Сумарна пряма розсіяна поглинена сонячна радіація. Вимірювання сонячної радіації

Кількість вступника до земної поверхніпрямий сонячної радіації (S) в умовах безхмарного неба залежить від висоти сонця та прозорості. У таблиці для трьох широтних зоннаведено розподіл місячних сум прямої радіації при безхмарному небі(можливих сум) у вигляді середніх значень для центральних місяців сезонів та року.

Підвищений прихід прямої радіації в Азіатській частині зумовлений вищою прозорістю атмосфери у цьому регіоні. Високі значенняПрямої радіації влітку в північних районах Росії пояснюються поєднанням високої прозорості атмосфери і великою тривалістюдня

Знижує прихід прямої радіації і може суттєво змінити її добовий та річний перебіг. Однак за середніх умов хмарності астрономічний фактор є переважним і, отже, максимум прямої радіації спостерігається при найбільшій висотісонця.

У більшій частині континентальних районів Росії у весняно-літні місяці пряма радіація в дополудні години більша, ніж у післяполудні. Це пов'язано з розвитком конвективної хмарності в післяполудні години та зі зменшенням прозорості атмосфери в цей час доби порівняно з ранковим годинником. Взимку співвідношення до-і післяполуденних значень радіації зворотне - дополудні значення прямої радіації менше у зв'язку з ранковим максимумом хмарності та зменшенням її у другій половині дня. Різниця між до- та післяполудневими значеннями прямої радіації може досягати 25–35%.

У річному ході максимум прямий радіації посідає червень-липень крім районів Далекого Сходу, Де відбувається його зміщення на травень, а на півдні Примор'я у вересні відзначається вторинний максимум.
Максимальна місячна сума прямої радіації становить на території Росії 45–65% від можливої ​​за безхмарного неба і навіть на півдні Європейської частини вона сягає лише 70%. Мінімальні значення відзначаються у грудні та січні.

Вклад прямої радіації у сумарний прихід за дійсних умов хмарності сягає максимуму у літні місяці і становить у середньому 50–60%. Винятком є ​​Приморський край, де найбільший внесок прямої радіації посідає осінні та зимові місяці.

Розподіл прямої радіації за середніх (дійсних) умов хмарності територією Росії значною мірою залежить від . Це призводить до помітного порушення зонального розподілу радіації за окремі місяці. Особливо це проявляється у весняний період. Так, у квітні відзначається два максимуми - один у південних районах

Енергія, випромінювана Сонцем, зветься сонячної радіації. Поступаючи на Землю, сонячна радіаціяздебільшого перетворюється на тепло.

Сонячна радіація є практично єдиним джерелом енергії для Землі та атмосфери. У порівнянні з сонячною енергією значення інших джерел енергії для Землі дуже мало. Наприклад, температура Землі загалом із глибиною зростає (приблизно 1 про З кожні 35 м). Завдяки цьому поверхня Землі отримує деяку кількість тепла із внутрішніх частин. Підраховано, що в середньому 1см 2 земної поверхні одержує із внутрішніх частин Землі близько 220 Дж на рік. Ця кількість у 5000 разів менша від тепла, що отримується від Сонця. Деяка кількість тепла Земля отримує від зірок і планет, але й вона у багато разів (приблизно в 30 млн.) менше тепла, що надходить від Сонця.

Кількість енергії, що посилається Сонцем на Землю, величезна. Так, потужність потоку сонячної радіації, що надходить на площу в 10 км 2 , становить літній безхмарний (з урахуванням ослаблення атмосфери) 7-9 кВт. Це більше, ніж потужність Красноярської ГЕС. Кількість променистої енергії, що надходить від Сонця за 1 секунду на площу 15-15 км (це менше площіЛенінграда) в південь влітку, перевищує потужність всіх електростанцій СРСР (166 млн кВт), що розпався.

Малюнок 1 - Сонце - джерело радіації

Види сонячної радіації

У атмосфері сонячна радіація шляху до землі частково поглинається, а частково розсіюється і відбивається від хмар і земної поверхні. В атмосфері спостерігається три види сонячної радіації: пряма, розсіяна та сумарна.

Пряма сонячна радіація- Радіація, що надходить до земної поверхні безпосередньо від диска Сонця. Сонячна радіація поширюється від Сонця в усіх напрямках. Але відстань від Землі до Сонця така велика, що пряма радіація падає на будь-яку поверхню на Землі у вигляді пучка паралельних променів, що виходить як би з нескінченності. Навіть весь земну кулюзагалом такий малий у порівнянні з відстанню до Сонця, що всю сонячну радіацію, що падає на нього, без помітної похибки можна вважати пучком паралельних променів.

