Солнечная радиация

Размещено на http://www.allbest.ru/

Содержание

1. Прямая солнечная радиация

2. Рассеянная солнечная радиация

3. Суммарная солнечная радиация

4. Альбедо

1. Прямая солнечная радиация

Под прямой солнечной радиацией, которую нередко называют просто солнечной радиацией, понимают радиацию, доходящую до места наблюдения в виде пучка параллельных лучей непосредственно от Солнца.

Потоки солнечной радиации на перпендикулярную лучам (I) и горизонтальную (I' = I sin h?) поверхности зависят от следующих факторов:

a) солнечной постоянной;

b) расстояния между Землей и Солнцем (поток I0 на верхней границе атмосферы в январе примерно на 3,5 % больше, а в июле на 3,5 % меньше, чем );

c) физического состояния атмосферы над пунктом наблюдения (содержания поглощающих газов и твердых атмосферных примесей, наличия облаков и туманов);

d) высоты Солнца.

В зависимости от указанных факторов потоки I и I' изменяются в широких пределах. В каждом пункте они имеют отчетливо выраженный суточный и годовой ход (максимумы I и I' в течение суток наблюдаются в местный полдень). Хотя высота Солнца (от которой зависит m) и оказывает большое влияние на потоки солнечной радиации, но не меньшее влияние оказывает и замутненность атмосферы. Это подтверждают максимальные (из полуденных) значения потока I , которые когда-либо наблюдались в различных пунктах (табл. 1.1 и 1.2). Из приведенных в табл. 1.1 данных следует, что несмотря на большое различие в широте станций и, следовательно, в максимальной высоте Солнца, различие Iмакс на них невелико. Более того, на о. Диксон значение Iмакс больше, чем в пунктах, расположенных южнее его. Объясняется это тем, что атмосфера в низких широтах содержит больше водяного пара и примесей, чем в высоких.

С увеличением высоты над уровнем моря потоки солнечной радиации возрастают, что объясняется уменьшением оптической толщины ф(z). Вследствие этого и Iмакс в горных районах больше, чем на равнинной местности.

Приведем значения потока I на различных высотах по измерениям во время подъема аэростата при высоте Солнца около 50°:

z, км	0	0,5	1	2	3	4	5	6	7	8
I, кВт/м2	0,76	0,82	0,89	1,01	1,06	1,09	1,11	1,14	1,17	1,20
z, км	9	10	11	12	13	15	20	25	29
I, кВт/м2	1,21	1,22	1,23	1,24	1,24	1,25	1,27	1,28	1,28

Поток I растет с увеличением высоты сравнительно быстро в нижних слоях и более медленно в верхних.

Определяющее влияние на поток прямой солнечной радиации оказывает облачность. Из данных, проанализированных Н. Н. Калитиным, следует, что при малых высотах Солнца (до 15--20°) даже в случае облаков верхнего яруса (Ci, Cs) поток I' в Ленинграде равен нулю. При высоко-кучевых облаках I' становится отличным от нуля лишь при h?>30°. Слоистые и слоисто-кучевые (равно как и слоисто-дождевые) облака полностью задерживают прямую солнечную радиацию при всех высотах Солнца.

Потоки солнечной радиации на наклонные поверхности. Потоки солнечной радиации, поступающие на наклоненные (под некоторым углом б) и горизонтальные поверхности существенно различаются. В табл. 1.5 приведены значения отношений осредненных за год потоков прямой солнечной радиации на наклонную и горизонтальную поверхности при различной крутизне склонов (б) и различной их ориентации. Эти данные относятся к средним широтам (54--62° с. ш.).

