У дома » Двор и градина » Радиационният баланс на земята и осветеността на морската повърхност. Каква част от слънчевата светлина се абсорбира от земната повърхност Колко от слънчевата енергия достига до земята

Радиационният баланс на земята и осветеността на морската повърхност. Каква част от слънчевата светлина се абсорбира от земната повърхност Колко от слънчевата енергия достига до земята

За да определим основните и второстепенни фактори, влияещи върху ефективността на съхранение на слънчева енергия от соларно солено езерце, основният модул на редица системи и инсталации за възобновяеми енергийни източници (ВЕИ), нека се обърнем към Фигура 1 - която показва паралелни и последователни напредване на топлината на Слънцето към горещата саламура на слънчевото солено езерце. Както и непрекъснатите промени в стойностите на различните видове слънчева радиация и общата им стойност по пътя.

Фигура 1 - Хистограма на промените в интензитета на слънчевата радиация (енергия) по пътя към горещата саламура на слънчевото солено езеро.

За да оценим ефективността на активното използване на различни видове слънчева радиация, ще определим кои от природните, техногенните и експлоатационните фактори имат положителен и кои отрицателен ефект върху концентрацията (увеличаването на потока) на слънчевата радиация в езерото и натрупването му с гореща саламура.

Земята и атмосферата получават от Слънцето 1,3∙1024 кал топлина годишно. Измерва се чрез интензитет, т.е. количеството лъчиста енергия (в калории), което идва от Слънцето за единица време към повърхността, перпендикулярна на слънчевите лъчи.

Лъчистата енергия на Слънцето достига Земята под формата на пряка и разсеяна радиация, т.е. обща сума. Тя се абсорбира от земната повърхност и не се превръща напълно в топлина, част от нея се губи под формата на отразена радиация.

Към късовълновата част на спектъра принадлежат пряката и разсеяната (сумарна), отразената и погълнатата радиация. Заедно с късовълновата радиация в земната повърхност навлиза дълговълнова радиация от атмосферата (противорадиация), от своя страна земната повърхност излъчва дълговълнова радиация (самоизлъчване).

Директната слънчева радиация се отнася до основния природен фактор при доставянето на енергия на водната повърхност на слънчево солено езеро. Слънчевата радиация, достигаща до активната повърхност под формата на сноп от успоредни лъчи, излъчвани директно от слънчевия диск, се нарича пряка слънчева радиация. Директната слънчева радиация принадлежи към късовълновата част на спектъра (с дължини на вълните от 0,17 до 4 микрона, всъщност лъчите с дължина на вълната 0,29 микрона достигат земната повърхност)

Слънчевият спектър може да бъде разделен на три основни области:

Ултравиолетова радиация (- видима радиация (0,4 µm) - инфрачервена радиация (> 0,7 µm) - 46% интензитет. , така че само малка част от този диапазон на слънчевата енергия достига земната повърхност.

Далечната инфрачервена (>12 µm) слънчева радиация едва достига до Земята.

От гледна точка на използването на слънчевата енергия на Земята трябва да се вземе предвид само радиацията в диапазона на дължината на вълната 0,29 - 2,5 μm / По-голямата част от слънчевата енергия извън атмосферата попада в диапазона на дължината на вълната 0,2 - 4 μm, а на земната повърхност - в диапазона 0,29 - 2,5 µm.

Нека да видим как в общи линии се преразпределят енергийните потоци, които Слънцето дава на Земята. Нека вземем 100 произволни единици слънчева енергия (1,36 kW/m2), падащи на Земята, и да проследим техните пътища в атмосферата. Един процент (13,6 W/m2), късият ултравиолетов лъч на слънчевия спектър, се абсорбира от молекулите в екзосферата и термосферата, като ги нагрява. Други три процента (40,8 W/m2) от близката ултравиолетова светлина се абсорбират от стратосферния озон. Инфрачервената опашка на слънчевия спектър (4% или 54,4 W/m2) остава в горните слоеве на тропосферата, съдържащи водни пари (отгоре практически няма водни пари).

Останалите 92 части слънчева енергия (1,25 kW/m2) попадат в „прозореца на прозрачност” на атмосферата от 0,29 µm./m2), а останалата част се разпределя между повърхността на Земята и космоса. Повече отива в открития космос, отколкото попада на повърхността, 30 дяла (408 W/m2) нагоре, 8 дяла (108,8 W/m2) надолу.

Това беше общата осреднена картина на преразпределението на слънчевата енергия в земната атмосфера. Това обаче не позволява решаването на конкретни проблеми с използването на слънчевата енергия за задоволяване на нуждите на човек в определен район на неговото пребиваване и работа и ето защо.

Атмосферата на Земята отразява по-добре наклонените слънчеви лъчи, така че часовата инсолация на екватора и на средните ширини е много по-голяма, отколкото на високите ширини.

Височините на Слънцето (над хоризонта) от 90, 30, 20 и 12 ⁰ (въздушната (оптична) маса (m) на атмосферата съответства на 1, 2, 3 и 5) с безоблачна атмосфера съответства до интензитет от около 900, 750, 600 и 400 W / m2 (при 42 ⁰ - m = 1,5 и при 15 ⁰ - m = 4). В действителност общата енергия на падащото лъчение надвишава посочените стойности, тъй като включва не само директната компонента, но и стойността на разсеяната компонента на интензитета на радиацията върху хоризонталната повърхност, разпръсната при въздушни маси 1, 2, 3, и 5 при тези условия съответно е равно на 110, 90, 70 и 50 W/m2 (с коефициент 0,3 - 0,7 за вертикалната равнина, тъй като се вижда само половината от небето). В допълнение, в областите на небето, близки до Слънцето, има "околослънчев ореол" в радиус от ≈ 5⁰.

Дневното количество слънчева радиация е максимално не на екватора, а близо до 40 ⁰. Подобен факт е следствие и от наклона на земната ос към равнината на нейната орбита. По време на лятното слънцестоене Слънцето в тропиците е почти през целия ден над главата и светлата част на деня е 13,5 часа, повече отколкото на екватора в деня на равноденствието. С увеличаване на географската ширина продължителността на деня се увеличава и въпреки че интензивността на слънчевата радиация намалява, максималната стойност на дневната инсолация се появява на ширина от около 40 ⁰ и остава почти постоянна (за условия на безоблачно небе) до Арктическия кръг.

Като се има предвид облачността и замърсяването на атмосферата от промишлени отпадъци, характерни за много страни по света, стойностите, дадени в таблицата, трябва да бъдат поне наполовина. Например за Англия през 70-те години на ХХ век, преди началото на борбата за опазване на околната среда, годишното количество слънчева радиация е само 900 kWh/m2 вместо 1700 kWh/m2.

Първите данни за прозрачността на атмосферата на езерото Байкал са получени от В.В. Буфалом през 1964 г Той показа, че стойностите на пряката слънчева радиация над Байкал са средно с 13% по-високи, отколкото в Иркутск. Средният спектрален коефициент на прозрачност на атмосферата в Северен Байкал през лятото е 0,949, 0,906, 0,883 съответно за червени, зелени и сини филтри. През лятото атмосферата е оптически по-нестабилна, отколкото през зимата, и тази нестабилност варира значително от предиобедните до следобедните часове. В зависимост от годишния ход на затихване от водни пари и аерозоли, техният принос в общото затихване на слънчевата радиация също се променя. Аерозолите играят основна роля в студената част на годината, а водните пари – в топлата част от годината. Байкалският басейн и езерото Байкал се отличават със сравнително висока интегрална прозрачност на атмосферата. При оптична маса m = 2, средните стойности на коефициента на прозрачност варират от 0,73 (през лятото) до 0,83 (през зимата). Аерозолите значително намаляват потока на пряка слънчева радиация във водната площ на езерото и те абсорбират предимно радиация от видимия спектър, с дължина на вълната, която свободно преминава през свежия слой на езерото, а това е от голямо значение за натрупването на слънчева енергия. енергия край езерото. (Слой вода с дебелина 1 см е практически непрозрачен за инфрачервено лъчение с дължина на вълната над 1 микрон). Затова като топлозащитен филтър се използва вода с дебелина няколко сантиметра. За стъкло ограничението за предаване на инфрачервени лъчи с дължина на вълната е 2,7 µm.

Голям брой прахови частици, свободно транспортирани през степта, също намаляват прозрачността на атмосферата.

Електромагнитно лъчение се излъчва от всички нагрети тела и колкото по-студено е тялото, толкова по-малък е интензитетът на лъчението и толкова повече се измества максимумът на спектъра му в областта на дългите вълни. Има много проста връзка [ = 0,2898 cm∙deg. (закон на Виен)], с помощта на който лесно се установява къде се намира максималното излъчване на тяло с температура (⁰K). Например, човешко тяло с температура 37 + 273 = 310 ⁰K излъчва инфрачервени лъчи с максимум близо до стойността = 9,3 µm. А стените, например на слънчева сушилня, с температура 90 ⁰С, ще излъчват инфрачервени лъчи с максимум близо до стойността = 8 микрона. Видима слънчева радиация (0,4 микрона) Едно време голям напредък беше преходът от електрическа лампа с нажежаема жичка с въглеродна жичка към модерна лампа с волфрамова жичка.Работата е там, че въглеродната жичка може да бъде доведена до температура 2100 ⁰K, а волфрамова жичка - до 2500 ⁰K "Защо тези 400 ⁰K са толкова важни? Цялата работа е, че целта на лампата с нажежаема жичка не е да загрява, а да дава светлина. Следователно е необходимо да се постигне такава позиция, че максимумът на кривата пада върху видимото изследване. Идеалното би било да има нишка, която да издържа на температурата на повърхността на Слънцето, но дори преходът от 2100 до 2500 ⁰K увеличава частта от енергията, която се дължи на видимата радиация, от 0,5 до 1,6%.

Всеки може да усети инфрачервените лъчи, излъчвани от тяло, загрято само до 60 - 70 ⁰С, като поднесе дланта си отдолу (за да се премахне топлинната конвекция). Пристигането на пряка слънчева радиация във водната площ на езерото съответства на пристигането й на хоризонталната повърхност на облъчване. В същото време горното показва несигурността на количествените характеристики на пристигането в определен момент от време, както сезонни, така и дневни. Само височината на Слънцето (оптичната маса на атмосферата) е постоянна характеристика.

Натрупването на слънчева радиация от земната повърхност и езерцето се различават значително.

Естествените повърхности на Земята имат различни отразяващи (поглъщащи) способности. Така тъмните повърхности (чернозем, торфени блата) имат ниска стойност на албедо от около 10%. (Албедото на повърхността е съотношението на радиационния поток, отразен от тази повърхност в околното пространство, към потока, който е паднал върху нея).

Светлите повърхности (бял пясък) имат голямо албедо, 35 - 40%. Албедото на тревните повърхности варира от 15 до 25%. Албедото на короната на широколистна гора през лятото е 14–17%, а на иглолистна гора е 12–15%. Албедото на повърхността намалява с увеличаване на слънчевата надморска височина.

Албедото на водните повърхности е в диапазона 3 - 45%, в зависимост от височината на Слънцето и степента на вълнение.

При спокойна водна повърхност албедото зависи само от височината на Слънцето (Фигура 2).

Фигура 2 - Зависимост на коефициента на отражение на слънчевата радиация за спокойна водна повърхност от височината на Слънцето.

Навлизането на слънчевата радиация и преминаването й през слой вода има свои собствени характеристики.