На верхню межу атмосфери приходить лише пряма радіація. Близько 30% радіації, що падає на Землю, відображається в космічний простір. Кисень, азот, озон, діоксид вуглецю, водяні пари (хмари) та аерозольні частинки поглинають 23% прямої сонячної радіації в атмосфері. Озон поглинає ультрафіолетову та видиму радіацію. Незважаючи на те, що його вміст у повітрі дуже мало, він поглинає всю ультрафіолетову частину радіації (приблизно 3%). Таким чином, біля земної поверхні її взагалі не спостерігається, що дуже важливо для життя на Землі.

Пряма сонячна радіація по дорозі крізь атмосферу також розсіюється. Частка (крапля, кристал або молекула) повітря, що знаходиться на шляху електромагнітної хвилі, безперервно «витягує» енергію з падаючої хвилі і перевипромінює її по всіх напрямках, стаючи випромінювачем енергії.

Близько 25% енергії загального потоку сонячної радіації, проходячи через атмосферу, розсіюється молекулами. атмосферних газіві аерозолем і перетворюється в атмосфері на розсіяну сонячну радіацію. Таким чином розсіяна сонячна радіація- Сонячна радіація, що зазнала розсіювання в атмосфері. Розсіяна радіація приходить до земної поверхні не від сонячного диска, а від усього небесного склепіння. Розсіяна радіація відмінна від прямої по спектрального складу, оскільки промені різних довжин хвиль розсіюються по-різному.

Оскільки першоджерелом розсіяної радіаціїє пряма сонячна радіація, розсіяний потік залежить від тих же факторів, які впливають на потік прямої радіації. Зокрема, потік розсіяної радіації зростає зі збільшенням висоти Сонця і навпаки. Він зростає також із збільшенням у атмосфері кількості розсіюючих частинок, тобто. зі зниженням прозорості атмосфери, і зменшується з висотою над рівнем моря у зв'язку зі зменшення кількості частинок, що розсіюють, у вищележачих шарах атмосфери. Дуже великий вплив на розсіяну радіацію надають хмарність і сніговий покрив, які за рахунок розсіювання і відображення прямої і розсіяної радіації, що падає на них, і повторного розсіювання їх в атмосфері можуть у кілька разів збільшити розсіяну сонячну радіацію.

Розсіяна радіація суттєво доповнює пряму сонячну радіацію та значно збільшує надходження. сонячної енергіїна земну поверхню. Особливо велика її роль у зимовий часу високих широтах та інших районах з підвищеною хмарністю, де частка розсіяної радіації може перевищувати частку прямої. Наприклад, у річній сумі сонячної енергії частку розсіяної радіації посідає Архангельську - 56 %, у Санкт-Петербурзі - 51 %.

Сумарна сонячна радіація- це сума потоків прямої та розсіяної радіацій, що надходять на горизонтальну поверхню. До сходу та після заходу Сонця, а також вдень при суцільній хмарності сумарна радіація повністю, а при малих висотах Сонця переважно складається з розсіяної радіації. При безхмарному або малохмарному небі зі збільшенням висоти Сонця частка прямої радіації у складі сумарної швидко зростає і вдень потік її багаторазово перевищує потік розсіяної радіації. Хмарність в середньому послаблює сумарну радіацію (на 20-30 %), проте при частковій хмарності, що не закриває сонячного диска, її потік може бути більшим, ніж при безхмарному небі. Істотно збільшує потік сумарної радіації сніговий покрив рахунок збільшення потоку розсіяної радіації.

Сумарна радіація, падаючи на земну поверхню, здебільшогопоглинається верхнім шаром ґрунту або товстішим шаром води (поглинена радіація) і переходить у тепло, а частково відбивається (відбита радіація).

Сонце є джерелом корпускулярного та електромагнітного випромінювання. Корпускулярне випромінювання не проникає в атмосферу нижче 90 км, тоді як електромагнітне сягає земної поверхні. У метеорології його називають сонячною радіацієюабо просто радіацією.Вона становить одну двомільярдну частку від усієї енергії Сонця і проходить шлях від Сонця до Землі за 8,3 хв. Сонячна радіація - джерело енергії багатьох процесів, що відбуваються в атмосфері і на земній поверхні. Вона переважно короткохвильова і складається з невидимої ультрафіолетової радіації - 9%, видимої світлової - 47% і невидимої інфрачервоної - 44%. Оскільки майже половина сонячної радіації є видимим світлом, Сонце служить джерелом не тільки тепла, а й світла - теж необхідної умовижиття на Землі.

Радіацію, що надходить до Землі безпосередньо від сонячного диска, називають прямий сонячної радіації.Зважаючи на те, що відстань від Сонця до Землі велика, а Земля мала, радіація падає на будь-яку її поверхню у вигляді пучка паралельних променів.