Для осредненных за год радиационных балансов значения таких отношений в случае северной ориентации склонов составляют 0,92--0,95 при б=10° и 0,85--0,88 при б=20°; в случае южной ориентации склонов составляют 1,02-- 1,04 при б=10° и 1,05--1,10 при б=20°.Значения отношений потоков прямой солнечной радиации на наклонную и горизонтальную поверхности

	Ориентация склонов
	С	СВ	В	ЮВ	Ю	ЮЗ	З	СЗ
10	0,83	0,89	1,00	1,11	1,50	1,09	0,98	0,87
20	0,66	0,77	0,99	1,19	1,25	1,17	0,95	0,74
30	0,49	0,65	0,97	1,24	1,32	1,20	0,93	0,61
45	0,27	0,50	0,93	1,27	1,38	1,22	0,86	0,46
60	0,14	0,42	0,86	1,23	1,32	1,17	0,79	0,37

2. Рассеянная солнечная радиация

Рассеянная радиация представляет собой солнечную радиацию, претерпевшую рассеяние в атмосфере. Количество рассеянной радиации, поступающей на единичную горизонтальную поверхность в единицу времени, носит название потока рассеянной радиации; поток рассеянной радиации будем обозначать через i.

Поскольку первоисточником рассеянной радиации служит прямая солнечная радиация, поток i должен зависеть от факторов, которые определяют I, а именно:

a) высоты Солнца h? (чем больше h?, тем больше i);

b) прозрачности атмосферы (чем больше р, тем меньше i);

c) облачности.

Поток рассеянной радиации по сравнению с безоблачным небом, как правило, довольно значительно увеличивается. Исключение составляют облака нижнего яруса (St, Sc) при малых высотах Солнца (h?<10-- 15°). Наибольших значений поток i достигает при облаках среднего (Ас) и верхнего (Cs) ярусов, когда он в 2--3 раза больше, чем при безоблачных условиях.

Связать поток рассеянной радиации с потоком прямой позволяют следующие рассуждения. Если к земной поверхности поступает поток I, то потеря прямой солнечной радиации в атмосфере равна разности I0 -- I. В идеальной атмосфере вся эта радиация переходит в рассеянную. При симметричной форме индикатрисы молекулярного рассеяния к земной поверхности направляется половина всего количества рассеянной радиации.

Поток рассеянной радиации на горизонтальную поверхность

i = b(I0 -- I) sin h?. (2.1)

Множитель b, в идеальной атмосфере равный 1/2, в реальных условиях, когда часть потока I0 поглощается, как следует из сравнения с опытными данными, близок к 1/3. Если воспользоваться формулой В. Г. Кастрова и соотношением sinh?=1/m, то последняя формула примет вид:

, (2.2)

На основании формул можно сделать следующие выводы:

1. При заданной прозрачности атмосферы (с = const) поток I пропорционален I, т. е. увеличение высоты Солнца (уменьшение m) сопровождается увеличением потока рассеянной радиации.

2. Отношение i/I зависит только от прозрачности атмосферы, и по опытным данным для высот Солнца от 10 до 75° оно близко к 0,22; 0,17; 0,12; 0,09 и 0,04 соответственно при низкой (с=0,67), пониженной (с=0,54), нормальной (с=0,43), повышенной (с= 0,34) прозрачности и в идеальной атмосфере (с = 0,13).

3. Отношение i/I' растет с уменьшением высоты Солнца и прозрачности атмосферы.

Рассеянная радиация, так же как и прямая, имеет хорошо выраженный суточный ход. При этом максимум достигается в момент наибольшей высоты Солнца, т. е. в местный полдень. Значение максимума существенно зависит от состояния атмосферы. При безоблачном небе поток рассеянной радиации составляет около 10 % инсоляции. Роль рассеянной радиации увеличивается при наличии облаков. В высоких широтах, где преобладает значительная облачность и малые высоты h?,значение i может достигать примерно 0,7 кВт/м2. Кроме облачности, большое влияние на рассеянную радиацию оказывает снежный покров. При наличии снежного покрова увеличивается отражение прямой солнечной радиации, повторное рассеяние которой в атмосфере приводит ц увеличению i.

Значения i летом значительно меньше, чем зимой. Основная доля рассеянной радиации приходится на видимую область спектра. В инфракрасной области около 96 % рассеянной радиации заключено в интервале 0,7-- 1,7 мкм, а на радиацию с л>2,27 мкм приходится менее 1 %.