Като цяло, оптичните свойства на водата (нейните разтвори) във видимата област на слънчевата радиация са показани на фигура 3.

Фигура 3 - Оптични свойства на водата (нейните разтвори) във видимата област на слънчевата радиация

На плоската граница на две среди въздух - вода се наблюдават явленията отражение и пречупване на светлината.

Когато светлината се отразява, падащият лъч, отразеният лъч и перпендикулярът към отразяващата повърхност, възстановен в точката на падане на лъча, лежат в една и съща равнина, а ъгълът на отражение е равен на ъгъла на падане. В случай на пречупване падащият лъч, перпендикулярът, възстановен в точката на падане на лъча към интерфейса между две среди, и пречупеният лъч лежат в една и съща равнина. Ъгълът на падане и ъгълът на пречупване (Фигура 4) са свързани /, където е абсолютният индекс на пречупване на втората среда, - първата. Тъй като за въздуха, формулата ще приеме формата

Фигура 4 - Пречупване на лъчите по време на прехода от въздух към вода

Когато лъчите преминават от въздух във вода, те се приближават до "перпендикуляра на падане"; например, лъч, падащ върху водата под ъгъл спрямо перпендикуляра на повърхността на водата, влиза в нея вече под ъгъл, който е по-малък от (фиг. 4а). Но когато падащ лъч, плъзгащ се по повърхността на водата, падне върху повърхността на водата почти под прав ъгъл спрямо перпендикуляра, например под ъгъл от 89 ⁰ или по-малко, тогава той навлиза във водата под ъгъл, по-малък от права линия, а именно под ъгъл от само 48,5 ⁰. При по-голям ъгъл спрямо перпендикуляра от 48,5 ⁰ лъчът не може да влезе във водата: това е „ограничаващият“ ъгъл за водата (Фигура 4, b).

Следователно лъчите, падащи върху водата под различни ъгли, се компресират под водата в доста стегнат конус с ъгъл на отваряне 48,5 ⁰ + 48,5 ⁰ = 97 ⁰ (фиг. 4c). Освен това пречупването на водата зависи от нейната температура, но тези промени не са толкова значителни, че да не представляват интерес за инженерната практика по разглежданата тема.

Нека сега проследим хода на лъчите, които се връщат назад (от точка P) - от вода към въздух (Фигура 5). Според законите на оптиката пътищата ще бъдат еднакви и всички лъчи, съдържащи се в споменатия 97-градусов конус, ще отидат във въздуха под различни ъгли, разпространявайки се върху цялото 180-градусово пространство над водата. Подводните лъчи, които са извън споменатия ъгъл (97 градуса), няма да излязат изпод водата, а ще се отразят изцяло от нейната повърхност, като от огледало.

Фигура 5 - Пречупване на лъчите по време на прехода от вода към въздух

Ако съществува само отразеният лъч, няма пречупен лъч (явлението пълно вътрешно отражение).

Всеки подводен лъч, който среща повърхността на водата под ъгъл, по-голям от „ограничаващия“ (т.е. по-голям от 48,5 ⁰), не се пречупва, а се отразява: той претърпява „пълно вътрешно отражение“. Отражението в този случай се нарича пълно, защото всички падащи лъчи се отразяват тук, докато дори най-добре полираното сребърно огледало отразява само част от падащите върху него лъчи, докато поглъща останалите. Водата при тези условия е идеално огледало. В този случай говорим за видима светлина. Най-общо казано, индексът на пречупване на водата, подобно на други вещества, зависи от дължината на вълната (това явление се нарича дисперсия). Като следствие от това, граничният ъгъл, при който възниква пълно вътрешно отражение, не е еднакъв за различните дължини на вълната, но за видимата светлина, когато се отразява на границата вода-въздух, този ъгъл се променя с по-малко от 1⁰.

Поради факта, че при по-голям ъгъл към перпендикуляра от 48,5⁰, слънчевият лъч не може да влезе във водата: това е „ограничаващият“ ъгъл за водата (Фигура 4, b), след това водната маса, в целия диапазон от стойности от височината на Слънцето, не се променя толкова незначително, колкото въздуха - винаги е по-малко.

Но тъй като плътността на водата е 800 пъти по-голяма от плътността на въздуха, поглъщането на слънчевата радиация от водата ще се промени значително. Освен това, ако светлинното лъчение преминава през прозрачна среда, тогава спектърът на такава светлина има някои характеристики. Някои линии в него са силно отслабени, т.е. вълни със съответната дължина се абсорбират силно от разглежданата среда. Такива спектри се наричат абсорбционни спектри. Формата на абсорбционния спектър зависи от разглежданото вещество.

Тъй като солевият разтвор на слънчево солено езерце може да съдържа различни концентрации на натриев и магнезиев хлорид и техните съотношения, няма смисъл да се говори недвусмислено за спектрите на поглъщане. Въпреки че изследванията и данните по този въпрос са в изобилие.

Така например, проучвания, проведени в СССР (Ю. Усманов) за идентифициране на пропускливостта на радиация с различни дължини на вълната за вода и разтвор на магнезиев хлорид с различни концентрации, са получили следните резултати (Фигура 6). И B. J. Brinkworth показва графична зависимост на абсорбцията на слънчевата радиация и плътността на монохроматичния поток на слънчевата радиация (радиация) в зависимост от дължината на вълната (Фигура 7).

Следователно, количественото подаване на пряка слънчева радиация към горещата саламура на езерото, след навлизане във водата, ще зависи от: монохроматичната плътност на потока на слънчевата радиация (радиация); от височината на слънцето. А също и от албедото на повърхността на езерото, от чистотата на горния слой на слънчевото солено езерце, състоящ се от прясна вода, с дебелина обикновено 0,1 - 0,3 m, където смесването не може да бъде потиснато, състава, концентрацията и дебелината от разтвора в градиентния слой (изолационен слой с концентрация на солен разтвор, нарастващ надолу), върху чистотата на водата и соления разтвор.

Фигури 6 и 7 показват, че водата има най-висок капацитет на предаване във видимата област на слънчевия спектър. Това е много благоприятен фактор за преминаване на слънчевата радиация през горния пресен слой на слънчевия солен басейн.

Библиография

1 Осадчий Г.Б. Слънчева енергия, нейните производни и технологии за тяхното използване (Въведение във ВЕИ енергията) / G.B. Осадчи. Омск: ИПК Макшеева Е.А., 2010. 572 с.
2 Twydell J. Възобновяеми енергийни източници / J. Twydell, A. Ware. М.: Енергоатомиздат, 1990. 392 с.
3 Duffy J. A. Топлинни процеси, използващи слънчева енергия / J. A. Duffy, W. A. Beckman. М.: Мир, 1977. 420 с.
4 Климатични ресурси на Байкал и неговия басейн /N. П. Ладейщиков, Новосибирск, Наука, 1976, 318с.
5 Пикин С. А. Течни кристали / С. А. Пикин, Л. М. Блинов. М.: Наука, 1982. 208 с.
6 Китайгородски А. И. Физика за всеки: Фотони и ядра / А. И. Китайгородски. М.: Наука, 1984. 208 с.
7 Kuhling H. Наръчник по физика. / Х. Кюлинг. М.: Мир, 1982. 520 с.
8 Енохович А. С. Наръчник по физика и технология / А. С. Енохович. Москва: Образование, 1989. 223 с.
9 Перелман Я. И. Занимателна физика. Книга 2 / Я. И. Перелман. М.: Наука, 1986. 272 с.

Лъчистата енергия на Слънцето е практически единственият източник на топлина за земната повърхност и нейната атмосфера. Радиацията, идваща от звездите и Луната, е 30?106 пъти по-малка от слънчевата радиация. Потокът от топлина от дълбините на Земята към повърхността е 5000 пъти по-малък от топлината, получена от Слънцето.

Част от слънчевата радиация е видима светлина. Така Слънцето е източник не само на топлина за Земята, но и на светлина, което е важно за живота на нашата планета.

Лъчистата енергия на Слънцето се превръща в топлина отчасти в самата атмосфера, но главно на земната повърхност, където се използва за нагряване на горните слоеве на почвата и водата, а от тях – и на въздуха. Нагрятата земна повърхност и нагрятата атмосфера от своя страна излъчват невидимо инфрачервено лъчение. Давайки радиация на световното пространство, земната повърхност и атмосферата се охлаждат.

Опитът показва, че средните годишни температури на земната повърхност и атмосферата във всяка точка на земята варират малко от година на година. Ако разгледаме температурните условия на Земята за дълги многогодишни периоди от време, тогава можем да приемем хипотезата, че Земята е в топлинно равновесие: притокът на топлина от Слънцето се балансира от загубата й в космическото пространство. Но тъй като Земята (с атмосферата) получава топлина чрез поглъщане на слънчевата радиация и губи топлина чрез собствената си радиация, хипотезата за топлинно равновесие означава в същото време, че Земята е в радиационно равновесие: притокът на късовълнова радиация към тя се балансира от връщането на дълговълнова радиация в световното пространство.

пряка слънчева радиация

Лъчението, идващо към земната повърхност директно от диска на Слънцето, се нарича пряка слънчева радиация. Слънчевата радиация се разпространява от Слънцето във всички посоки. Но разстоянието от Земята до Слънцето е толкова голямо, че директната радиация пада върху всяка повърхност на Земята под формата на лъч от успоредни лъчи, излъчвани сякаш от безкрайността. Дори цялото земно кълбо като цяло е толкова малко в сравнение с разстоянието до Слънцето, че цялата слънчева радиация, падаща върху него, може да се счита за лъч от паралелни лъчи без забележима грешка.

Лесно е да се разбере, че максималното възможно количество радиация при дадени условия се получава от единица площ, разположена перпендикулярно на слънчевите лъчи. Ще има по-малко лъчиста енергия на единица хоризонтална площ. Основното уравнение за изчисляване на пряката слънчева радиация се получава от ъгъла на падане на слънчевите лъчи, по-точно от височината на слънцето ( ч): С" = Сгрях ч; където С"- слънчева радиация, пристигаща върху хоризонтална повърхност, С- пряка слънчева радиация с успоредни лъчи.

Потокът от пряка слънчева радиация върху хоризонтална повърхност се нарича инсолация.

Промени в слънчевата радиация в атмосферата и на земната повърхност

Около 30% от пряката слънчева радиация, падаща на Земята, се отразява обратно в космоса. Останалите 70% навлизат в атмосферата. Преминавайки през атмосферата, слънчевата радиация се разсейва частично от атмосферните газове и аерозоли и преминава в специална форма на дифузна радиация. Частично пряката слънчева радиация се абсорбира от атмосферните газове и примеси и преминава в топлина, т.е. отива да стопли атмосферата.

До земната повърхност достига пряка слънчева радиация, която не се разпръсква и не се абсорбира в атмосферата. Малка част от него се отразява от него, а по-голямата част от радиацията се поглъща от земната повърхност, в резултат на което земната повърхност се нагрява. Част от разсеяната радиация достига и до земната повърхност, частично се отразява от нея и частично се поглъща от нея. Друга част от разсеяната радиация отива нагоре в междупланетното пространство.

В резултат на поглъщането и разсейването на радиацията в атмосферата прякото лъчение, достигнало земната повърхност, се различава от това, което е дошло до границата на атмосферата. Потокът от слънчева радиация намалява и нейният спектрален състав се променя, тъй като лъчите с различни дължини на вълната се абсорбират и разпръскват в атмосферата по различни начини.

