф :
Е эф= Е зЕ а.

Величина Е эф , взятая с обратным знаком, составляет баланс длинноволновой радиации на земной поверхностиВ д .

Разность между всей приходящей и всей уходящей радиацией назы-

3.1. Приборы для измерения радиационного баланса

и его составляющих

Для измерения интенсивности лучистой энергии применяются актинометрические приборы различной конструкции. Приборы бывают абсолютные и относительные. По абсолютным приборам показания получают сразу в тепловых единицах, а по относительным - в относительных, поэтому для таких приборов необходимо знать переводные множители для перехода к тепловым единицам.

Абсолютные приборы по устройству и обращению довольно сложны и не имеют массового распространения. Применяются они преимущественно для поверки относительных приборов. В конструкции относительных приборов чаще всего используется термоэлектрический метод, который основан на зависимости силы термотока от разности температур спаев.

Приемником термоэлектрических приборов служат термобатареи из спаев двух металлов (рис. 3.1). Разность температур спаев создается в результате различной поглотительной способности спаев или

ванометром 3. Во втором случае разность температур спаев достигается путем затенения одних (спай3) и облучения других (спай2) солнечной радиацией. Так как разность температур спаев обусловливается приходящей солнечной радиацией, то интенсивность ее будет пропорциональна силе термоэлектрического тока:

где N отклонение стрелки гальванометра;а переводный множитель, кал/см2 мин.

Таким образом, для выражения интенсивности радиации в тепловых единицах необходимо показания гальванометра умножить на переводный множитель.

Переводный множитель для пары термоэлектрический прибор – гальванометр определяют путем сравнения с контрольным прибором или рассчитывают по электрическим характеристикам, содержащимся в сертификатах гальванометра и актинометрического прибора, с точностью до 0,0001 кал/см2 мин по формуле

				(R бR rR доб),

где а переводный множитель; цена деления шкалы гальванометра, мА;k чувствительность термоэлектрического прибора, милливольт на 1 кал/см2 мин;R б сопротивление термобатареи, Ом;R r внутреннее сопротивление гальванометра, Ом;R доб добавочное сопротивление гальванометра, Ом.

Термоэлектрический актинометр АТ-50 служит для измерения прямой солнечной радиации.

Устройство актинометра. Приемником актинометра является диск1 из серебряной фольги (рис. 3.2). Со стороны, обращенной к солнцу, диск зачернен, а с другой стороны к нему подклеены через изоляционную бумажную прокладку внутренние спаи2 термозвездочки из манганина и константана, состоящей из 36 термоэлементов (на схеме показаны только семь термо-элементов). Внешние спаи3 термозвездочки через изоляционную бумажную про-

Рис. 3.2. Схема термозвез-

кладку 5 подклеены к медному диску4. По-

дочки актинометра следний помещается в массивном медном корпусе со скобами, к которым присоединены

выводы термобатареи и мягкие провода 6 (рис. 3.3).

Корпус со скобами закрыт кожухом 7 , закрепленным гайкой8, и соединен винтом10 с мерной трубкой9. Внутри трубки имеется пять диафрагм, расположенных в порядке уменьшения их диаметра от 20 до 10 мм по направлению к корпусу. Диафрагмы удерживаются плоской и пружинящей шайбами, установленными между корпусом и наименьшей диафрагмой. С внутренней стороны диафрагмы зачернены.

На концах трубки расположены кольца 12 и13 для нацеливания актинометра на солнце. На кольце13 есть отверстие, а на кольце12 точка. При правильной установке пучок света, проходящий через отверстие, должен точно попадать в точку кольца12 . Трубка закрывается съемной крышкой11 , которая служит для определения нулевого положения гальванометра и защищает приемник от загрязнения.

Трубка 9 соединяется со стойкой14, укрепленной на плато16 параллактическим штативом17. Для установки оси штатива соответственно широте места служит шкала18 с делениями, риска19 и винт20.

Установка. Вначале ось штатива устанавливают по широте места наблюдений. Для этого, ослабив винт20, поворачивают ось штатива до совпадения деления шкалы18, соответствующего

данной широте, с риской 19 иРис. 3.3.Термоэлектрический закрепляют ось в этом положе-

актинометр АТ-50

нии. Затем актинометр устанавливают на горизонтальной подставке так, чтобы стрелка на плато была ориентирована на север, и, сняв крышку, ориентируют его на солнце путем ослабления винта 23 и вращения рукоятки22; трубку9 поворачивают до тех пор, пока пучок света через отверстие на кольце13 попадает на точку кольца12. После этого провода актинометра при открытой крышке11 присоединяют к клеммам гальванометра (+) и (С), соблюдая полярность. Если стрелка гальванометра отклоняется за нуль, провода меняют местами.