Сонячна радіація має певну щільність потоку на одиницю площі в одиницю часу. За одиницю вимірювання інтенсивності радіації прийнято кількість енергії (в джоулях або калоріях 1), які одержують 1 см 2 поверхні за хвилину при перпендикулярному падінні сонячних променів. На верхній межі атмосфери при середній відстані від Землі до Сонця вона становить 8,3 Дж/см 2 хв, або 1,98 кал/см 2 хв. Ця величина прийнята як міжнародний стандарт і називається сонячної постійної(S0). Її періодичні коливанняпротягом року незначні (+ 3,3 %) та обумовлені зміною відстані від Землі до

1 1 кал = 4,19 Дж, 1 ккал = 41,9 МДж.

2 Південна висота Сонця залежить від географічної широти та відмінювання Сонця.

Сонце. Неперіодичні коливання викликані різною випромінювальною здатністю Сонця. Клімат на верхньому кордоні атмосфери називають радіаційнимабо солярним.Він розраховується теоретично, з кута нахилу сонячних променів на горизонтальну поверхню.

У загальних рисахсолярний клімат знаходить свій відбиток на земної поверхні. У той самий час реальна радіація і температура Землі істотно від солярного клімату з допомогою різних земних чинників. Головний з них – ослаблення радіації в атмосфері за рахунок відображення, поглинанняі розсіювання,а також в результаті відбиття радіації від земної поверхні.

На верхню межу атмосфери вся радіація надходить у вигляді прямої радіації. За даними С. П. Хромова та М. А. Петросянца, 21 % її відбивається від хмар і повітря назад у космічний простір. Решта радіації надходить в атмосферу, де пряма радіація частково поглинається та розсіюється. Залишилася пряма радіація(24%) досягає земної поверхні, проте при цьому послаблюється. Закономірності ослаблення їх у атмосфері виражаються законом Бугера: S=S 0 · p m(Дж, або кал/см 2 в хв), де S - кількість прямої сонячної радіації, що досягла земної поверхні, на одиницю площі (см 2), розташованої перпендикулярно сонячним променям, S 0 - сонячна постійна, р- Коефіцієнт прозорості в частках від одиниці, що показує, яка частина радіації досягала земної поверхні, т- Довжина шляху променя в атмосфері.

Реально ж сонячні променіпадають на земну поверхню і будь-який інший рівень атмосфери під кутом менше 90°. Потік прямої сонячної радіації на горизонтальну поверхню називають інсоляцією(5,). Вона обчислюється за формулою S 1 =S·sin h ☼ (Дж, або кал/см 2 , хв), де h ☼ - висота Сонця 2 . На одиницю горизонтальної поверхні, природно, припадає менша кількість

енергії, ніж на одиницю площі, розташованої перпендикулярно до сонячних променів (рис. 22).

В атмосфері поглинаєтьсяблизько 23% та розсіюєтьсяблизько 32% прямої сонячної радіації, що входить в атмосферу, причому 26% розсіяної радіації приходить потім до земної поверхні, а 6% йде в Космос.

Сонячна радіація піддається в атмосфері не лише кількісним, а й якісним змінам, оскільки гази повітря та аерозолі поглинають та розсіюють сонячні промені вибірково. Основними поглиначами радіації є водяна пара, хмари та аерозолі, а також озон, який сильно поглинає ультрафіолетову радіацію. У розсіянні радіації беруть участь молекули різних газів та аерозолі. Розсіювання- відхилення світлових променів на всі боки від початкового напрямку, так що розсіяна радіаціяприходить до земної поверхні немає від сонячного диска, як від усього небесного склепіння. Розсіяння залежить від довжини хвиль: за законом Релея, що коротше довжина хвилі, тим інтенсивніше розсіювання. Тому найбільше інших розсіюються ультрафіолетові промені, та якщо з видимих ​​- фіолетові і сині. Звідси блакитний колір повітря і відповідно небо у ясну погоду. Пряма ж радіація виявляється переважно жовтою, тому сонячний диск бачиться жовтуватим. При сході та заході Сонця, коли шлях променя в атмосфері довший і розсіювання більше, поверхні досягають лише червоні промені, через що Сонце здається червоним. Розсіяна радіація обумовлює світло вдень за похмурої погоди і в тіні за ясної погоди, з нею пов'язане явище сутінків і білих ночей. На Місяці, де немає атмосфери і відповідно розсіяної радіації, предмети, що потрапляють у тінь, стають цілком невидимими.

З висотою, у міру зменшення щільності повітря і відповідно кількості розсіюючих частинок, колір неба стає темнішим, переходить спочатку в густо-синій, потім у синьо-фіолетовий, що добре видно в горах і відбито на гімалайських пейзажах Н. Реріха. У стратосфері колір повітря чорно-фіолетовий. За свідченням космонавтів, на висоті 300 км. колір неба чорний.