В най-добрия случай, т.е. при най-високо положение на Слънцето и при достатъчна чистота на въздуха може да се наблюдава директен радиационен поток от около 1,05 kW / m 2 на земната повърхност. В планините на надморска височина от 4–5 km се наблюдават радиационни потоци до 1,2 kW/m 2 или повече. С приближаването на слънцето до хоризонта и увеличаването на дебелината на въздуха, преминаван от слънчевите лъчи, потокът от пряка радиация намалява все повече и повече.

Около 23% от пряката слънчева радиация се абсорбира в атмосферата. Освен това това поглъщане е избирателно: различните газове поглъщат радиация в различни части на спектъра и в различна степен.

Азотът абсорбира радиация само при много къси дължини на вълните в ултравиолетовата част на спектъра. Енергията на слънчевата радиация в тази част на спектъра е напълно незначителна, така че абсорбцията от азот практически не оказва влияние върху потока на слънчевата радиация. В малко по-голяма степен, но все пак много малко, кислородът поглъща слънчевата радиация - в два тесни участъка от видимата част на спектъра и в ултравиолетовата му част.

Озонът е по-силен абсорбатор на слънчевата радиация. Абсорбира ултравиолетовата и видимата слънчева радиация. Въпреки факта, че съдържанието му във въздуха е много малко, той абсорбира ултравиолетовото лъчение в горните слоеве на атмосферата толкова силно, че вълни, по-къси от 0,29 микрона, изобщо не се наблюдават в слънчевия спектър близо до земната повърхност. Общото поглъщане на слънчевата радиация от озона достига 3% от пряката слънчева радиация.

Въглеродният диоксид (въглероден диоксид) силно абсорбира радиация в инфрачервената област на спектъра, но съдържанието му в атмосферата все още е малко, така че поглъщането му от пряка слънчева радиация обикновено е малко. От газовете основен поглъщател на радиация в атмосферата са водните пари, концентрирани в тропосферата и особено в долната й част. От общия поток на слънчевата радиация, водните пари абсорбират радиация в интервалите на дължината на вълната във видимата и близката инфрачервена област на спектъра. Облаците и атмосферните примеси също абсорбират слънчевата радиация, т.е. аерозолни частици, суспендирани в атмосферата. Като цяло, абсорбцията от водни пари и абсорбцията на аерозол представлява около 15%, а 5% се абсорбират от облаците.

Във всяко отделно място абсорбцията се променя с течение на времето, в зависимост както от променливото съдържание на абсорбиращи вещества във въздуха, главно водни пари, облаци и прах, така и от височината на Слънцето над хоризонта, т.е. върху дебелината на въздушния слой, преминат от лъчите по пътя им към Земята.

Директната слънчева радиация по пътя си през атмосферата се отслабва не само чрез поглъщане, но и чрез разсейване, и то по-значително. Разсейването е фундаментално физическо явление на взаимодействието на светлината с материята. Може да възникне при всички дължини на вълната на електромагнитния спектър, в зависимост от съотношението на размера на разпръскващите частици към дължината на вълната на падащото лъчение.Когато се разпръсне, частица, която е на пътя на разпространение на електромагнитна вълна, непрекъснато "извлича" енергия от падащата вълна и я преизлъчва във всички посоки. По този начин една частица може да се разглежда като точков източник на разсеяна енергия. разсейванесе нарича трансформация на част от пряката слънчева радиация, която преди разсейването се разпространява под формата на успоредни лъчи в определена посока, в радиация, отиваща във всички посоки. Разсейването възниква в оптически нееднороден атмосферен въздух, съдържащ най-малките частици течни и твърди примеси - капки, кристали, най-малки аерозоли, т.е. в среда, където индексът на пречупване варира от точка до точка. Но оптически нехомогенна среда също е чист въздух, свободен от примеси, тъй като в него, поради топлинното движение на молекулите, кондензациите и разрежданията, непрекъснато възникват колебания в плътността. Срещайки се с молекули и примеси в атмосферата, слънчевите лъчи губят своята праволинейна посока на разпространение и се разпръскват. Радиацията се разпространява от разсейващите се частици по такъв начин, сякаш самите те са излъчватели.

Според законите на разсейването, по-специално според закона на Релей, спектралният състав на разсеяното лъчение се различава от спектралния състав на правата линия. Законът на Рейли гласи, че разсейването на лъчите е обратно пропорционално на 4-та степен на дължината на вълната:

С ? = 32? 3 (м-1) / 3n? 4

където С? – коеф. разсейване; ме индексът на пречупване в газ; не броят на молекулите на единица обем; ? е дължината на вълната.

Около 26% от енергията на общия поток на слънчевата радиация се преобразува в атмосферата в дифузна радиация. След това около 2/3 от разсеяната радиация достига до земната повърхност. Но това вече ще бъде специален вид радиация, значително различна от пряката радиация. Първо, разсеяната радиация идва на земната повърхност не от слънчевия диск, а от целия небесен свод. Следователно е необходимо да се измери потокът му към хоризонтална повърхност. Измерва се също във W/m2 (или kW/m2).

Второ, разсеяното лъчение се различава от прякото лъчение по спектрален състав, тъй като лъчите с различна дължина на вълната се разпръскват в различна степен. В спектъра на разсеяното лъчение съотношението на енергията на различните дължини на вълната в сравнение със спектъра на директното лъчение се променя в полза на лъчите с по-къса дължина на вълната. Колкото по-малък е размерът на разсейващите частици, толкова по-силно се разсейват късовълновите лъчи в сравнение с дълговълновите.

Феномен на разсейване на радиация

Явления като син цвят на небето, здрач и зазоряване, както и видимостта са свързани с разсейването на радиацията. Синият цвят на небето е цветът на самия въздух, поради разсейването на слънчевите лъчи в него. Въздухът е прозрачен в тънък слой, както водата е прозрачна в тънък слой. Но в голяма дебелина на атмосферата въздухът има син цвят, точно както водата вече в сравнително малка дебелина (няколко метра) има зеленикав цвят. И така, как се случва молекулярното разсейване на светлината обратно? 4, тогава в спектъра на разсеяната светлина, изпратена от небесния свод, енергийният максимум се измества към синьо. С височина, тъй като плътността на въздуха намалява, т.е. броят на разсейващите се частици цветът на небето става по-тъмен и преминава в наситено син, а в стратосферата - в черно-виолетов. Колкото повече примеси във въздуха с по-големи размери от въздушните молекули, толкова по-голям е делът на дълговълновите лъчи в спектъра на слънчевата радиация и толкова по-белезникав става цветът на небесния свод. Когато диаметърът на частиците от мъгла, облаци и аерозоли стане повече от 1-2 микрона, тогава лъчите с всички дължини на вълната вече не се разпръскват, а се отразяват еднакво дифузно; следователно далечните обекти в мъгла и прашна мъгла вече не се покриват от синя, а от бяла или сива завеса. Следователно облаците, върху които пада слънчевата (т.е. бялата) светлина, изглеждат бели.

Разсейването на слънчевата радиация в атмосферата е от голямо практическо значение, тъй като създава разсеяна светлина през деня. При отсъствието на атмосфера на Земята би било светло само там, където пада пряка слънчева светлина или слънчева светлина, отразена от земната повърхност и обектите върху нея. В резултат на разсеяната светлина цялата атмосфера през деня служи като източник на светлина: през деня е светло и там, където слънчевите лъчи не падат директно и дори когато слънцето е скрито от облаци.

След залез слънце вечерта тъмнината не настъпва веднага. Небето, особено в тази част от хоризонта, където Слънцето е залязло, остава светло и изпраща постепенно намаляваща разсеяна радиация към земната повърхност. По същия начин, сутрин, дори преди изгрев слънце, небето се изсветлява най-вече по посока на изгрева и изпраща дифузна светлина към земята. Това явление на непълна тъмнина се нарича здрач - вечер и сутрин. Причината за това е осветяването от Слънцето, което се намира под хоризонта, на високите слоеве на атмосферата и разсейването на слънчевата светлина от тях.

Така нареченият астрономически здрач продължава вечер, докато Слънцето залезе на 18 градуса под хоризонта; до този момент е толкова тъмно, че се виждат най-слабите звезди. Астрономическият сутрешен здрач започва, когато слънцето има същото положение под хоризонта. Първата част от вечерния астрономически здрач или последната част от сутринта, когато слънцето е под хоризонта на поне 8 °, се нарича граждански здрач. Продължителността на астрономическия здрач варира в зависимост от географската ширина и времето на годината. В средните ширини е от 1,5 до 2 часа, в тропиците е по-малко, на екватора малко повече от един час.

На високи географски ширини през лятото слънцето може изобщо да не потъне под хоризонта или да потъне много плитко. Ако слънцето падне под хоризонта с по-малко от 18 o, тогава пълна тъмнина изобщо не настъпва и вечерният здрач се слива със сутринта. Това явление се нарича бели нощи.

Здрачът е придружен от красиви, понякога много зрелищни промени в цвета на небосвода по посока на Слънцето. Тези промени започват преди залез слънце и продължават след изгрев. Те имат доста правилен характер и се наричат зори. Характерните цветове на зората са лилаво и жълто. Но интензивността и разнообразието от цветови нюанси на зората варират значително в зависимост от съдържанието на аерозолни примеси във въздуха. Тоновете на светещите облаци по здрач също са разнообразни.

В противоположната на слънцето част на небето има антизора, също с промяна на цветовите тонове, с преобладаване на лилаво и лилаво-виолетово. След залез слънце в тази част на небето се появява сянката на Земята: сиво-син сегмент, който расте все повече и повече на височина и настрани. Явленията на зората се обясняват с разсейването на светлината от най-малките частици на атмосферните аерозоли и с дифракцията на светлината от по-големите частици.

Далечните обекти се виждат по-зле от близките и не само защото видимият им размер е намален. Дори много големи обекти на едно или друго разстояние от наблюдателя стават слабо различими поради мътността на атмосферата, през която се виждат. Тази мътност се дължи на разсейването на светлината в атмосферата. Ясно е, че той се увеличава с увеличаване на аерозолните примеси във въздуха.

За много практически цели е много важно да знаете на какво разстояние очертанията на обектите зад въздушната завеса престават да се различават. Разстоянието, на което очертанията на обектите престават да се различават в атмосферата, се нарича диапазон на видимост или просто видимост. Диапазонът на видимост най-често се определя на око на определени, предварително избрани обекти (тъмни на фона на небето), разстоянието до които е известно. Съществуват и редица фотометрични инструменти за определяне на видимостта.

В много чист въздух, например от арктически произход, обхватът на видимост може да достигне стотици километри, тъй като затихването на светлината от обекти в такъв въздух се дължи на разсейването главно върху молекулите на въздуха. Във въздух, съдържащ много прах или кондензационни продукти, обхватът на видимост може да бъде намален до няколко километра или дори метри. Така че при лека мъгла обхватът на видимост е 500–1000 m, а при силна мъгла или силни пясъчни бури може да бъде намален до десетки или дори няколко метра.

Обща радиация, отразена слънчева радиация, абсорбирана радиация, PAR, албедо на Земята

Цялата слънчева радиация, идваща към земната повърхност - пряка и разсеяна - се нарича обща радиация. По този начин общата радиация

Q = С* грях ч + д,

където С– енергийно осветяване чрез директно излъчване,

д– енергийно осветяване чрез разсеяна радиация,

ч- височината на слънцето.

