Сонячна земна та атмосферна радіація 1 Сонячна радіація

Сонячна, земна та атмосферна радіація 1 Сонячна радіація 2 Інтенсивність сонячної радіації 3 Поглинання сонячної радіації в атмосфері Землі 4 Явища, пов’язані із розсіюванням радіації 5 Прилади для вимірювання сонячної радіації

1. Сонячна радіація Енергія, яку випромінює Сонце, називається сонячною радіацією. Електромагнітна радіація, або просто електромагнітне випромінювання є особливою формою матерії, що відрізняється від речовини. До неї належать: гама-промені, рентгенівські, ультрафіолетові, інфрачервоні промені, видиме світло та радіохвилі, які не сприймаються людським оком.

Спектр хвильового випромінювання Сонця поділяється на ряд областей: 1. 2. 3. 4. 5. 6. гама-промені ( < 10 5 мкм ); рентгенівське випромінювання (10 5 < < 10 2 мкм); ультрафіолетова радіація (0, 01 < < 0, 39 мкм); видиме світло (0, 39 < < 0, 75 мкм); інфрачервона радіація (0, 76 < < 3000 мкм); радіохвильове випромінювання ( > 0, 3 см). Предметом вивчення в метеорології є теплова енергія 3 -5.

В інтервалах довжин хвиль від 0, 1 до 4 мкм є 99% усієї енергії сонячної радіації. Усього лише 1% енергії залишається на радіацію з меншими та довшими хвилями. Тому сонячну радіацію умовно називають короткохвильовою радіацією. Максимум випромінювання Сонця спостерігається за довжини хвилі 0, 4738 мкм.

2. Інтенсивність сонячної радіації Радіацію, яка надходить до земної поверхні безпосередньо від сонячного диску, називають прямою сонячною радіацією. Притік прямої сонячної радіації (густина потоку) на земну поверхню називають інтенсивністю радіації. Вона характеризується кількістю променевої енергії, що надходить за одиницю часу (1 хв. ) на одиницю площі (1 см 2), перпендикулярної до сонячних променів.

Інтенсивність радіації, яка припадає на одиницю горизонтальної поверхні, буде меншою. Потік сонячної радіації на горизонтальну поверхню називають інсоляцією.

Кількість сонячної радіації, яка надходить до верхньої межі земної поверхні за одиницю часу на одиничну поверхню, перпендикулярну до сонячних променів, при середній відстані від Землі до Сонця, називається сонячною сталою. Багаторічні вимірювання показали, що її величина становить 1, 37 к. Вт/м 2 із можливими відхиленнями, пов’язаними із коливаннями активності Сонця, не більше як 2%.

3. Поглинання сонячної радіації в атмосфері Землі

q. Розсіюванням називається часткове перетворення радіації в таку, що розповсюджується за всіма напрямками. Описується законом Релея: і = а λ 4 І І – потік прямої радіації; а – коефіцієнт пропорційності, який залежить від кількості молекул газу в одиниці об’єму; λ – довжина хвилі радіації, і – потік розсіяної радіації.

ОТЖЕ: q. В атмосфері Землі поглинається невелика частка сонячної радіації, в основному інфрачервоної та ульрафіолетової qв атмосфері засвоюється 15 -20 % радіації, яка надходить від Сонця на верхню межу атмосфери q. Основними газами-поглиначами є: Н 2 О, О 3, СО 2, а також домішки (пил, краплі хмар і туманів) q. Розсіюється в атмосфері близько 25% енергії сонячного проміння, близько 2/3 її досягає земної поверхні

Величина відбитої радіації залежить від особливостей земної поверхні. Відношення кількості відбитої радіації до сумарної радіації називається альбедо - виражають в частках одиниці або у відсотках і характеризує відбивну здатність різних ділянок земної поверхні. Альбедо різних ділянок земної поверхні залежить від їх виду, кольору і вологості, стану рослинного покриву тощо. Альбедо водної поверхні дуже залежить від висоти Сонця: коли Сонце в зеніті, А=2%, коли його висота 450 – 5%, за висоти 50 – 35%. Тому середні значення альбедо Світового океану змінюється від 6% в екваторіальних широтах до 15 – 20% у високих

4. Явища, пов’язані із розсіюванням радіації 4. 1. Блакитний колір неба: чим менша довжина хвилі світлового променя, ти сильніше розсіюється на молекулах повітря це випромінювання. Отже, найсильніше розсіюються фіолетові і сині промені. Оскільки енергія блакитних променів є більшою від енергії фіолетових, цим пояснюється колір небосхилу.