За наявності в атмосфері великих аерозолів, крапель і кристалів спостерігається вже не розсіювання, але дифузне відображення, а оскільки дифузно відбита радіація є білий світ, то колір неба стає білим.

Пряма і розсіяна сонячна радіація мають певний добовий та річний хід, який залежить насамперед від висоти сонця.

Рис. 22. Приплив сонячної радіації на поверхню АВ, перпендикулярну до променів, та на горизонтальну поверхню АС (за С. П. Хромовим)

ця над горизонтом, від прозорості повітря та хмарності.

Потік прямої радіації в протягом днявід сходу Сонця до полудня наростає і потім зменшується до заходу Сонця у зв'язку із зміною висоти Сонця та шляхи променя в атмосфері. Однак, оскільки близько полудня зменшується прозорість атмосфери за рахунок збільшення водяної пари в повітрі і пилу і зростає конвективна хмарність, максимальні значення радіації зміщені на південь. Така закономірність властива екваторіально-тропічним широтам цілий рік, помірним широтам влітку. Взимку в помірних широтах максимум радіації посідає опівдні.

Річний хідсередньомісячних значень прямої радіації залежить від широти. На екваторі річний хід прямої радіації має вигляд подвійної хвилі: максимуми в періоди весняного та осіннього рівнодення, мінімуми в періоди літнього та зимового сонцестояння. У помірних широтах максимальні значення прямої радіації припадають на весняні (квітень у північній півкулі), а не на літні місяці, оскільки повітря в цей час прозоріше через менший вміст водяної пари та пилу, а також незначної хмарності. Мінімум радіації спостерігається у грудні, коли найменша висотаСонця, короткий світловий день, і це найхмарніший місяць на рік.

Добовий та річний перебіг розсіяної радіаціївизначається зміною висоти Сонця над горизонтом та тривалістю дня, а також прозорістю атмосфери. Максимум розсіяної радіації протягом доби спостерігається днем ​​при зростанні радіації в цілому, хоча частка її в ранкові та вечірній годинникбільше, ніж прямий, а вдень, навпаки, пряма радіація переважає над розсіяною. Річний хід розсіяної радіації на екваторі загалом повторює хід прямої. В інших широтах вона більше влітку, ніж узимку, через збільшення влітку загального припливу сонячної радіації.

Співвідношення між прямою та розсіяною радіацією змінюється залежно від висоти Сонця, прозорості атмосфери та хмарності.

Пропорції між прямою та розсіяною радіацією на різних широтахнеоднакові. У полярних і субполярних областях розсіяна радіація становить 70% від потоку радіації. На її величину, крім низького стану Сонця та хмарності, впливає також багаторазове відображення сонячної радіації від снігової поверхні. Починаючи з помірних широт і майже екватора, пряма радіація переважає над розсіяною. Особливо велике її абсолютне та відносне значення у внутрішньоконтинентальних тропічних пустелях (Сахара, Аравія), що відрізняються мінімальною хмарністю та прозорим сухим повітрям. Уздовж екватора розсіяна радіація знову домінує над прямою у зв'язку з великою вологістю повітря та наявністю купових хмар, що добре розсіюють сонячну радіацію.

Зі зростанням висоти місця над рівнем моря значно збільшуються абсолют-рис. 23. Річна кількість сумарної сонячної радіації [МДж/(м 2 x рік)]

ня та відносна величинипрямої радіації і зменшується розсіяна, оскільки стає тоншим шар атмосфери. На висоті 50-60 км потік прямої радіації наближається до постійної сонячної.

Вся сонячна радіація - пряма та розсіяна, що приходить на земну поверхню, називається сумарною радіацією: (Q=S· sinh ¤+ D де Q – сумарна радіація, S – пряма, D – розсіяна, h ¤ – висота Сонця над горизонтом. Сумарна радіація складає близько 50% від сонячної радіації, що надходить на верхню межу атмосфери.

При безхмарному небі сумарна радіація є значною і має добовий хід з максимумом близько полудня і річний хід з максимумом влітку. Хмарність зменшує радіацію, тому влітку прихід її в дополудні години в середньому більше, ніж у післяполудні. З тієї ж причини у першій половині року вона більша, ніж у другу.

У розподілі сумарної радіації на земній поверхні спостерігається низка закономірностей.