При безоблачно небе сумарната радиация има дневна вариация с максимум около обяд и годишна вариация с максимум през лятото. Частичната облачност, която не покрива слънчевия диск, увеличава общата радиация в сравнение с безоблачно небе; пълната облачност, напротив, я намалява. Средно облачността намалява общата радиация. Следователно през лятото пристигането на обща радиация в предиобедните часове е средно по-голямо, отколкото следобед. По същата причина той е по-голям през първата половина на годината, отколкото през втората.

С.П. Хромов и А.М. Петросянци дават обедни стойности на общата радиация през летните месеци в близост до Москва с безоблачно небе: средно 0,78 kW / m 2, със слънце и облаци - 0,80, с непрекъснати облаци - 0,26 kW / m 2.

Попадайки върху земната повърхност, общата радиация се поглъща предимно в горния тънък слой на почвата или в по-дебел слой вода и се превръща в топлина, като частично се отразява. Степента на отражение на слънчевата радиация от земната повърхност зависи от естеството на тази повърхност. Съотношението на количеството отразена радиация към общото количество радиация, падаща върху дадена повърхност, се нарича повърхностно албедо. Това съотношение се изразява в проценти.

И така, от общия поток на общата радиация ( Сгрях ч + д) част от него се отразява от земната повърхност ( Сгрях ч + д)И къде Ие повърхностното албедо. Останалата част от общата радиация ( Сгрях ч + д) (1 – И) се абсорбира от земната повърхност и отива за нагряване на горните слоеве на почвата и водата. Тази част се нарича абсорбирана радиация.

Албедото на почвената повърхност варира в рамките на 10–30%; в мокър чернозем той намалява до 5%, а в сух лек пясък може да се повиши до 40%. С увеличаване на влажността на почвата албедото намалява. Албедото на растителната покривка - гори, ливади, ниви - е 10–25%. Албедото на повърхността на прясно паднал сняг е 80–90%, докато това на дълготраен сняг е около 50% и по-малко. Албедото на гладка водна повърхност за пряка радиация варира от няколко процента (ако Слънцето е високо) до 70% (ако е ниско); зависи и от вълнението. За разсеяната радиация албедото на водните повърхности е 5–10%. Средно албедото на повърхността на Световния океан е 5–20%. Албедото на горната повърхност на облаците варира от няколко процента до 70–80%, в зависимост от вида и дебелината на облачната покривка, средно 50–60% (S.P. Khromov, M.A. Petrosyants, 2004).

Горните цифри се отнасят за отразяването на слънчевата радиация, не само видимата, но и в целия й спектър. Фотометричните средства измерват албедото само за видимата радиация, което, разбира се, може да се различава до известна степен от албедото за целия радиационен поток.

Преобладаващата част от радиацията, отразена от земната повърхност и горната повърхност на облаците, излиза извън атмосферата в световното пространство. Част (около една трета) от разсеяната радиация отива и в световното пространство.

Съотношението на отразената и разсеяната слънчева радиация, напускаща космоса, към общото количество слънчева радиация, навлизаща в атмосферата, се нарича планетарно албедо на Земята или просто Албедото на Земята.

Като цяло планетарното албедо на Земята се оценява на 31%. Основната част от планетарното албедо на Земята е отражението на слънчевата радиация от облаците.

Част от пряката и отразената радиация участва в процеса на фотосинтезата на растенията, така се нарича фотосинтетично активна радиация (FAR). FAR -частта от късовълновата радиация (от 380 до 710 nm), която е най-активна по отношение на фотосинтезата и производствения процес на растенията, е представена както от пряка, така и от дифузна радиация.

Растенията са в състояние да консумират пряка слънчева радиация и отразена от небесни и земни обекти в диапазона на дължината на вълната от 380 до 710 nm. Потокът от фотосинтетично активна радиация е приблизително половината от слънчевия поток, т.е. половината от общата радиация и практически независимо от метеорологичните условия и местоположение. Въпреки че, ако за условията на Европа стойността от 0,5 е типична, то за условията на Израел тя е малко по-висока (около 0,52). Не може обаче да се каже, че растенията използват PAR по един и същи начин през целия си живот и при различни условия. Ефективността на използването на PAR е различна, поради което са предложени показателите „Коефициент на използване на PAR“, който отразява ефективността на използването на PAR и „Ефективност на фитоценозите“. Ефективността на фитоценозите характеризира фотосинтетичната активност на растителната покривка. Този параметър намери най-широко приложение сред лесовъдите за оценка на горските фитоценози.

Трябва да се подчертае, че самите растения са в състояние да образуват PAR в растителната покривка. Това се постига благодарение на разположението на листата към слънчевите лъчи, въртенето на листата, разпределението на листа с различни размери и ъгли на различни нива на фитоценози, т.е. чрез така наречената архитектура на балдахина. В растителната покривка слънчевите лъчи многократно се пречупват, отразяват се от повърхността на листата, като по този начин образуват собствен вътрешен режим на излъчване.

Радиацията, разпръсната в растителната покривка, има същата фотосинтетична стойност като директната и дифузна радиация, навлизаща на повърхността на растителната покривка.

Радиация на земната повърхност

Самите горни слоеве на почвата и водата, снежната покривка и растителността излъчват дълговълнова радиация; тази земна радиация е по-често наричана присъща радиация на земната повърхност.

Собственото излъчване може да се изчисли, като се знае абсолютната температура на земната повърхност. Според закона на Стефан-Болцман, като се има предвид, че Земята не е напълно черно тяло и следователно въвеждането на коефициента? (обикновено равно на 0,95), земна радиация допределена по формулата

д s = ?? T 4 ,

където? е константата на Стефан-Болцман, Tтемпература, К.

При 288 K, д s \u003d 3,73 10 2 W / m 2. Такова голямо връщане на радиация от земната повърхност би довело до бързото й охлаждане, ако това не беше възпрепятствано от обратния процес – поглъщането на слънчевата и атмосферната радиация от земната повърхност. Абсолютните температури на земната повърхност са между 190 и 350 К. При такива температури излъченото лъчение практически е с дължини на вълните в диапазона 4–120 µm, а максималната му енергия е при 10–15 µm. Следователно цялото това лъчение е инфрачервено, не се възприема от окото.

Контрарадиация или противорадиация

Атмосферата се нагрява, поглъщайки както слънчевата радиация (макар и в сравнително малка част, около 15% от цялото й количество, идваща на Земята), така и собствената радиация на земната повърхност. Освен това той получава топлина от земната повърхност чрез проводимост, както и чрез кондензация на водни пари, изпарени от земната повърхност. Нагрятата атмосфера се излъчва сама. Точно като земната повърхност, той излъчва невидимо инфрачервено лъчение в приблизително същия диапазон на дължина на вълната.

Повечето (70%) от атмосферната радиация идва на земната повърхност, останалата част отива в световното пространство. Атмосферната радиация, достигаща до земната повърхност, се нарича противорадиация. д a, тъй като е насочен към собственото излъчване на земната повърхност. Земната повърхност поглъща насрещната радиация почти изцяло (с 95–99%). По този начин насрещната радиация е важен източник на топлина за земната повърхност в допълнение към погълнатата слънчева радиация. Противоизлъчването се увеличава с увеличаване на облачността, тъй като самите облаци излъчват силно.

Основното вещество в атмосферата, което абсорбира земната радиация и изпраща обратно радиация, е водната пара. Поглъща инфрачервеното лъчение в широка област на спектъра - от 4,5 до 80 микрона, с изключение на интервала между 8,5 и 12 микрона.

Въглеродният оксид (въглероден диоксид) силно абсорбира инфрачервеното лъчение, но само в тясна област на спектъра; озонът е по-слаб и също в тясна област на спектъра. Вярно е, че абсорбцията от въглероден диоксид и озон пада върху вълни, чиято енергия в спектъра на земната радиация е близка до максималната (7–15 μm).

Противоизлъчването винаги е малко по-малко от земното. Поради това земната повърхност губи топлина поради положителната разлика между собственото и насрещното излъчване. Разликата между собственото излъчване на земната повърхност и насрещното излъчване на атмосферата се нарича ефективно излъчване дд:

д e = дс- да.

Ефективната радиация е нетната загуба на лъчиста енергия, а оттам и топлина, от земната повърхност през нощта. Собственото излъчване може да се определи съгласно закона на Стефан-Болцман, като се знае температурата на земната повърхност, а насрещното излъчване може да се изчисли по горната формула.

Ефективната радиация в ясни нощи е около 0,07–0,10 kW/m 2 в равнинните станции в умерените ширини и до 0,14 kW/m 2 на високопланинските станции (където броячът на радиацията е по-малък). С увеличаване на облачността, което увеличава противоизлъчването, ефективната радиация намалява. При облачно време е много по-малко, отколкото при ясно време; следователно нощното охлаждане на земната повърхност също е по-малко.

Ефективна радиация, разбира се, съществува и през светлата част на деня. Но през деня тя се блокира или частично компенсира от погълнатата слънчева радиация. Поради това земната повърхност е по-топла през деня, отколкото през нощта, но ефективната радиация през деня е по-голяма.

Средно земната повърхност в средните географски ширини губи чрез ефективна радиация около половината от количеството топлина, което получава от абсорбираната радиация.

Поглъщайки земната радиация и изпращайки насрещна радиация към земната повърхност, атмосферата по този начин намалява охлаждането на последната през нощта. През деня той почти не предотвратява нагряването на земната повърхност от слънчевата радиация. Това влияние на атмосферата върху топлинния режим на земната повърхност се нарича парников ефект или парников ефект, поради външната аналогия с действието на парникови стъкла.

Радиационен баланс на земната повърхност

Разликата между абсорбираната радиация и ефективната радиация се нарича радиационен баланс на земната повърхност:

AT=(Сгрях ч + д)(1 – И) – дд.

През нощта, когато няма обща радиация, отрицателният радиационен баланс е равен на ефективната радиация.

Радиационният баланс се променя от нощни отрицателни стойности до дневни положителни стойности след изгрев слънце на височина 10–15°. От положителни към отрицателни стойности преминава преди залез слънце на същата височина над хоризонта. При наличие на снежна покривка радиационният баланс се променя до положителни стойности само на слънчева надморска височина от около 20–25 o, тъй като при голямо снежно албедо поглъщането на общата радиация от него е малко. През деня радиационният баланс нараства с увеличаване на слънчевата височина и намалява с нейното намаляване.

Средните обедни стойности на радиационния баланс в Москва през лятото при ясно небе, цитирани от S.P. Хромов и М.А. Petrosyants (2004) са около 0,51 kW/m 2 , през зимата само 0,03 kW/m 2 , при средна облачност през лятото около 0,3 kW/m 2 , а през зимата са близки до нулата.

Слънцето излъчва огромно количество енергия - приблизително 1,1x1020 kWh в секунда. Киловатчас е количеството енергия, необходимо за работа на крушка с нажежаема жичка от 100 вата за 10 часа. Външната атмосфера на Земята прихваща приблизително една милионна от енергията, излъчвана от Слънцето, или приблизително 1500 квадрилиона (1,5 x 1018) kWh годишно. Въпреки това, поради отражение, разсейване и поглъщане от атмосферни газове и аерозоли, само 47% от цялата енергия, или приблизително 700 квадрилиона (7 x 1017) kWh, достига земната повърхност.