Із висотою при зменшенні густини повітря відповідно зменшенні кількості часточок, що розсіюють радіацію колір неба переходить у густо-синій, а в стратосфері – у фіолетовий і далі – чорно-фіолетовий і чорний.

4. 2. Зміна забарвлення прямого сонячного світла: внаслідок розсіювання знижується енергія найбільш короткохвильових сонячних променів видимої частини спектру (блакитних, синіх, фіолетових). Тому пряме сонячне світло, що залишилося після розсіювання набуває жовтуватого кольору. Чим більший шлях проходять ці промені в атмосфері (Сонце заходить за горизонт), тим червонішого кольору вони набуватимуть. Ось чому на горизонті Сонце ми бачимо майже червоним.

4. 3. Розсіяне світло в денні часи: розсіювання сонячної радіації в атмосфері породжує розсіяне світло в денні часи і тому вся атмосфера вдень є джерелом освітлення. При відсутності атмосфери ясно було б тільки там, куди потрапляли прямі сонячні промені.

4. 4. Сутінки: причиною сутінок (вечірніх і ранішніх) є освітлення Сонцем, яке вже знаходиться під горизонтом, високих шарів атмосфери. Завдяки цьому поверхня Землі, яка знаходиться в тіні, освітлюється розсіяними сонячними променями у верхніх шарах атмосфери. Розрізняють астрономічні і громадянські сутінки. Астрономічні – сонце під (або над) горизонт на 18 О. Громадянські визначаються можливістю здійснювати роботу на відкритій місцевості без штучного освітлення.

Білі ночі – злиття переходу вечірніх сутінок в ранішні.

4. 5. Зоря – різнокольорові забарвлення неба при сутінках. Причиною цього є, що прямі сонячні промені стають багатші на червоні, оранжеві і жовті промені. Відповідно забарвлюється і небосхил.

5. Радіаційний баланс земної поверхні Радіаційний баланс – це різниця між надходженням та витратою сонячної, земної та атмосферної радіації В=І´+і-R+Еа-Ез І´ - інсоляція і – розсіяна Р R – відбита Р Еа – в-ня атмосфери Ез – в-ня Землі

Середні місячні та річні величини складових радіаційного балансу в Києві, МДж/м 2 Радіаційн ий 01 баланс та його складові М і с я ц і Рік 02 03 04 05 06 07 08 09 10 11 12 І 105 163 297 327 478 557 566 499 411 264 92 75 3834 І´ 25 54 130 193 297 356 344 297 205 105 25 17 2048 і 71 96 172 226 285 302 293 239 176 122 63 50 2095 Q 96 150 302 419 582 658 637 536 381 227 88 67 4143 R 59 71 80 71 101 117 113 109 80 46 29 33 909 А, % 61 47 26 17 19 18 18 20 21 21 33 49 22 В -17 8 105 197 293 327 247 155 59 0 -13 1689

Річні величини радіаційного балансу поверхні суходолу змінюються від значень менше -200 МДж/м 2 в Антарктиді до 3700 -4000 МДж/м 2 в тропічних широтах.

Радіаційний баланс поверхні океанів значно більший. На межі плаваючої криги він становить 600 -800 МДж/м 2, а найбільше його значення 5800 МДж/м 2 в середині тропічних широт океанів. Радіаційний баланс переходить від нічних від’ємних значень до денних додатних після сходу Сонця при його висоті 10 -15 О.

6. Прилади для вимірювання сонячної радіації q. Актинометр q. Піранометр q альбедометр q. Геліограф – для реєстрації тривалості сонячного сяйва

Актинометр Призначений для вимірювання інтенсивності прямої сонячної радіації. Принцип дії полягає фіксацією гальванометром термоелектричного струму, що виникає від різниці температур затемненої і незатемненої частин срібної фольги

Піранометр Призначений для вимірювання інтенсивності сумарної, розсіяної і відбитої короткохвильової радіації. Чорні і білі поля по різному поглинають енергію Сонця. Гальванометром визначається різниця температур. Для вимірювання розсіяної радіації використовують диск – затемнювач.

Альбедометр Призначений для вимірювання інтенсивності сумарної, розсіяної і відбитої короткохвильової радіації в польових умовах.