С увеличением высоты над уровнем моря поток рассеянной радиации уменьшается. Распределение энергии в спектре рассеянной радиации отличается от распределения энергии в спектре прямой радиации. Максимум энергии в спектре рассеянной радиации приходится на более короткие волны, примерно на 0,425-- 0,450 мкм. Колебания спектрального состава рассеянной радиации весьма значительны. Эти колебания вызваны изменением прозрачности атмосферы.

3. Суммарная радиация

Потоком суммарной радиации Q называется сумма потоков прямой (I') и рассеянной (i) солнечной радиации, поступающих на горизонтальную поверхность. Путем решения приближенных уравнений переноса радиации К. Я. Кондратьев и др. получили следующую формулу для потока суммарной радиации при безоблачных условиях:

(3.1)

Здесь ф -- оптическая толщина для интегрального потока, которую, как показано О. А. Авасте, можно полагать равной ф0,55-- оптической толщине для монохроматического потока с л = 0,55 мкм; е -- множитель, принимающий при разных высотах Солнца следующие значения:

	60	30	15
e	0,14	0,20	0,24

Погрешность расчета Q0 по формуле (3.1) при 0,2<ф<0,6 меньше 5 % (при сравнении с данными, полученными путем численного решения уравнений переноса).

Суммарная радиация, в отличие от прямой и рассеянной, очень слабо зависит от оптической толщины ф: с увеличением ф суммарная радиация медленно уменьшается.

Поток суммарной радиации увеличивается сравнительно медленно до широты 50°, а затем растет очень быстро до субтропических широт, где наблюдается максимум Q. В экваториальной области поток суммарной радиации несколько меньше, чем в субтропиках. В одной и той же широтной зоне возможны значительные колебания средних годовых потоков суммарной радиации. Диапазон изменения средних за год значений Q на всем земном шаре составляет около 215 Вт/м2. Средний годовой поток рассеянной радиации изменяется с широтой и при переходе от одного пункта к другому в значительно более узких пределах: изменение i не превышает 25--50 Вт/м2.

На поток суммарной радиации облачность оказывает столь же существенное влияние, как и на потоки прямой и рассеянной радиации. Зависимость осредненного по большим площадям и за много лет потока суммарной радиации от количества облачности описывают формулами двух видов:

(3.2)

(3.3)

где Q0 -- поток суммарной радиации при безоблачном небе; n -- количество облаков (в долях единицы); a, b, f -- эмпирические коэффициенты: b -- можно считать примерно постоянным (равным 0,38); коэффициенты f и а различны на суше и море и зависят от широты (). На суше они принимают следующие значения:

	0	10	20	30	40	50	60	70	75	80	85
f	0,65	0,66	0,67	0,68	0,67	0,64	0,60	0,50	0,45	-	-
a	0,38	0,40	0,37	0,36	0,38	0,40	0,36	0,18	0,16	0,15	0,14

На основе анализа результатов измерений солнечной радиации на морях установлен вид функции пропускания Р суммарной радиации для атмосферы в целом (с учетом поглощения и рассеяния). По средним данным, зависимость Р от количества облаков n, давления водяного пара е и дефицита давления пара d имеет следующий вид:

(3.4)

Здесь а1 = 1,0--0,11, x = (1,1 -- n)d, где e и d -- в гПа; Qn и Q0 -- средние за день (от восхода до захода Солнца) потоки суммарной радиации у земной поверхности и на верхней границе атмосферы (солнечная постоянная принята равной 1,33 кВт/м2); - полусумма количества общей и нижней облачности (в долях единицы). При отсутствии сведений о влажности воздуха расчет Р можно производить по формуле:

(3.5)

Согласно формуле (3.5), из потока солнечной радиации, падающей на верхнюю границу атмосферы, в среднем достигает поверхности океана при безоблачном небе (n = 0) около 80%, при n = 0,5 около 65%, а при сплошной облачности (n = 1) лишь около 20 %. Относительная ошибка расчета Qn по формулам (3.4) и (3.5) не превышает 20 % соответственно в 80 и 75 % случаев;

ошибка меньше 30 % обеспечивается этими формулами в 90 и 89 % случаев.