Слънчевата радиация в земната атмосфера се разделя на така наречената директна радиация и разсеяна от съдържащите се в атмосферата частици въздух, прах, вода и др. Тяхната сума образува общата слънчева радиация. Количеството енергия, падащо на единица площ за единица време, зависи от редица фактори:

географска ширина
местен климатичен сезон на годината
ъгълът на наклона на повърхността спрямо слънцето.

Време и географско местоположение

Количеството слънчева енергия, падащо върху повърхността на Земята, се променя поради движението на Слънцето. Тези промени зависят от времето на деня и сезона. Обикновено повече слънчева радиация удря Земята по обяд, отколкото рано сутрин или късно вечер. По обяд Слънцето е високо над хоризонта и дължината на пътя на слънчевите лъчи през земната атмосфера е намалена. Следователно по-малко слънчева радиация се разпръсква и абсорбира, което означава, че повече достига до повърхността.

Количеството слънчева енергия, достигащо земната повърхност, се различава от средногодишната стойност: през зимата - по-малко от 0,8 kWh/m2 на ден в Северна Европа и повече от 4 kWh/m2 на ден през лятото в същия този регион. Разликата намалява с приближаването към екватора.

Количеството слънчева енергия също зависи от географското местоположение на обекта: колкото по-близо до екватора, толкова по-голямо е то. Например средната годишна обща слънчева радиация, падаща върху хоризонтална повърхност, е: в Централна Европа, Централна Азия и Канада - приблизително 1000 kWh/m2; в Средиземно море - приблизително 1700 kWh / m2; в повечето пустинни райони на Африка, Близкия изток и Австралия, приблизително 2200 kWh/m2.

По този начин количеството слънчева радиация варира значително в зависимост от времето на годината и географското местоположение (виж таблицата). Този фактор трябва да се вземе предвид при използване на слънчева енергия.

	Южна Европа	Централна Европа	Северна Европа	Карибски регион
януари	2,6	1,7	0,8	5,1
февруари	3,9	3,2	1,5	5,6
Март	4,6	3,6	2,6	6,0
април	5,9	4,7	3,4	6,2
Може	6,3	5,3	4,2	6,1
юни	6,9	5,9	5,0	5,9
Юли	7,5	6,0	4,4	6,0
Август	6,6	5,3	4,0	6,1
Септември	5,5	4,4	3,3	5,7
октомври	4,5	3,3	2,1	5,3
ноември	3,0	2,1	1,2	5,1
декември	2,7	1,7	0,8	4,8
ГОДИНА	5,0	3,9	2,8	5,7

Влиянието на облаците върху слънчевата енергия

Количеството слънчева радиация, достигаща земната повърхност, зависи от различни атмосферни явления и от положението на Слънцето както през деня, така и през цялата година. Облаците са основното атмосферно явление, което определя количеството слънчева радиация, достигаща земната повърхност. Във всяка точка на Земята слънчевата радиация, достигаща земната повърхност, намалява с увеличаване на облачността. Следователно страните с преобладаващо облачно време получават по-малко слънчева радиация от пустините, където времето е предимно безоблачно.

Образуването на облаците се влияе от наличието на местни характеристики като планини, морета и океани, както и големи езера. Следователно количеството слънчева радиация, получено в тези области и регионите в съседство с тях, може да се различава. Например, планините могат да получат по-малко слънчева радиация от съседните подножия и равнини. Ветровете, духащи към планините, карат част от въздуха да се издига и, охлаждайки влагата във въздуха, образуват облаци. Количеството слънчева радиация в крайбрежните райони също може да се различава от това, регистрирано в райони, разположени във вътрешността.

Количеството слънчева енергия, получено през деня, до голяма степен зависи от местните атмосферни явления. По обяд с ясно небе, общо слънчево

радиацията, падаща върху хоризонтална повърхност, може да достигне (например в Централна Европа) стойност от 1000 W/m2 (при много благоприятни климатични условия тази цифра може да бъде по-висока), докато при много облачно време е под 100 W/m2 дори при по обяд.

Ефекти от атмосферното замърсяване върху слънчевата енергия

Антропогенните и природни явления също могат да ограничат количеството слънчева радиация, достигаща земната повърхност. Градският смог, димът от горските пожари и пренасяната във въздуха вулканична пепел намаляват използването на слънчева енергия чрез увеличаване на разпръскването и поглъщането на слънчевата радиация. Тоест, тези фактори имат по-голямо влияние върху пряката слънчева радиация, отколкото върху общата. При силно замърсяване на въздуха, например при смог, пряката радиация намалява с 40%, а общата - само с 15-25%. Силното вулканично изригване може да намали и върху голяма площ от земната повърхност пряката слънчева радиация с 20%, а общата - с 10% за период от 6 месеца до 2 години. С намаляването на количеството вулканична пепел в атмосферата ефектът отслабва, но процесът на пълно възстановяване може да отнеме няколко години.

Потенциалът на слънчевата енергия

Слънцето ни осигурява 10 000 пъти повече безплатна енергия, отколкото всъщност се използва в световен мащаб. Само глобалният търговски пазар купува и продава малко под 85 трилиона (8,5 x 1013) kWh енергия годишно. Тъй като е невъзможно да се проследи целият процес, не е възможно да се каже със сигурност колко некомерсиална енергия консумират хората (например колко дърва и торове се събират и изгарят, колко вода се използва за производство на механични или електрически енергия). Някои експерти изчисляват, че такава нетърговска енергия представлява една пета от цялата използвана енергия. Но дори това да е вярно, тогава общата енергия, консумирана от човечеството през годината, е само приблизително една седемхилядна от слънчевата енергия, която удря повърхността на Земята за същия период.

В развитите страни, като САЩ, потреблението на енергия е приблизително 25 трилиона (2,5 x 1013) kWh годишно, което съответства на повече от 260 kWh на човек на ден. Това е еквивалентно на пускането на повече от 100 крушки с нажежаема жичка от 100 W дневно за цял ден. Средностатистическият гражданин на САЩ консумира 33 пъти повече енергия от индиец, 13 пъти повече от китаец, два пъти и половина повече от японец и два пъти повече от швед.

Количеството слънчева енергия, достигащо земната повърхност, е многократно по-голямо от нейното потребление, дори в страни като Съединените щати, където потреблението на енергия е огромно. Ако само 1% от територията на страната се използва за инсталиране на слънчево оборудване (фотоволтаични панели или слънчеви системи за гореща вода), работещо с 10% ефективност, тогава САЩ ще бъдат напълно снабдени с енергия. Същото може да се каже и за всички други развити страни. В известен смисъл обаче това е нереалистично - първо, поради високата цена на фотоволтаичните системи, и второ, невъзможно е да се покрият толкова големи площи със соларно оборудване, без да се навреди на екосистемата. Но самият принцип е правилен.

Възможно е да се покрие една и съща площ чрез разпръскване на инсталации по покривите на сградите, по къщите, край пътищата, върху предварително определени площи земя и др. Освен това в много страни вече повече от 1% от земята е предназначена за добив, преобразуване, производство и транспортиране на енергия. И тъй като по-голямата част от тази енергия е невъзобновяема в мащаба на човешкото съществуване, този вид производство на енергия е много по-вредно за околната среда от слънчевите системи.

), нека се обърнем към Фигура 1 - която показва паралелното и последователно напредване на топлината на Слънцето към гореща саламураслънчево солено езерце. Както и непрекъснатите промени в стойностите на различните видове слънчева радиация и общата им стойност по пътя.

Земята и атмосферата получават от Слънцето 1,3∙10 24 кал топлина годишно. Измерва се чрез интензитет, т.е. количеството лъчиста енергия (в калории), което идва от Слънцето за единица време към повърхността, перпендикулярна на слънчевите лъчи.

Към късовълновата част на спектъра принадлежат пряката и разсеяната (сумарна), отразената и погълнатата радиация. Наред с късовълновата радиация, дълговълновата атмосферна радиация (насрещна), от своя страна, земната повърхност излъчва дълговълнова радиация (присъща).

Директната слънчева радиация се отнася до основния природен фактор при доставянето на енергия на водната повърхност на слънчево солено езеро.

Слънчевата радиация, достигаща до активната повърхност под формата на сноп от успоредни лъчи, излъчвани директно от диска на Слънцето, се нарича пряка слънчева радиация.

Директната слънчева радиация принадлежи към късовълновата част на спектъра (с дължини на вълните от 0,17 до 4 микрона, всъщност лъчите с дължина на вълната 0,29 микрона достигат земната повърхност)

Слънчевият спектър може да бъде разделен на три основни области:

Ултравиолетова радиация (λ< 0,4 мкм) - 9 % интенсивности.

Късовълнова ултравиолетова област (λ< 0,29 мкм) практически полностью отсутствует на уровне моря вследствие поглощения О 2 , О 3 , О, N 2 и их ионами.

Близък ултравиолетов диапазон (0,29 µm<λ < 0,4 мкм) достигает Земли малой долей излучения, но вполне достаточной для загара;

Видима радиация (0,4 µm< λ < 0,7 мкм) - 45 % интенсивности.

Чистата атмосфера пропуска видимата радиация почти изцяло и се превръща в „прозорец“, отворен за този вид слънчева енергия, за да премине към Земята. Наличието на аерозоли и атмосферното замърсяване могат да бъдат причина за значителното поглъщане на радиация в този спектър;

Инфрачервено лъчение (λ> 0.7 µm) - 46% интензитет. Близък инфрачервен (0,7 µm< < 2,5 мкм). На этот диапазон спектра приходится почти половина интенсивности солнечного излучения. Более 20 % солнечной энергии поглощается в атмосфере, в основном парами воды и СО 2 (диоксидом углерода). Концентрация СО 2 в атмосфере относительно постоянна и составляет 0,03 %, а концентрация паров воды меняется очень сильно - почти до 4 %.

При дължини на вълните, по-големи от 2,5 микрона, слабото извънземно лъчение се абсорбира интензивно от CO 2 и водата, така че само малка част от този диапазон на слънчева енергия достига повърхността на Земята.

Далечният инфрачервен диапазон (λ> 12 микрона) на слънчевата радиация практически не достига до Земята.

От гледна точка на използването на слънчевата енергия на Земята трябва да се вземе предвид само радиацията в диапазона на дължината на вълната 0,29 - 2,5 μm

По-голямата част от слънчевата енергия извън атмосферата е в диапазона на дължината на вълната 0,2 - 4 микрона, а на земната повърхност - в диапазона на дължината на вълната 0,29 - 2,5 микрона.

Да видим как се преразпределят общо взето , потоци от енергия, които Слънцето дава на Земята. Нека вземем 100 произволни единици слънчева енергия (1,36 kW/m 2 ), падащи на Земята, и проследим техните пътища в атмосферата. Един процент (13,6 W/m2), късият ултравиолетов лъч на слънчевия спектър, се абсорбира от молекулите в екзосферата и термосферата, като ги нагрява. Други три процента (40,8 W / m 2) от близката ултравиолетова светлина се абсорбират от озона на стратосферата. Инфрачервената опашка на слънчевия спектър (4% или 54,4 W / m 2) остава в горните слоеве на тропосферата, съдържаща водна пара (отгоре практически няма водна пара).