Наблюдения. За 1 минуту до начала наблюдения проверяют установку приемника актинометра на солнце. После этого крышку закрывают и по гальванометру делают отсчет нулевого положенияN 0 . Затем снимают крышку, проверяют точность нацеливания на солнце и 3 раза отсчитывают показания гальванометра с интервалом в 10-15 с (N 1 , N 2 , N 3 ) и температуру по гальванометру. После наблюдений прибор закрывают крышкой футляра.

Обработка наблюдений. Из трех отсчетов по гальванометру находят среднее значениеN c с точностью до 0,1:

N с N 1N 2N 3. 3

Для получения исправленного отсчета N к среднему значениюN вводят шкаловую поправкуN , поправку на температуруN t из поверочного свидетельства гальванометра и вычитают положение места нуляN 0 :

N N Nt N0 .

Для выражения интенсивности солнечной радиации S в кал/см2 мин показания гальванометраN умножают на переводный множительа:

Интенсивность прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность вычисляют по формуле (3.3).

Высоту солнца над горизонтом h и sinh можно определить по уравнению

sin h = sin sin+ cos cos cos,

где широта места наблюдений; склонение солнца для данного дня (приложение 9); часовой угол солнца, отсчитываемый от момента истинного полдня. Определяется он по истинному времени середины наблюдений: t ист = 15(t ист 12ч ).

Термоэлектрический пиранометр П-3х3 применяется для измерения рассеянной и суммарной солнечной радиации.

Устройство пиранометра (рис. 3.4).

Приемной частью пиранометра является термоэлектрическая батарея 1 , состоящая из 87 термоэлементов из манганина и константана. Полоски манганина и константана длиной 10 мм последовательно спаяны между собой и уложены в квадрате 3x3 см так, что спаи располагаются в середине и на поворотах. С внешней стороны поверхность термобатареи покрыта сажей и магнезией. Четные спаи термобатареи окрашены в белый цвет, а нечетные

– в черный. Спаи располагаются так, что

черные и белые участки чередуются в

Рис. 3.4. Термоэлектрический пиранометр П-3х3

шахматном порядке. Через изоляционную бумажную прокладку термобатарея прикреплена к ребрам плитки 2 , привинченной к корпусу3.

Вследствие различного поглощения солнечной радиации создается разность температур черных и белых спаев, поэтому в цепи возникает термоток. Выводы из термобатареи подведены к клеммам 4, к которым присоединяются провода, соединяющие пиранометр с гальванометром.

Сверху корпус закрыт стеклянным полусферическим колпаком 5 для защиты термобатареи от ветра и осадков. Для предохранения термобатареи и стеклянного колпака от возможной конденсации водяного пара на нижней части корпуса имеется стеклянная сушилка6 с химическим поглотителем влаги (металлический натрий, силикагель и др.).

Корпус с термобатареей и стеклянным колпаком составляет головку пиранометра, которая привинчена к стойке 7, зажатой в треноге8 винтом9. Тренога укреплена на основании футляра и имеет два установочных винта10 . При измерении рассеянной или суммарной радиации пиранометр вращением винтов10 устанавливают горизонтально по уровню11 .

Для затенения головки пиранометра от прямых солнечных лучей служит теневой экран, диаметр которого равен диаметру стеклянного колпака. Теневой экран укреплен на трубке 14, которая винтом13 соединена с горизонтальным стержнем12.

При затенении приемника пиранометра теневым экраном измеряется рассеянная, а без затенения - суммарная радиация.

Для определения нулевого положения стрелки гальванометра, а также для защиты стеклянного колпака от повреждения головку пиранометра закрывают металлической крышкой 16.

Установка. Прибор устанавливают на открытой площадке. Перед наблюдением проверяют наличие осушителя в стеклянной сушилке (1/3 сушилки должна быть заполнена осушителем). Затем трубку14 с теневым экраном15 присоединяют к стержню12 с помощью винта13.

К солнцу пиранометр поворачивают всегда одной и той же стороной, отмеченной номером на головке. Для поворота головки пиранометра номером к солнцу винт 9 слегка ослабляют и в таком положении закрепляют.

Горизонтальность термобатареи проверяют на уровне 11 и в случае нарушения ее регулируют установочными винтами10.

Гальванометр для измерения силы термотока устанавливают с северной стороны от пиранометра на таком расстоянии, чтобы наблюдатель при отсчетах не затенял пиранометр не только от прямых солнеч-

ных лучей, но и от участков неба. Правильность подключения пиранометра к гальванометру проверяют при снятой крышке пиранометра и освобожденном арретире гальванометра. При отклонении стрелки за нуль шкалы провода меняют местами.