Головна закономірністьполягає в тому, що сумарна радіація розподіляється зонально,убуваючи від екваторіально-тропі-

ських широт до полюсів відповідно до зменшення кута падіння сонячних променів (рис. 23). Відхилення від зонального розподілу пояснюються різною хмарністю та прозорістю атмосфери. Найбільші річні величини сумарної радіації 7200 - 7500 МДж/м 2 на рік (близько 200 ккал/см 2 на рік) припадають на тропічні широти, де невелика хмарність та невелика вологість повітря. У внутрішньоконтинентальних тропічних пустелях (Сахара, Аравія), де велика кількість прямої радіації і майже немає хмар, сумарна сонячна радіація сягає навіть понад 8000 МДж/м 2 на рік (до 220 ккал/см 2 на рік). Поблизу екватора величини сумарної радіації знижуються до 5600 - 6500 МДж/м на рік (140-160 ккал/см 2 на рік) через хмарність, великої вологостіта меншої прозорості повітря. У помірних широтах сумарна радіація становить 5000 - 3500 МДж/м 2 на рік (120 - 80 ккал/см 2 на рік), в приполярних - 2500 МДж/м на рік (60 ккал/см 2 на рік). Причому в Антарктиді вона в 1,5-2 рази більша, ніж в Арктиці, насамперед через більшу абсолютну висоту материка (понад 3 км) і тому малу щільність повітря, його сухість і прозорість, а також малохмарної погоди. Зональність сумарної радіації краще виражена над океанами, ніж континентами.

Друга важлива закономірністьсумарної радіації у тому, що материки отримують її більше, ніж океани,завдяки меншій (на 15-30%) хмарності над

континенти. Виняток становлять лише приекваторіальні широти, оскільки вдень над океаном конвективна хмарність менша, ніж над суходолом.

Третя особливістьполягає в тому що в північній, більш материковій півкулі сумарна радіація в цілому більша, ніж у південній океанічній.

У червні найбільші місячні суми сонячної радіації одержують північну півкулю, особливо внутрішньоконтинентальні тропічні та субтропічні області. У помірних та полярних широтах кількість радіації по широтах змінюється незначно, оскільки зменшення кута падіння променів компенсується тривалістю сонячного сяйва, аж до полярного дняза Північним полярним колом. У південній півкулі зі збільшенням широти радіація швидко зменшується і за Південним полярним колом дорівнює нулю.

У грудні Південна півкуляотримує більше радіації, ніж північне. У цей час найбільші місячні суми сонячного теплаприпадають на пустелі Австралії та Калахарі; далі в помірних широтах радіація поступово зменшується, але в Антарктиді знову зростає і досягає таких же значень, як у тропіках. У північній півкулі зі збільшенням широти вона швидко зменшується і за Північним полярним колом відсутня.

Загалом найбільша річна амплітуда сумарної радіації спостерігається за полярними колами, особливо в Антарктиді, найменша – в екваторіальній зоні.

Сонячна радіація (сонячне випромінювання) – це вся сукупність сонячної матерії та енергії, що надходить на Землю. Сонячна радіація складається з наступних двох основних частин: по-перше, теплової та світлової радіації, що є сукупністю електромагнітних хвиль; по-друге, корпускулярна радіація.

На сонце теплова енергія ядерних реакційпереходить у променисту енергію. При падінні сонячних променів на земну поверхню промениста енергія знову перетворюється на теплову енергію. Сонячна радіація, таким чином, несе світло та тепло.

Інтенсивність сонячної радіації. Сонячна постійна.Сонячна радіація - це найважливіше джерело тепла для географічної оболонки. Другим джерелом тепла для географічної оболонки є тепло, що йде від внутрішніх сфер та верств нашої планети.

У зв'язку з тим, що в географічній оболонці один вид енергії ( промениста енергія ) еквівалентно переходить в інший вид ( теплова енергія ), то променисту енергію сонячної радіації можна виражати в одиницях теплової енергії – джоулі (Дж).

Інтенсивність сонячної радіації необхідно вимірювати насамперед поза атмосфери, т. до. під час проходження через повітряну сферу вона перетворюється і слабшає. Інтенсивність сонячної радіації виражається постійною сонячною.

Сонячна постійна – це потік сонячної енергії за 1 хвилину на площу перетином 1 см 2 , перпендикулярну до сонячних променів і розташовану поза атмосферою. Сонячна постійна може бути визначена як кількість тепла, яке отримує в 1 хвилину на верхній межі атмосфери 1 см 2 чорної поверхні, перпендикулярної сонячним променям.

Сонячна постійна дорівнює 1, 98 кал/(см 2 х хв), або 1, 352 кВт/м 2 х хв.

Оскільки верхня атмосфера поглинає значну частину радіації, важливо знати величину її на верхній межі географічної оболонки, тобто в нижній стратосфері. Сонячна радіація на верхній межі географічної оболонки виражається умовної сонячної постійної . Величина умовної сонячної постійної дорівнює 1,90 – 1,92 кал/(см 2 х хв), або 1,32 – 1, 34 кВт/(м 2 х хв).