Останалите 92 дяла слънчева енергия (1,25 kW / m 2) попадат върху "прозореца на прозрачност" на атмосферата от 0,29 микрона< < 2,5 мкм. Они проникают в плотные приземные слои воздуха. Значительная часть их (45 единиц или 612 Вт/м 2), преимущественно в синей видимой части спектра, рассеиваются воздухом, придавая голубой цвет небу. Прямые солнечные лучи - оставшиеся 47 процентов (639,2 Вт/м 2) начального светового потока - достигают поверхности. Она отражает примерно 7 процентов (95,2 Вт/м 2) из этих 47 % (639,2 Вт/м 2) и этот свет по пути в космос отдает ещё 3 единицы (40,8 Вт/м 2) диффузному рассеянному свету неба. Четиридесет дяла от енергията на слънчевите лъчи и други 8 от атмосферата (общо 48 или 652,8 W / m 2) се абсорбират от земната повърхност, нагрявайки земята и океана.

Светлинната мощност, разпръсната в атмосферата (само 48 дяла или 652,8 W / m 2), се абсорбира частично от нея (10 дяла или 136 W / m 2), а останалата част се разпределя между повърхността на Земята и космоса. Повече отива в открития космос, отколкото попада на повърхността, 30 дяла (408 W/m 2) нагоре, 8 дяла (108,8 W/m 2) надолу.

Описано е общо, осреднено, картина на преразпределението на слънчевата енергия в земната атмосфера. Това обаче не позволява решаването на конкретни проблеми с използването на слънчевата енергия за задоволяване на нуждите на човек в определен район на неговото пребиваване и работа и ето защо.

Атмосферата на Земята отразява по-добре наклонените слънчеви лъчи, така че часовата инсолация на екватора и на средните ширини е много по-голяма, отколкото на високите ширини.

Височините на Слънцето (над хоризонта) от 90, 30, 20 и 12 ⁰ (въздушната (оптична) маса (m) на атмосферата съответства на 1, 2, 3 и 5) с безоблачна атмосфера съответства до интензитет от около 900, 750, 600 и 400 W / m 2 (при 42 ⁰ - m = 1,5 и при 15 ⁰ - m = 4). В действителност общата енергия на падащото лъчение надвишава посочените стойности, тъй като включва не само директната компонента, но и стойността на разсеяната компонента на интензитета на радиацията върху хоризонталната повърхност, разпръсната при въздушни маси 1, 2, 3, и 5 при тези условия, съответно, е равно на 110, 90, 70 и 50 W / m 2 (с коефициент 0,3 - 0,7 за вертикалната равнина, тъй като се вижда само половината от небето). В допълнение, в областите на небето, близки до Слънцето, има "околослънчев ореол" в радиус от ≈ 5⁰.

Таблица 1 показва данни за слънчевата светлина за различни региони на Земята.

Таблица 1 - Инсолация на директния компонент по региони за чиста атмосфера

Таблица 1 показва, че дневното количество слънчева радиация е максимално не на екватора, а близо до 40 ⁰. Подобен факт е следствие и от наклона на земната ос към равнината на нейната орбита. По време на лятното слънцестоене Слънцето в тропиците е почти през целия ден над главата и светлата част на деня е 13,5 часа, повече отколкото на екватора в деня на равноденствието. С увеличаване на географската ширина продължителността на деня се увеличава и въпреки че интензивността на слънчевата радиация намалява, максималната стойност на дневната инсолация се появява на ширина от около 40 ⁰ и остава почти постоянна (за условия на безоблачно небе) до Арктическия кръг.

Трябва да се подчертае, че данните в таблица 1 са валидни само за чиста атмосфера. Като се има предвид облачността и замърсяването на атмосферата от промишлени отпадъци, характерни за много страни по света, стойностите, дадени в таблицата, трябва да бъдат поне наполовина. Например за Англия през 70-те години на ХХ век, преди началото на борбата за опазване на околната среда, годишното количество слънчева радиация е само 900 kWh/m 2 вместо 1700 kWh/m 2 .

Аерозолите значително намаляват потока на пряка слънчева радиация във водната площ на езерото и те абсорбират главно радиация от видимия спектър, с дължина на вълната, която свободно преминава през свежия слой на езерото, и това за акумулирането на слънчева енергия от езерото е от голямо значение.(Слой вода с дебелина 1 см е практически непрозрачен за инфрачервено лъчение с дължина на вълната над 1 микрон). Затова като топлозащитен филтър се използва вода с дебелина няколко сантиметра. За стъкло ограничението за предаване на инфрачервени лъчи с дължина на вълната е 2,7 µm.

Видима слънчева радиация (0,4 µm< λ < 0,7 мкм) имеет 45 % интенсивности потому, что температура поверхности Солнца 5780 ⁰К.

В своя голям напредък беше преходът от електрическа лампа с нажежаема жичка с въглеродна жичка към модерна лампа с волфрамова жичка. Работата е там, че въглеродната нишка може да бъде доведена до температура от 2100 ⁰K, а волфрамова нишка - до 2500 ⁰K. Защо тези 400 ⁰K са толкова важни? Работата е там, че целта на лампата с нажежаема жичка не е да загрява, а да дава светлина. Следователно е необходимо да се постигне такава позиция, че максимумът на кривата да пада върху видимото изследване. Идеалното би било да има нишка, която може да издържи на температурата на слънчевата повърхност. Но дори преходът от 2100 до 2500 ⁰K увеличава частта от енергията, която се дължи на видимата радиация, от 0,5 на 1,6%.

Всеки може да усети инфрачервените лъчи, излъчвани от тяло, загрято само до 60 - 70 ⁰С, като поднесе дланта си отдолу (за да се премахне топлинната конвекция).

Пристигането на пряка слънчева радиация във водната площ на езерото съответства на пристигането й на хоризонталната повърхност на облъчване. В същото време горното показва несигурността на количествените характеристики на пристигането в определен момент от време, както сезонни, така и дневни. Само височината на Слънцето (оптичната маса на атмосферата) е постоянна характеристика.

Натрупването на слънчева радиация от земната повърхност и езерцето се различават значително.

Естествените повърхности на Земята имат различни отразяващи (поглъщащи) способности. Така тъмните повърхности (чернозем, торфени блата) имат ниска стойност на албедо от около 10%. ( Албедо на повърхносттае съотношението на радиационния поток, отразен от тази повърхност в околното пространство, към потока, който е паднал върху него).

При спокойна водна повърхност албедото зависи само от височината на Слънцето (Фигура 2).

Навлизането на слънчевата радиация и преминаването й през слой вода има свои собствени характеристики.

Ф0 - поток (мощност) на падащото лъчение,

Photr - потокът от радиация, отразен от водната повърхност,

Фabs е потокът от радиация, погълната от водната маса,

Фр - потокът от радиация, преминал през водната маса.

Отражение на тялото Fotr/Ф0

Коефициент на поглъщане Фabl/Ф0

Коефициент на пропускливост Фпр/Ф0.

Фигура 3 - Оптични свойства на водата (нейните разтвори) във видимата област на слънчевата радиация

На плоската граница на две среди въздух - вода се наблюдават явленията отражение и пречупване на светлината.

Когато светлината се отразява, падащият лъч, отразеният лъч и перпендикулярът към отразяващата повърхност, възстановен в точката на падане на лъча, лежат в една и съща равнина, а ъгълът на отражение е равен на ъгъла на падане. В случай на пречупване падащият лъч, перпендикулярът, възстановен в точката на падане на лъча към интерфейса между две среди, и пречупеният лъч лежат в една и съща равнина. Ъгълът на падане α и ъгълът на пречупване β (Фигура 4) са свързани sin α /sin β=n2|n1, където n2 е абсолютният индекс на пречупване на втората среда, n1 - на първата. Тъй като за въздух n1≈1, формулата ще приеме формата sin α /sin β=n2

Фигура 4 - Пречупване на лъчите по време на прехода от въздух към вода

Следователно лъчите, падащи върху водата под различни ъгли, се компресират под водата в доста стегнат конус с ъгъл на отваряне 48,5 ⁰ + 48,5 ⁰ = 97 ⁰ (фиг. 4c).

Освен това пречупването на водата зависи от нейната температура (Таблица 2), но тези промени не са толкова значителни, че да не представляват интерес за инженерната практика по разглежданата тема.

Таблица 2 - Индекс на пречупваневода при различни температури t

	н			н			н

Фигура 5 - Пречупване на лъчите по време на прехода от вода към въздух

Ако n2< n1(вторая среда оптически менее плотная), то α < β. Наибольшему значению β = 90 ⁰ соответствует угол падения α0 , определяемый равенством sinα0=n2/n1. При угле падения α >α0, съществува само отразеният лъч, няма пречупен лъч ( феномен на пълно вътрешно отражение).

Всеки подводен лъч, който среща повърхността на водата под ъгъл, по-голям от „ограничаващия“ (т.е. по-голям от 48,5 ⁰), не се пречупва, а се отразява: той претърпява " пълно вътрешно отражение". Отражението в този случай се нарича пълно, защото всички падащи лъчи се отразяват тук, докато дори най-добре полираното сребърно огледало отразява само част от падащите върху него лъчи, докато поглъща останалите. Водата при тези условия е идеално огледало. В този случай говорим за видима светлина. Най-общо казано, индексът на пречупване на водата, подобно на други вещества, зависи от дължината на вълната (това явление се нарича дисперсия). Като следствие от това, граничният ъгъл, при който възниква пълно вътрешно отражение, не е еднакъв за различните дължини на вълната, но за видимата светлина, когато се отразява на границата вода-въздух, този ъгъл се променя с по-малко от 1⁰.

Поради факта, че при по-голям ъгъл спрямо перпендикуляра от 48,5⁰, слънчевият лъч не може да навлезе във водата: това е „ограничаващият“ ъгъл за водата (Фигура 4, b), след това водната маса, в целия диапазон от стойности от височината на Слънцето, не се променя толкова незначително от въздуха - винаги е по-малко .

Но тъй като плътността на водата е 800 пъти по-голяма от плътността на въздуха, поглъщането на слънчевата радиация от водата ще се промени значително.

Освен това, ако светлинното лъчение преминава през прозрачна среда, тогава спектърът на такава светлина има някои характеристики. Определени редове в него са силно отслабени, т.е. вълните със съответната дължина на вълната се абсорбират силно от разглежданата среда.Такива спектри се наричат абсорбционни спектри. Формата на абсорбционния спектър зависи от разглежданото вещество.

Тъй като солният разтвор слънчево солено езерцеможе да съдържа различни концентрации на натриев и магнезиев хлорид и техните съотношения, тогава няма смисъл да се говори недвусмислено за абсорбционни спектри. Въпреки че изследванията и данните по този въпрос са в изобилие.

Фигура 7 - Абсорбция на слънчевата радиация във водата

Фигура 6 - Зависимостта на пропускателната способност на разтвор на магнезиев хлорид от концентрацията

Библиография

1 Осадчий Г.Б. Слънчева енергия, нейните производни и технологии за тяхното използване (Въведение във ВЕИ енергията) / G.B. Осадчи. Омск: ИПК Макшеева Е.А., 2010. 572 с.

2 Туидъл Дж. Възобновяеми енергийни източници / J. Twydell, A . Weir. М.: Енергоатомиздат, 1990. 392 с.

3 Duffy J. A. Топлинни процеси, използващи слънчева енергия / J. A. Duffy, W. A. Beckman. М.: Мир, 1977. 420 с.

4 Климатични ресурси на Байкал и неговия басейн /N. П. Ладейщиков, Новосибирск, Наука, 1976, 318с.

5 Пикин С. А. Течни кристали / С. А. Пикин, Л. М. Блинов. М.: Наука, 1982. 208 с.

6 Китайгородски А. И. Физика за всеки: Фотони и ядра / А. И. Китайгородски. М.: Наука, 1984. 208 с.