Наблюдения. Непосредственно перед наблюдением проверяют правильность установки прибора по уровню и относительно солнца. Для отсчета нулевого положения гальванометра головку пиранометра закрывают крышкой16 и записывают показания гальванометраN 0 . После этого крышку пиранометра снимают и делают серию отсчетов с интервалом 10-15 с.

Вначале отсчитывают показания гальванометра при затененном пиранометре для определения рассеянной радиации N 1 , N 2 , N 3 , потом - при незатененном положении (теневой экран опускается ослаблением винта13 ) для определения суммарной радиацииN 4 ,N 5 , N 6 . После наблюдений трубку с теневым экраном отвинчивают и пиранометр закрывают крышкой футляра.

Обработка наблюдений. Из серий отсчетов по гальванометру для каждого вида радиации определяют средние значенияN D иN Q :

			N 1N 2N 3					N 4N 5N 6

Затем получают исправленные значения N D иN Q . С этой целью по средним значениям определяют шкаловые поправкиN D иN Q из поверочного свидетельства гальванометра и вычитают пулевое показание гальванометра:

ND ND N N0 , NQ NQ N N0 .

Для определения интенсивности рассеянной радиации D в кал/см2 мин необходимо показания гальванометраN D умножить на переводный множительа:

D = ND.

Для определения суммарной радиации Q в кал/см2 мин вводится еще поправочный множитель на высоту солнцаF h . Этот поправочный множитель дается в поверочном свидетельстве в форме графика: по оси абсцисс нанесена высота солнца над горизонтом, а по оси ординат - поправочный множитель.

С учетом поправочного множителя на высоту солнца суммарная радиация определяется по формуле

Q = a (NQ ND )Fh + ND .

При наблюдениях по пиранометру может быть вычислена и интенсивность прямой радиации на горизонтальную поверхность как разность суммарной и рассеянной радиации:

Походный термоэлектрический альбедометр АП-3х3 предназна-

чен для измерения в походных условиях суммарной, рассеянной и отраженной радиации. На практике он применяется главным образом для измерения альбедо деятельной поверхности.

Устройство альбедометра. Приемником альбедометра (рис. 3.5) служит головка пиранометра1 , привинченная на втулке2 к трубке3 с карданным подвесом4 и рукояткой5. Поворотом рукоятки на 180° приемник может быть обращен вверх для измерения приходящей коротковолновой радиации и вниз для измерения отраженной коротковолновой радиации. Чтобы трубка была в отвесном положении, внутри нее на стержне скользит специальный груз, который при поворотах прибора всегда передвигается вниз. Для смягчения ударов при повороте прибора на концах трубки подложены резиновые прокладки6.

В разобранном виде прибор крепится на основании металлического футляра.

	Установка. Перед наблюдением с осно-
	вания футляра снимают головку, трубку,
	рукоятку и свинчивают между собой: голов-
	ку привинчивают к трубке, а рукоятку - к
	карданному подвесу. Для исключения ради-
	ации, которую может отражать сам наблю-
	датель, рукоятка насаживается на деревян-
	ный шест длиной около 2 м.	Рис. 3.5. Походный альбедометр
	Альбедометр подсоединяют мягкими	Рис. 3.5. Походный альбедометр
	Альбедометр подсоединяют мягкими
	проводами к гальванометру на клеммы (+) и
	проводами к гальванометру на клеммы (+) и

(С) при открытом приемнике и освобожденном арретире гальванометра. Если стрелка гальванометра уходит за нуль, провода меняют местами.

Во время наблюдений на постоянном участке приемник альбедометра устанавливают на высоте 1-1,5 м над деятельной поверхностью, а на сельскохозяйственных полях - на расстоянии 0,5 м от верхнего уровня растительного покрова. При измерении суммарной и рассеянной радиации головку альбедометра поворачивают номером к солнцу.

Наблюдения. За 3 мин до начала наблюдений отмечают место нуля. Для этого головку альбедометра закрывают крышкой и отсчитывают показания гальванометраN 0 . Затем открывают крышку и производят три отсчета по гальванометру при положении приемника альбедометра вверх для измерения приходящей суммарной радиации:N 1 , N 2 , N 3 . После третьего отсчета приемник поворачивают вниз и через 1 мин производят три отсчета для измерения отраженной радиации:N 4 , N 5 , N 6 . Потом приемник снова поворачивают вверх и через 1 мин делают еще три отсчета для измерения приходящей суммарной радиации:N 7 , N 8 , N 9 . После окончания серии отсчетов приемник закрывают крышкой.