Сонячна постійна, попри свою назву, не залишається постійною. Вона змінюється у зв'язку із зміною відстані від Сонця до Землі у процесі руху Землі орбітою. Як би не були малі ці коливання, вони завжди позначаються на погоді та кліматі.

У середньому кожен квадратний кілометртропосфери отримує на рік 10,8 х 10 15 Дж. (2,6 х 10 15 кал). Така кількість тепла може бути одержана при спалюванні 400 000 т кам'яного вугілля. Вся Земля протягом року отримує таку кількість тепла, що визначається величиною 5, 74 х 10 24 Дж. (1, 37 х 10 24 кал).

Розподіл сонячної радіації «на верхній межі атмосфери» або за абсолютно прозорої атмосфери. Знання розподілу сонячної радіації до її вступу в атмосферу або так званого солярного (сонячного) клімату важливо для визначення ролі та частки участі самої повітряної оболонкиЗемлі (атмосфери) у розподілі тепла по земній поверхні та у формуванні її теплового режиму.

Кількість сонячного тепла та світла, що надходить на одиницю площі, визначається, по-перше, кутом падіння променів, що залежить від висоти Сонця над горизонтом, по-друге, тривалістю дня.

Розподіл радіації біля верхньої межі географічної оболонки, зумовлений лише астрономічними факторами, більш рівномірно, ніж її реальний розподіл біля земної поверхні.

За умови відсутності атмосфери річна сума радіації в екваторіальних широтах становила б 13480 МДж/см 2 (322 ккал/см 2), а на полюсах 5560 МДж/м 2 (133 ккал/см 2). У полярні широти Сонце посилає тепла трохи менше половини (близько 42%) тієї кількості, яка надходить на екватор.

Здавалося б, сонячне опромінення Землі симетричне щодо площини екватора. Але це відбувається лише двічі на рік, у дні весняного та осіннього рівнодення. Нахил осі обертання та річний рух Землі зумовлюють асиметричне її опромінення Сонцем. У січневу частину року більше тепла отримує південну півкулю, у липневу – північну. Саме в цьому полягає Головна причинасезонної ритміки у географічній оболонці.

Різниця між екватором і полюсом літньої півкулі невелика: на екватор надходить 6740 МДж/м 2 (161 ккал/см 2 ), але в полюс близько 5 560 МДж/м 2 (133 ккал/см 2 на півріччя). Натомість полярні країни зимової півкулі в цей час зовсім позбавлені сонячного тепла та світла.

У день сонцестояння полюс отримує тепла навіть більше, ніж екватор - 46,0 МДж/м 2 (1,1 ккал/см2) та 33.9 МДж/м2 (0,81 ккал/см2).

Загалом солярний клімат на полюсах у річному виведенні у 2,4 рази холодніший, ніж на екваторі. Однак треба мати на увазі, що взимку полюси взагалі не нагріваються Сонцем.

Реальний клімат всіх широт багато в чому завдячує земним факторам. Найважливішими з цих факторів є: по-перше, ослаблення радіації в атмосфері; по-друге, різна інтенсивність засвоєння сонячної радіації земною поверхнею у різних географічних умовах.

Зміна сонячної радіації під час проходження через атмосферу. Прямі сонячні промені, що пронизують атмосферу при безхмарному небі, називаються прямою сонячною радіацією . Максимальна її величина при високій прозорості атмосфери на перпендикулярній променям поверхні тропічному поясідорівнює близько 1,05 – 1, 19 кВт/м 2 (1,5 – 1,7 кал/см 2 хв. У середніх широтах напруга полуденной радіації зазвичай становить близько 0,70 – 0,98 кВт / м 2 хв (1,0 - 1,4 кал/см 2 х хв.) У горах ця величина суттєво збільшується.

Частина сонячних променів від зіткнення з молекулами газів та аерозолями розсіюється і переходить у розсіяну радіацію . На земну поверхню розсіяна радіація надходить вже не від сонячного диска, а від усього небосхилу і створює повсюдну денну освітленість. Від неї до сонячні днісвітло і там, куди не проникають прямі промені, наприклад, під пологом лісу. Поряд із прямою радіацією розсіяна радіація також служить джерелом тепла та світла.

Абсолютна величинарозсіяної радіації тим більше, що інтенсивніше пряма. Відносне значеннярозсіяної радіації зростає із зменшенням ролі прямої: у середніх широтах влітку вона становить 41%, а взимку 73% загального приходу радіації. Питома вагарозсіяної радіації в загальної величинисумарної радіації залежить від висоти Сонця. У високих широтах на розсіяну радіацію припадає близько 30%, а полярних - приблизно 70% від усієї радіації.