В случае кучевых облаков средние значения связаны линейной зависимостью с их количеством n:

(3.6)

где n -- в баллах. Коэффициент корреляции между и n равен 0,85. Дисперсия у2 принимает максимальные значения при n, равных 4--6 баллам.

При наличии снежного покрова потоки рассеянной и суммарной радиации больше, чем при отсутствии его. Согласно М. С. Аверкиеву, поправочный множитель для суммарной радиации имеет вид:

(3.7)

где r-- альбедо земной поверхности. При r = 0,20 (травяной покров) k = 1,04, при r = 0,80 (снег) k = 1,19. Таким образом поток суммарной радиации над снежной поверхностью увеличивается в 1,14 раза по сравнению с травяным покровом.

4. Альбедо

Альбедо, или отражательной способностью какой-либо поверхности, называют отношение потока отраженной данной поверхностью радиации к потоку падающей радиации, выраженное в долях единицы или в процентах.

Наблюдения показывают, что альбедо различных поверхностей изменяются в сравнительно узких пределах (10--30%), исключение составляют снег и вода. Альбедо снега в среднем составляет 60%, а при свежевыпавшем снеге может достигать 90%. Альбедо водной поверхности сильно зависит от угла падения солнечных лучей:

	90	50	45	20	5
Альбедо, %	2	4	5	12	35

В целом альбедо водных поверхностей (океанов) меньше, чем альбедо суши; его средние значения колеблются между 0,06 в экваториальной зоне и 0,15--0,20 на широте 60--70° (при этом альбедо больше 0,15 наблюдается только зимой).

Существенно альбедо зависит от влажности почвы, с возрастанием которой оно уменьшается. Значительное уменьшение альбедо с увеличением влажности почвы играет важную роль в процессе изменения теплового режима орошаемых полей. Вследствие уменьшения альбедо при увлажнении почвы происходит увеличение поглощаемой радиации. Альбедо различных поверхностей имеет хорошо выраженный дневной и годовой ход, обусловленный зависимостью альбедо от высоты Солнца. Наименьшие значения альбедо наблюдаются в околополудейные часы, а в течение года --летом. Зимой альбедо земной поверхности (снег) существенно больше, чем летом. По этой причине потоки отраженной ультрафиолетовой и видимой радиации (за сутки) зимой больше, чем летом (соответственно в 5--б раз и 1,5--2,0 раза). Интегральный поток отраженной радиации (за сутки) летом при ясном небе в 3 раза больше, чем зимой, а при пасмурном -- в 2 раза.

Альбедо облаков. Большой интерес представляют данные об альбедо облаков. Непосредственные измерения альбедо облаков произведены на самолетах и аэростатах. Альбедо облаков, согласно измерениям, существенно зависит от вертикальной протяженности (толщины) облачности. Альбедо возрастает с увеличением толщины облаков. Это возрастание происходит более быстро при малой толщине облаков (до 200--300 м) и замедляется при дальнейшем ее увеличении.

Альбедо зависит от формы облаков. Наибольшими значениями альбедо характеризуется высоко-кучевая и слоисто-кучевая облачность. Так, при одинаковой толщине (300 м) альбедо Ас равно примерно 73 %, Sc -- 64 %, смешанных облаков Sc--Си -- около 52 % (в районе Архангельска) и Ас -- 71%, Sc -- 56% (в районе Москвы).

Более полные исследования радиационных характеристик слоистых и слоисто-кучевых облаков проведены на Украине (Н. И. Гойса, В. М. Шошин). Средние значения альбедо оказались равными: 73 % Для St (при средней толщине облаков 430 м и их водности 0,20 г/м3, по наблюдениям в 58 случаях), 66% для Sc (при средней толщине облаков 350 м и их водности 0,13 г/м3, по наблюдениям в 54 случаях). Функции пропускания для этих облаков соответственно равны 21 и 26 %. С ростом толщины облака Дh альбедо r растет, а функция пропускания Р уменьшается:

Дh	100	120	145	185	225	275	325	375	425	550	650	850
r, %	31	37	44	52	59	66	71	74	76	79	81	82
P, %	63	56	50	39	32	27	23	21	18	16	14	12