Обработка наблюдений. Сначала вычисляют средние значения отсчетов по гальванометру для каждого вида радиацииN Q иN Rk :

N Q N 1N 2N 3N 7N 8N 9, 6

N Rk N 4N 5N 6. 3

Затем к средним значениям вводят шкаловую поправку из поверочного свидетельства N Q иN Rk , вычитают место нуляN 0 и определяют исправленные значенияN Q иN Rk :

N QN QN N 0 , N RkN RkN N 0 .

Так как альбедо выражается отношением отраженной радиации к суммарной, то переводный множитель сокращается и альбедо вычисляется как отношение исправленных показаний гальванометра при измерении отраженной и суммарной радиации (в процентах):

Альбедометр является наиболее универсальным прибором. При наличии переводного множителя им можно определить суммарную радиацию, рассеянную, отраженную и рассчитать прямую радиацию на горизонтальную поверхность. При наблюдениях за рассеянной радиацией необходимо применять теневой экран для защиты приемника от прямых солнечных лучей.

Балансомер термоэлектрический М-10 применяется для измере-

ния радиационного баланса подстилающей поверхности, или остаточной радиации, которая представляет собой алгебраическую сумму всех видов радиации, поступающих и теряемых этой поверхностью. Приходная часть радиации состоит из прямой радиации на горизонтальную поверхность S" , рассеянной радиацииD и излучения атмосферыE а . Расходная часть радиационного баланса, или уходящая радиация, представляет собой отраженную коротковолновую радиациюR K и длинноволновое излучение землиЕ 3 .

Действие балансомера основано на преобразовании потоков радиации в термоэлектродвижущую силу при помощи термобатареи.

Возникающая в термобатарее электродвижущая сила пропорциональна разности температур между верхним и нижним приемниками балансомера. Так как температура приемников зависит от приходящей и уходящей радиации, то и электродвижущая сила будет пропорциональна разности потоков радиации, поступающих сверху и снизу на приемники.

Радиационный баланс В при измерении балансомером выражается уравнением

N показания гальванометра;k поправочный множитель, учитывающий влияние скорости ветра (табл. 3.1).

Таблица 3.1

Поправочный множитель k (пример)

Скорость ветра,

Поправочный

множитель k

Показания балансомера, умноженные на поправочный множитель, соответствующий данной скорости ветра, приводятся к показаниям балансомера при штиле.

Устройство балансомера (рис. 3.6). Приемником балансомера служат две зачерненные тонкие медные пластинки1 и2 , имеющие форму квадрата со стороной 48 мм. С внутренней стороны к ним приклеены через бумажные прокладки спаи3, 4 термобатареи. Спаи образованы витками намотанной на медный брусок5 константановой ленты. Каждый виток ленты наполовину посеребрен. Начало и конец серебряного слоя служат термоспаями. Четные спаи подклеены к верхней, а нечет-

ные к нижней пластинке. Вся термобатарея состоит из десяти брусков, на каждый из которых намотано 32-33 витка. Приемник балансомера помещен в корпус6 , имеющий форму диска диаметром 96 мм и толщиной 4 мм. Корпус соединен с рукояткой7 , через которую пропущены выводы8 от термобатареи. Балансомер с помощью шаровых шарнир-


	ов 9 устанавливается на па-
	нельке 10 . К панельке присое-
	диняется				шарнирах
	стержень 11 с экраном12 , кото-
		защищает		приемник
	прямых солнечных лучей. При
	применении экрана на стержне,
	видимого из центра приемника
	под углом 10°, прямая солнеч-
		радиация исключается
	показаний балансомера,
	повышает точность измерений,
	но в этом случае интенсивность
			солнечной		радиации
	необхо-димо измерять отдельно
Рис. 3.6. Термоэлектрический	актинометром. Чехол 13 защи-
балансомер М-10	щает балансомер от осадков и

Установка. Прибор прикрепляют панелькой к концу деревянной рейки на высоте 1,5 м от земли. Приемник его устанавливают горизонтально всегда одной и той же приемной стороной вверх, отмеченной на приборе цифрой 1. Выводы из термобатарей подключают к гальванометру.

В большинстве случаев балансомер затеняют экраном от прямой солнечной радиации. Поэтому на одной рейке с балансомером устанавливают актинометр для измерения прямой солнечной радиации. Для учета влияния скорости ветра на уровне балансомера и на небольшом расстоянии от него устанавливают анемометр.

Наблюдения. За 3 мин до начала наблюдения определяют место нуля балансомераN 0 . Производится это при разомкнутой цепи. После этого балансомер подключают к гальванометру так, чтобы стрелка гальванометра отклонялась вправо, и производят три отсчета по балансомеруN 1 , N 2 , N 3 и одновременно три отсчета по анемометру1 , 2 , 3 . Если балансомер установлен с теневым экраном, то после первого и второго отсчетов по балансомеру производят два отсчета по актинометру