Загалом на розсіяну радіацію припадає близько 25 % всього потоку сонячних променів, що приходять на нашу планету.

На земну поверхню, таким чином, надходить пряма та розсіяна радіація. У сукупності пряма та розсіяна радіація утворюють сумарну радіацію , яка визначає тепловий режим тропосфери .

Поглинаючи та розсіюючи радіацію, атмосфера значно її послаблює. Величина ослаблення залежить від коефіцієнта прозорості, показує, яка частка радіації сягає земної поверхні. Якби тропосфера складалася тільки з газів, то коефіцієнт прозорості дорівнював би 0,9, тобто вона пропускала б близько 90% радіації, що йде до Землі. Однак у повітрі завжди є аерозолі, що знижують коефіцієнт прозорості до 0,7 – 0,8. Прозорість атмосфери змінюється разом із зміною погоди.

Так як щільність повітря падає з висотою, то шар газу, що пронизується променями, не слід виражати в км товщини атмосфери. Як одиниця виміру прийнята оптична маса, рівна потужності шару повітря при вертикальному падінні променів.

Ослаблення радіації у тропосфері легко спостерігати протягом доби. Коли Сонце знаходиться біля горизонту, його промені пронизують кілька оптичних мас. Їхня інтенсивність при цьому так слабшає, що на Сонці можна дивитися незахищеним оком. З підняттям Сонця зменшується кількість оптичних мас, що проходять його промені, що призводить до збільшення радіації.

Ступінь ослаблення сонячної радіації у атмосфері виражається формулою Ламберта :

I i = I 0 p m, де

I i – радіація, що досягла земної поверхні,

I 0 – сонячна постійна,

p – коефіцієнт прозорості,

m – кількість оптичних мас.

Сонячна радіація біля земної поверхні.Кількість променистої енергії, що приходить на одиницю земної поверхні, залежить насамперед від кута падіння сонячних променів. на однакові площіна екваторі, у середніх та високих широтах припадає різна кількість радіації.

Сонячна інсоляція (освітлення) сильно послаблюється хмарність. Велика хмарність екваторіальних та помірних широт та мала хмарність тропічних широт вносять значні корективи до зонального розподілу променистої енергії Сонця.

Розподіл сонячного тепла на земній поверхні зображується на картах сумарної сонячної радіації. Як показують ці карти, найбільша кількістьсонячного тепла – від 7530 до 9200 МДж/м 2 (180-220 ккал/см 2 ) отримують тропічні широти. Екваторіальні широти через велику хмарність отримують тепла трохи менше: 4 185 – 5 860 МДж/м 2 (100-140 ккал/см 2 ).

Від тропічних широт до помірних радіація зменшується. На островах Арктики вона становить трохи більше 2 510 МДж/м 2 (60 ккал/см 2) на рік. Розподіл радіації на земній поверхні має зонально-регіональний характер. Кожна зона розпадається на окремі райони (регіони), які дещо відрізняються один від одного.

Сезонні коливаннясумарної радіації.

В екваторіальних та тропічних широтах висота Сонця та кут падіння сонячних променів по місяцях змінюються незначно. Сумарна радіація у всі місяці характеризується великими величинами, сезонна змінатеплових умов або відсутня, або дуже незначна. В екваторіальному поясі слабо намічаються два максимуми, що відповідають зенітальному становищу Сонця.

У помірному поясі у річному ході радіації різко виражений літній максимум, у якому місячна величина сумарної радіації не менша за тропічну. Число теплих місяцівзменшується із широтою.

У полярних поясахрадіаційний режим різко змінюється. Тут залежно від широти від кількох діб за кілька місяців припиняється як нагрівання, а й освітлення. Влітку ж освітлення тут безперервно, що суттєво підвищує суму місячної радіації.

Засвоєння радіації земною поверхнею. Альбедо. Сумарна радіація, що досягла земної поверхні, частково поглинається ґрунтом та водоймами та переходить у тепло. На океанах і морях сумарна радіація витрачається випаровування. Частина сумарної радіації відбивається в атмосферу ( відбита радіація).