ЛЕКЦИЯ 2.

СЛЪНЧЕВА РАДИАЦИЯ.

план:

1. Стойността на слънчевата радиация за живота на Земята.

2. Видове слънчева радиация.

3. Спектрален състав на слънчевата радиация.

4. Поглъщане и разсейване на радиацията.

5.PAR (фотосинтетично активна радиация).

6. Радиационен баланс.

1. Основният източник на енергия на Земята за всички живи същества (растения, животни и хора) е енергията на слънцето.

Слънцето е газова топка с радиус 695300 км. Радиусът на Слънцето е 109 пъти по-голям от радиуса на Земята (екваториален 6378,2 km, полярен 6356,8 km). Слънцето се състои главно от водород (64%) и хелий (32%). Останалите представляват само 4% от масата му.

Слънчевата енергия е основното условие за съществуването на биосферата и един от основните климатообразуващи фактори. Благодарение на енергията на Слънцето въздушните маси в атмосферата непрекъснато се движат, което осигурява постоянството на газовия състав на атмосферата. Под действието на слънчевата радиация огромно количество вода се изпарява от повърхността на резервоари, почва, растения. Водните пари, пренасяни от вятъра от океаните и моретата към континентите, са основният източник на валежи за сушата.

Слънчевата енергия е задължително условие за съществуването на зелени растения, които преобразуват слънчевата енергия във високоенергийни органични вещества по време на фотосинтеза.

Растежът и развитието на растенията е процес на усвояване и преработка на слънчевата енергия, следователно земеделското производство е възможно само ако слънчевата енергия достигне земната повърхност. Руският учен пише: „Дайте на най-добрия готвач колкото искате чист въздух, слънчева светлина, цяла река чиста вода, помолете го да приготви от всичко това захар, нишесте, мазнини и зърнени храни и той ще си помисли, че се смеете. при него. Но това, което за човек изглежда абсолютно фантастично, се извършва безпрепятствено в зелените листа на растенията под въздействието на енергията на Слънцето. Смята се, че 1 кв. метър листа на час произвежда грам захар. Поради факта, че Земята е заобиколена от непрекъсната обвивка на атмосферата, слънчевите лъчи, преди да достигнат земната повърхност, преминават през цялата дебелина на атмосферата, която отчасти ги отразява, отчасти разсейва, т.е. променя количеството и качеството на слънчевата светлина, навлизаща в земната повърхност. Живите организми са чувствителни към промените в интензитета на осветеността, създадена от слънчевата радиация. Поради различната реакция към интензитета на светлината, всички форми на растителност се разделят на светлолюбиви и сенкоустойчиви. Недостатъчното осветление в културите причинява например слаба диференциация на тъканите на сламата на зърнените култури. В резултат на това силата и еластичността на тъканите намаляват, което често води до полягане на посевите. При удебелени царевични култури, поради слабото осветяване от слънчева радиация, образуването на кочани върху растенията е отслабено.

Слънчевата радиация влияе върху химичния състав на селскостопанските продукти. Например съдържанието на захар в цвеклото и плодовете, съдържанието на протеин в пшеничното зърно пряко зависи от броя на слънчевите дни. Количеството масло в семената на слънчоглед, лен също се увеличава с увеличаването на пристигането на слънчева радиация.

Осветяването на надземните части на растенията значително влияе върху усвояването на хранителните вещества от корените. При слабо осветление прехвърлянето на асимилати към корените се забавя и в резултат на това се инхибират биосинтетичните процеси, протичащи в растителните клетки.

Осветеността също влияе върху появата, разпространението и развитието на болестите по растенията. Периодът на инфекция се състои от две фази, които се различават една от друга в отговор на светлинния фактор. Първият от тях - действителното поникване на спорите и проникването на инфекциозния принцип в тъканите на засегнатата култура - в повечето случаи не зависи от наличието и интензивността на светлината. Вторият - след покълването на спорите - е най-активен при условия на висока светлина.

Положителният ефект на светлината влияе и върху скоростта на развитие на патогена в растението гостоприемник. Това е особено очевидно при гъбичките от ръжда. Колкото повече светлина, толкова по-кратък е инкубационният период за ръждата по пшеницата, жълтата ръжда по ечемика, ръждата по лена и боба и др. А това увеличава броя на поколенията на гъбата и увеличава интензивността на инфекцията. Плодовитостта се увеличава при този патоген при условия на интензивна светлина.

Някои заболявания се развиват най-активно при слаба светлина, което води до отслабване на растенията и намаляване на тяхната устойчивост към болести (причинители на различни видове гниене, особено зеленчукови култури).

Продължителност на осветлението и растенията. Ритъмът на слънчевата радиация (редуването на светлите и тъмните части на денонощието) е най-стабилният и повтарящ се фактор на околната среда от година на година. В резултат на дългогодишни изследвания физиолозите са установили зависимостта на прехода на растенията към генеративно развитие от определено съотношение на продължителността на деня и нощта. В тази връзка културите според фотопериодичната реакция могат да бъдат класифицирани в групи: кратък денчието развитие се забавя при продължителност на деня над 10 часа. Късият ден насърчава образуването на цветя, докато дългият ден го възпрепятства. Такива култури включват соя, ориз, просо, сорго, царевица и др.;

дълъг ден до 12-13 часа,изискващи дълготрайно осветление за развитието си. Развитието им се ускорява при продължителност на деня около 20 ч. Към тези култури спадат ръж, овес, пшеница, лен, грах, спанак, детелина и др.;

неутрален по отношение на продължителността на деня, чието развитие не зависи от продължителността на деня, например домати, елда, бобови култури, ревен.

Установено е, че за началото на цъфтежа на растенията е необходимо преобладаването на определен спектрален състав в лъчистия поток. Растенията с къс ден се развиват по-бързо, когато максималната радиация пада върху синьо-виолетовите лъчи, а растенията с дълъг ден - върху червените. Продължителността на светлата част от деня (астрономическата продължителност на деня) зависи от времето на годината и географската ширина. На екватора продължителността на деня през цялата година е 12 часа ± 30 минути. При движение от екватора към полюсите след пролетното равноденствие (21.03) продължителността на деня нараства на север и намалява на юг. След есенното равноденствие (23.09) разпределението на продължителността на деня се обръща. В Северното полукълбо 22 юни е най-дългият ден, чиято продължителност е 24 часа на север от Северния полярен кръг Най-късият ден в Северното полукълбо е 22 декември, а отвъд Арктическия кръг през зимните месеци Слънцето не изобщо се издига над хоризонта. В средните географски ширини, например в Москва, продължителността на деня през годината варира от 7 до 17,5 часа.

2. Видове слънчева радиация.

Слънчевата радиация се състои от три компонента: пряка слънчева радиация, разсеяна и обща.

ПРЯКА СЛЪНЧЕВА РАДИАЦИЯС-радиация, идваща от слънцето в атмосферата и след това към земната повърхност под формата на сноп от успоредни лъчи. Интензивността му се измерва в калории на cm2 за минута. Зависи от височината на слънцето и състоянието на атмосферата (облачност, прах, водни пари). Годишното количество пряка слънчева радиация на хоризонталната повърхност на територията на Ставрополския край е 65-76 kcal/cm2/min. На морското равнище, при високо положение на Слънцето (лято, пладне) и добра прозрачност, пряката слънчева радиация е 1,5 kcal / cm2 / min. Това е частта от спектъра с къса дължина на вълната. Когато потокът от пряка слънчева радиация преминава през атмосферата, той отслабва поради абсорбция (около 15%) и разсейване (около 25%) на енергия от газове, аерозоли, облаци.

Потокът от пряка слънчева радиация, падаща върху хоризонтална повърхност, се нарича инсолация. С= С грях хое вертикалната компонента на пряката слънчева радиация.

С – количество топлина, получено от повърхност, перпендикулярна на лъча ,

хо – височината на Слънцето, т.е. ъгълът, образуван от слънчев лъч с хоризонтална повърхност .

На границата на атмосферата интензивността на слънчевата радиация еТака= 1,98 kcal/cm2/мин. - съгласно международното споразумение от 1958г. Нарича се слънчева константа. Това би било на повърхността, ако атмосферата беше абсолютно прозрачна.

Ориз. 2.1. Пътят на слънчевия лъч в атмосферата на различни височини на слънцето

РАЗСЕЯНА РАДИАЦИЯд – част от слънчевата радиация в резултат на разсейване от атмосферата се връща обратно в космоса, но значителна част от нея навлиза в Земята под формата на разсеяна радиация. Максимална разсеяна радиация + 1 kcal/cm2/min. Отбелязва се при ясно небе, ако върху него има високи облаци. При облачно небе спектърът на разсеяната радиация е подобен на този на слънцето. Това е частта от спектъра с къса дължина на вълната. Дължина на вълната 0,17-4 микрона.

ОБЩА РАДИАЦИЯQ- се състои от дифузно и директно излъчване към хоризонтална повърхност. Q= С+ д.

Съотношението между пряката и дифузната радиация в състава на общата радиация зависи от височината на Слънцето, облачността и замърсеността на атмосферата и височината на повърхността над морското равнище. С увеличаване на височината на Слънцето фракцията на разсеяната радиация в безоблачно небе намалява. Колкото по-прозрачна е атмосферата и колкото по-високо е слънцето, толкова по-малък е делът на разсеяната радиация. При непрекъснати плътни облаци общата радиация се състои изцяло от разсеяна радиация. През зимата, поради отразяването на радиацията от снежната покривка и вторичното й разсейване в атмосферата, делът на разсеяната радиация в състава на общата се увеличава значително.

Светлината и топлината, получени от растенията от Слънцето, са резултат от действието на общата слънчева радиация. Следователно данните за количествата радиация, получени от повърхността за ден, месец, вегетационен период и година, са от голямо значение за селското стопанство.

отразена слънчева радиация. Албедо. Общата радиация, достигнала до земната повърхност, частично отразена от нея, създава отразена слънчева радиация (РК), насочена от земната повърхност в атмосферата. Стойността на отразената радиация до голяма степен зависи от свойствата и състоянието на отразяващата повърхност: цвят, грапавост, влажност и т.н. Коефициентът на отразяване на всяка повърхност може да се характеризира с нейното албедо (Ak), което се разбира като отношение на отразената слънчева радиация до общо. Албедото обикновено се изразява като процент:

Наблюденията показват, че албедото на различни повърхности варира в относително тесни граници (10...30%), с изключение на снега и водата.

Албедото зависи от влажността на почвата, с увеличаването на която тя намалява, което е важно в процеса на промяна на топлинния режим на напояваните полета. Поради намаляването на албедото, когато почвата се овлажнява, погълнатата радиация се увеличава. Албедото на различни повърхности има добре изразена дневна и годишна вариация, което се дължи на зависимостта на албедото от височината на Слънцето. Най-ниската стойност на албедото се наблюдава около обяд, а през годината - през лятото.

Собственото лъчение на Земята и насрещното лъчение на атмосферата. Ефективно излъчване.Земната повърхност като физическо тяло с температура над абсолютната нула (-273°C) е източник на радиация, която се нарича собствена радиация на Земята (E3). Той се насочва в атмосферата и се абсорбира почти напълно от водните пари, водните капки и въглеродния диоксид, съдържащи се във въздуха. Излъчването на Земята зависи от температурата на нейната повърхност.