Альбедо увеличивается, а функция пропускания уменьшается с ростом так называемого водозапаса облака (массы капель воды в вертикальном столбе единичного сечения). Альбедо r, функции пропускания Р и поглощения А зависят от высоты Солнца. При толщине облака 350 м эта зависимость такова:

	10	20	30	40	50
r, %	76	73	71	69	67
P, %	18	20	22	24	26
A, %	6	7	7	7	7

С увеличением альбедо земной поверхности растут, согласно этим данным, функции поглощения А и пропускания Р, что объясняется поглощением идущего от земли потока радиации облаком и вторичным отражением его от нижней поверхности облака. Перистые облака в большинстве случаев отличаются меньшими значениями альбедо по сравнению с остальными формами облаков; и только плотные перисто-слоистые облака, имеющие большую вертикальную протяженность, хорошо отражают солнечную радиацию (r =74 %).

Альбедо слоя rвг(n) связано с альбедо собственно облаков гoбл соотношением:

(4.1)

где n -- количество облаков (в долях единицы), rвг(0)-- альбедо безоблачной атмосферы на уровне верхней границы облаков.

При отсутствии облаков альбедо в свободной атмосфере изменяется с высотой незначительно (при альбедо земной поверхности, равном 15--20 %, в слое 1--3 км альбедо, по данным измерений, уменьшается в среднем на 0,3 % на 1 км высоты), поэтому можно положить rвг(0) -- rнг. Из соотношения (4.1) следует

солнечный радиация альбедо

(4.2)

На альбедо и другие радиационные характеристики облачного слоя оказывает влияние (наряду с n и толщиной облаков) высота Солнца. Однако это влияние существенно лишь при высоте Солнца меньше 30°. При проводимых наблюдениях высота Солнца в 94 % случаев превышала 30°. Среднее значение rнг составило 14,5%, причем значения rнг<13% и rнг >20 % зафиксированы только в 20 % случаев (минимальные значения rнг, равные 5--6%, наблюдались весной вскоре после схода снежного покрова).

Анализ опытных данных показал, что связь между rвг(n) и n может быть с удовлетворительной точностью аппроксимирована выражением

(4.3)

где альбедо -- в процентах; n -- в баллах.

Коэффициент корреляции между фактическими значениями rвг(n) и рассчитанными по выражению (4.3) достаточно высок: он равен 0,91 ±0,01. Среднее квадратическое отклонение вычисленных по (4.3) значений rвг(n) от фактических составляет 4,5 %, среднее арифметическое из абсолютных отклонений этих величин равно 3,3 %.

Альбедо собственно облаков rобл(n) определенное по (4.2), при увеличении n до 6--7 баллов остается практически постоянным (31--34 %), а затем быстро возрастает и при n = 10 баллам приближается к rвг(n). Объяснить такой ход rобл(n) можно тем, что при небольшом количестве облаков расстояние между ними велико (существенно больше толщины) и отдельные облака в отношении радиации ведут себя самостоятельно, не взаимодействуя друг с другом. При увеличении n растут геометрические размеры отдельных облаков, в том числе их толщина.

Радиация, рассеянная боковыми частями одних облаков, достигает поверхности других и вновь рассеивается. Вследствие этого увеличивается отражательная способность облачного слоя в целом, а также растет поглощательная способность под влиянием увеличения длины пути солнечных лучей в облачном слое. В таком слое альбедо безоблачного пространства на верхней границе облаков rвг(0) уже нельзя считать равным альбедо атмосферы на уровне нижней границы облаков rнг .

Анализ опытных данных показал, что альбедо облачного слоя rвг(n) слабо зависит от толщины. Объясняется это тем, что альбедо самих облаков существенно изменяется при увеличении их толщины лишь при малых значениях последней (рассеивание радиации в облаке происходит главным образом в его верхней части). Так, альбедо облаков растет от 40 до 72 % при увеличении их толщины от 100 до 400 м, дальнейший рост толщины до 700 м сопровождается увеличением альбедо только на 10 %.

Размещено на Allbest.ru