Всі види сонячних променів досягають земної поверхні трьома шляхами - у вигляді прямої, відбитої та розсіяної сонячної радіації.
Пряма сонячна радіація- Це промені, що йдуть безпосередньо від сонця. Її інтенсивність (ефективність) залежить від висоти стояння сонця над горизонтом: максимум спостерігається опівдні, а мінімум – вранці та ввечері; від пори року: максимум – влітку, мінімум – взимку; від висоти місцевості над рівнем моря (у горах вище, ніж рівнині); стану атмосфери (забрудненість повітря зменшує її). Від висоти стояння сонця над горизонтом залежить і спектр сонячної радіації (що стоїть сонце над горизонтом, то менше ультрафіолетових променів).
Відображена сонячна радіація- це промені сонця, відбиті земним або водною поверхнею. Вона виражається відсотковим ставленнямвідбитих променів до їхнього сумарного потоку і називається альбедо. Величина альбедо залежить від характеру поверхонь, що відбивають. При організації та проведенні сонячних ванн необхідно знати та враховувати альбедо поверхонь, на яких проводяться сонячні ванни. Деякі з них характеризуються вибірковою здатністю, що відображає. Сніг повністю відбиває інфрачервоні промені, а ультрафіолетові - меншою мірою.

Розсіяна сонячна радіаціяутворюється внаслідок розсіювання сонячних променів в атмосфері. Молекули повітря і зважені у ньому частинки (найдрібніші крапельки води, кристалики льоду тощо. п.), звані аерозолями, відбивають частина променів. В результаті багаторазових відображень частина їх все ж таки досягає земної поверхні; це розсіяне сонячне проміння. Розсіюються в основному ультрафіолетові, фіолетові та блакитні промені, що визначає блакитний колір неба в ясну погоду. Питома вага розсіяних променів велика у високих широтах (у північних районах). Там сонце стоїть низько над горизонтом, тому шлях променів до земної поверхні довший. на довгим шляхомпромені зустрічають більше перешкод і в більшою міроюрозсіюються.

(http://new-med-blog.livejournal.com/204

Сумарна сонячна радіація- вся пряма та розсіяна сонячна радіація, що надходить на земну поверхню. Сумарна сонячна радіація характеризується інтенсивністю. При безхмарному небі сумарна сонячна радіація має максимальне значенняблизько полудня, а протягом року – влітку.

Радіаційний баланс
Радіаційний баланс земної поверхні - різниця між сумарною сонячною радіацією, поглиненою земною поверхнею, та її ефективним випромінюванням. Для земної поверхні
- прибуткова частина є поглинена пряма та розсіяна сонячна радіація, а також поглинене зустрічне випромінювання атмосфери;
- Витратна частина складається зі втрати тепла за рахунок власного випромінювання земної поверхні.

Радіаційний баланс може бути позитивним(вдень, влітку) та негативним(вночі, взимку); вимірюється у кВт/кв.м/хв.
Радіаційний баланс земної поверхні найважливіший компоненттеплового балансу земної поверхні; один з основних кліматоутворюючих факторів.

Тепловий баланс земної поверхні- алгебраїчна сумавсіх видів приходу та витрати тепла на поверхню суші та океану. Характер теплового балансу та його енергетичний рівеньвизначають особливості та інтенсивність більшості екзогенних процесів. Основними складовими теплового балансу океану є:
- Радіаційний баланс;
- Витрата тепла на випаровування;
- турбулентний теплообмін між поверхнею океану та атмосферою;
- вертикальний турбулентний теплообмін поверхні океану з нижчими шарами; і
- Горизонтальна океанічна адвекція.

(http://www.glossary.ru/cgi-bin/gl_sch2.c gi?RQgkog.outt:p!hgrgtx!nlstup!vuilw)tux yo)

Вимірювання сонячної радіації.

Для вимірювання сонячної радіації служать актинометри та піргеліометри. Інтенсивність сонячної радіації зазвичай вимірюється з її теплової дії і виявляється у калоріях на одиницю поверхні за одиницю часу.

(http://www.ecosystema.ru/07referats/slo vgeo/967.htm)

Вимірювання інтенсивності сонячної радіації проводиться піранометр Янішевського в комплекті з гальванометром або потенціометром.

При вимірах сумарної сонячної радіації піранометр встановлюють без тіньового екрану, при вимірах розсіяної радіації з тіньовим екраном. Пряма сонячна радіація обчислюється як різницю між сумарною та розсіяною радіацією.

При визначенні інтенсивності падаючої сонячної радіації на огорожу піранометр встановлюють на нього так, щоб поверхня приладу, що сприймається, була строго паралельна поверхні огорожі. За відсутності автоматичного запису радіації виміри слід проводити через 30 хв у проміжку між сходом та заходом сонця.

Радіація, що падає на поверхню огорожі, повністю не поглинається. Залежно від фактури та фарбування огорожі деяка частина променів відбивається. Ставлення відбитої радіації до падаючої, виражене у відсотках, називається альбедо поверхніта вимірюється альбедометром П.К. Калитина у комплекті з гальванометром або потенціометром.

Для більшої точності спостереження слід проводити при ясному небі та інтенсивному сонячному опроміненні огорожі.

(http://www.constructioncheck.ru/default.a spx?textpage=5)