Атмосферата, абсорбирайки малко количество слънчева радиация и почти цялата енергия, излъчвана от земната повърхност, се нагрява и на свой ред също излъчва енергия. Около 30% от атмосферната радиация отива в открития космос, а около 70% идва на повърхността на Земята и се нарича противоатмосферна радиация (Ea).

Количеството енергия, излъчвана от атмосферата, е право пропорционално на нейната температура, съдържание на въглероден диоксид, озон и облачност.

Повърхността на Земята поглъща това противоизлъчване почти изцяло (с 90...99%). По този начин той е важен източник на топлина за земната повърхност в допълнение към абсорбираната слънчева радиация. Това влияние на атмосферата върху топлинния режим на Земята се нарича парников или парников ефект поради външната аналогия с действието на стъклата в оранжерии и оранжерии. Стъклото добре пропуска слънчевите лъчи, които загряват почвата и растенията, но забавя топлинното излъчване на нагрятата почва и растения.

Разликата между собственото лъчение на земната повърхност и насрещното лъчение на атмосферата се нарича ефективно лъчение: Eef.

Eef= E3-Ea

В ясни и слабо облачни нощи ефективната радиация е много по-голяма, отколкото в облачни нощи, следователно нощното охлаждане на земната повърхност също е по-голямо. През деня тя се блокира от погълната обща радиация, в резултат на което повърхностната температура се повишава. В същото време ефективното излъчване също се увеличава. Земната повърхност в средните географски ширини губи 70...140 W/m2 поради ефективна радиация, което е приблизително половината от количеството топлина, което получава от поглъщането на слънчевата радиация.

3. Спектрален състав на радиацията.

Слънцето, като източник на радиация, има различни излъчвани вълни. Потоците лъчиста енергия по дължината на вълната условно се разделят на къси вълни (х < 4 мкм) и длинноволновую (А. >4 µm) радиация.Спектърът на слънчевата радиация на границата на земната атмосфера е практически между дължините на вълните от 0,17 до 4 микрона, а на земната и атмосферната радиация - от 4 до 120 микрона. Следователно потоците на слънчевата радиация (S, D, RK) се отнасят към късовълнова радиация, а радиацията на Земята (£3) и атмосферата (Ea) - към дълговълнова радиация.

Спектърът на слънчевата радиация може да бъде разделен на три качествено различни части: ултравиолетова (Y< 0,40 мкм), видимую (0,40 мкм < Y < 0,75 µm) и инфрачервен (0,76 µm < Y < 4 µm). Преди ултравиолетовата част на спектъра на слънчевата радиация се намира рентгеновото лъчение, а отвъд инфрачервената - радиоизлъчването на Слънцето. На горната граница на атмосферата ултравиолетовата част на спектъра представлява около 7% от енергията на слънчевата радиация, 46% за видимата и 47% за инфрачервената.

Лъчението, излъчвано от земята и атмосферата, се нарича далечна инфрачервена радиация.

Биологичният ефект на различните видове радиация върху растенията е различен. ултравиолетова радиациязабавя процесите на растеж, но ускорява преминаването на етапите на формиране на репродуктивните органи в растенията.

Стойността на инфрачервеното лъчение, който се абсорбира активно от водата в листата и стъблата на растенията, е неговият топлинен ефект, който значително влияе върху растежа и развитието на растенията.

далечна инфрачервена радиацияпроизвежда само термичен ефект върху растенията. Влиянието му върху растежа и развитието на растенията е незначително.

Видима част от слънчевия спектър, първо, създава светлина. Второ, така нареченото физиологично лъчение (A, = 0,35 ... 0,75 μm), което се абсорбира от пигментите на листата, почти съвпада с областта на видимата радиация (частично улавяща областта на ултравиолетовото лъчение). Енергията му има важно регулаторно и енергийно значение в живота на растенията. В рамките на тази област на спектъра се разграничава област на фотосинтетично активно излъчване.

4. Поглъщане и разсейване на радиация в атмосферата.

Преминавайки през земната атмосфера, слънчевата радиация се отслабва поради поглъщане и разсейване от атмосферните газове и аерозоли. В същото време неговият спектрален състав също се променя. При различна височина на слънцето и различна височина на наблюдателната точка над земната повърхност дължината на пътя, изминат от слънчевия лъч в атмосферата, не е еднаква. С намаляване на надморската височина ултравиолетовата част на радиацията намалява особено силно, видимата част намалява малко по-малко и само леко инфрачервената част.

Разсейването на радиация в атмосферата възниква главно в резултат на непрекъснати колебания (флуктуации) в плътността на въздуха във всяка точка на атмосферата, причинени от образуването и разрушаването на определени "клъстери" (струпвания) от молекули на атмосферния газ. Аерозолните частици също разпръскват слънчевата радиация. Интензитетът на разсейване се характеризира с коефициента на разсейване.

K = добавяне на формула.

Интензитетът на разсейване зависи от броя на разсейващите частици в единица обем, от техния размер и характер, а също и от дължините на вълните на самото разсеяно лъчение.

Лъчите се разсейват толкова по-силно, колкото по-къса е дължината на вълната. Например виолетовите лъчи се разпръскват 14 пъти повече от червените, което обяснява синия цвят на небето. Както беше отбелязано по-горе (вижте раздел 2.2), пряката слънчева радиация, преминаваща през атмосферата, се разсейва частично. В чист и сух въздух интензитетът на молекулярния коефициент на разсейване се подчинява на закона на Rayleigh:

k= s/Y4 ,

където С е коефициент, зависещ от броя на газовите молекули на единица обем; X е дължината на разсеяната вълна.

Тъй като далечните дължини на вълните на червената светлина са почти два пъти по-големи от дължините на вълните на виолетовата светлина, първите се разсейват от въздушните молекули 14 пъти по-малко от вторите. Тъй като първоначалната енергия (преди разсейването) на виолетовите лъчи е по-малка от синьото и синьото, максималната енергия в разсеяната светлина (разсеяната слънчева радиация) се измества към синьо-сините лъчи, което определя синия цвят на небето. По този начин дифузната радиация е по-богата на фотосинтетично активни лъчи от директната радиация.

Във въздуха, съдържащ примеси (малки водни капчици, ледени кристали, прахови частици и др.), разсейването е еднакво за всички области на видимата радиация. Поради това небето придобива белезникав оттенък (появява се мъгла). Облачните елементи (големи капчици и кристали) изобщо не разпръскват слънчевите лъчи, а ги отразяват дифузно. В резултат на това облаците, осветени от Слънцето, са бели.

5. PAR (фотосинтетично активна радиация)

Фотосинтетично активна радиация. В процеса на фотосинтезата не се използва целият спектър на слънчевата радиация, а само нейният

част в диапазона на дължината на вълната от 0,38 ... 0,71 микрона, - фотосинтетично активна радиация (PAR).

Известно е, че видимото лъчение, възприемано от човешкото око като бяло, се състои от цветни лъчи: червено, оранжево, жълто, зелено, синьо, индиго и виолетово.

Усвояването на енергията на слънчевата радиация от листата на растенията е избирателно (избирателно). Най-интензивните листа абсорбират синьо-виолетови (X = 0,48 ... 0,40 микрона) и оранжево-червени (X = 0,68 микрона) лъчи, по-малко жълто-зелени (A. = 0,58 ... 0,50 микрона) и далечно червено (A .\u003e 0,69 микрона) лъчи.

На земната повърхност максималната енергия в спектъра на пряката слънчева радиация, когато Слънцето е високо, пада върху областта на жълто-зелените лъчи (дискът на Слънцето е жълт). Когато Слънцето е близо до хоризонта, далечните червени лъчи имат максимална енергия (слънчевият диск е червен). Следователно енергията на пряката слънчева светлина е малко включена в процеса на фотосинтеза.

Тъй като PAR е един от най-важните фактори за продуктивността на селскостопанските растения, информацията за количеството на постъпващия PAR, като се вземе предвид разпределението му по територия и във времето, е от голямо практическо значение.

Интензитетът на PAR може да бъде измерен, но това изисква специални светлинни филтри, които предават само вълни в диапазона от 0,38 ... 0,71 микрона. Има такива устройства, но те не се използват в мрежата от актинометрични станции, но измерват интензитета на интегралния спектър на слънчевата радиация. Стойността на PAR може да се изчисли от данни за пристигането на пряка, дифузна или обща радиация, като се използват коефициентите, предложени от H. G. Tooming и:

Qfar = 0,43 С"+0,57 D);

бяха съставени карти на разпространение на месечните и годишните количества Far на територията на Русия.

За да се характеризира степента на използване на PAR от култури, се използва ефективността на PAR:

KPIfar = (сумаQ/ фарове/сумQ/ фарове) 100%,

където сумаQ/ фарове- количеството PAR, изразходвано за фотосинтеза по време на вегетационния период на растенията; сумаQ/ фарове- сумата на PAR, получена за култури през този период;

Културите според техните средни стойности на CPIF се разделят на групи (според): обикновено наблюдавани - 0,5 ... 1,5%; добър-1,5...3,0; запис - 3.5...5.0; теоретично възможно - 6,0 ... 8,0%.

6. РАДИАЦИОНЕН БАЛАНС НА ЗЕМНАТА ПОВЪРХНОСТ

Разликата между входящите и изходящите потоци лъчиста енергия се нарича радиационен баланс на земната повърхност (В).

Входящата част от радиационния баланс на земната повърхност през деня се състои от пряка слънчева и дифузна радиация, както и атмосферна радиация. Разходната част на баланса е радиацията на земната повърхност и отразената слънчева радиация:

б= С / + д+ Еа-E3-Rk

Уравнението може да бъде написано и в друга форма: б = Q- РК - Еф.

За нощно време уравнението на радиационния баланс има следния вид:

B \u003d Ea - E3, или B \u003d -Eef.

Ако входящото лъчение е по-голямо от изхода, тогава радиационният баланс е положителен и активната повърхност* се нагрява. При отрицателен баланс се охлажда. През лятото радиационният баланс е положителен през деня и отрицателен през нощта. Преминаването през нулата се случва сутрин приблизително 1 час след изгрев, а вечер 1-2 часа преди залез.

Годишният радиационен баланс в районите, където е установена стабилна снежна покривка, има отрицателни стойности през студения сезон и положителни стойности през топлия сезон.

Радиационният баланс на земната повърхност значително влияе върху разпределението на температурата в почвата и повърхностния слой на атмосферата, както и върху процесите на изпарение и снеготопене, образуването на мъгла и слана, промените в свойствата на въздушните маси (техните трансформация).

Познаването на радиационния режим на земеделските земи позволява да се изчисли количеството радиация, погълната от културите и почвата в зависимост от височината на слънцето, структурата на културите и фазата на развитие на растенията. Данните за режима също са необходими за оценка на различни методи за регулиране на температурата и влагата на почвата, изпарението, от което зависи растежът и развитието на растенията, формирането на реколтата, нейното количество и качество.

Ефективни агротехнически методи за въздействие върху радиацията и съответно топлинния режим на активната повърхност са мулчиране (покриване на почвата с тънък слой торф, угнил тор, дървени стърготини и др.), покриване на почвата с полиетиленово фолио и напояване. . Всичко това променя отразяващата и абсорбционната способност на активната повърхност.

* Активна повърхност - повърхността на почвата, водата или растителността, която директно поглъща слънчевата и атмосферната радиация и излъчва радиация в атмосферата, като по този начин регулира топлинния режим на съседните слоеве въздух и подлежащите слоеве почва, вода, растителност.

Тип