Солнечная радиация: географический словарь

Солнечная радиация - ведущий климатообразующий фактор и практически единственный источник энергии для всех физических процессов, происходящих на земной поверхности и в ее атмосфере. Она обусловливает жизнедеятельность организмов, создавая тот или иной температурный режим; приводит к возникновению облаков и выпадению осадков; является основополагающей причиной общей циркуляции атмосферы, тем самым оказывая огромное влияние на жизнь людей во всех ее проявлениях. В строительстве и архитектуре солнечная радиация является важнейшим средовым фактором - от нее зависит ориентация зданий, их конструктивные, объемно-планировочные, колористические, пластические решения и многие другие особенности.

Согласно ГОСТ Р 55912-2013 «Климатология строительная» приняты следующие определения и понятия, связанные с солнечной радиацией:

• прямая радиация - часть суммарной солнечной радиации, поступающей на поверхности в виде пучка параллельных лучей, приходящих непосредственно от видимого диска солнца;
• рассеянная солнечная радиация - часть суммарной солнечной радиации, поступающей на поверхности со всего небосвода после рассеяния в атмосфере;
• отраженная радиация - часть суммарной солнечной радиации, отраженной от подстилающей поверхности (в том числе от фасадов, кровель зданий);
• интенсивность солнечной радиации - количество солнечной радиации, проходящее за единицу времени через единичную площадку, расположенную перпендикулярно лучам.

Все величины солнечной радиации в современных отечественных ГОСТах, СП (СНиПах) и других нормативных документах, связанных со строительством и архитектурой, измеряются в киловаттах в час на 1 м 2 (кВт ч/м 2). За единицу времени, как правило, принимается месяц. Чтобы получить мгновенное (секундное) значение мощности потока солнечной радиации (кВт/м 2), приведенную за месяц величину следует разделить на количество дней в месяце, количестве часов в сутках и секунд в часах.

Во многих ранних изданиях нормативных документов по строительству и во многих современных справочниках по климатологии значения солнечной радиации приводятся в мегаджоулях или килокалориях на м 2 (МДж/м 2 , Ккал/м 2). Коэффициенты перевода этих величин из одной в другую приведены в приложении 1.

Физическая сущность. Солнечная радиация приходит к Земле от Солнца. Солнце - ближайшая к нам звезда, которая в среднем отстоит от Земли на 149 450 000 км. В начале июля, когда Земля наиболее удалена от Солнца («афелий»), это расстояние увеличивается до 152 млн км, а в начале января оно уменьшается до 147 млн км («перигелий»).

Внутри солнечного ядра температура превышает 5 млн К, а давление больше земного в несколько миллиардов раз, вследствие чего водород превращается в гелий. В ходе этой термоядерной реакции и рождается лучистая энергия, которая распространяется от Солнца по всем направлениям в виде электромагнитных волн. При этом к Земле приходит целый спектр длин волн, который в метеорологии принято делить на коротковолновый и длинноволновый участки. Коротковолновой называют радиацию в диапазоне длин волн от 0,1 до 4 мкм (1 мкм = 10~ 6 м). Радиацию с большими длинами (от 4 до 120 мкм) относят к длинноволновой. Солнечная радиация является преимущественно коротковолновой - на указанный диапазон длин волн приходится 99% всей энергии солнечного излучения, в то время как земная поверхность и атмосфера излучают длинноволновую радиацию, а коротковолновую могут только отражать.

Солнце является источником не только энергии, но и света. Видимый свет занимает узкий интервал длин волн, всего от 0,40 до 0,76 мкм, однако в этом интервале заключается 47% всей солнечной лучистой энергии. Свет с длиной волны около 0,40 мкм воспринимается как фиолетовый, с длиной волны около 0,76 мкм - как красный. Все остальные длины волн человеческий глаз не воспринимает, т.е. они невидимы для нас 1 . На инфракрасное излучение (от 0,76 до 4 мкм) приходится 44%, а на ультрафиолетовое (от 0,01 до 0,39 мкм) - 9% всей энергии. Максимум энергии в спектре солнечной радиации на верхней границе атмосферы лежит в сине-голубой области спектра, а у поверхности земли - в желто-зеленой.

Количественной мерой солнечной радиации, поступающей на некоторую поверхность, служит энергетическая освещенность, или поток солнечной радиации, - количество лучистой энергии, падающей на единицу площади в единицу времени. Максимальное количество солнечной радиации поступает на верхнюю границу атмосферы и характеризуется величиной солнечной постоянной. Солнечная постоянная - это поток солнечной радиации на верхней границе земной атмосферы через площадку, перпендикулярную солнечным лучам, при среднем расстоянии Земли от Солнца. По последним данным, утвержденным Всемирной Метеорологической Организацией (ВМО) в 2007 г., эта величина составляет 1,366 кВт/м 2 (1366 Вт/м 2).

До земной поверхности доходит значительно меньшее количество солнечной радиации, поскольку по мере движения солнечных лучей через атмосферу радиация претерпевает ряд существенных изменений. Часть ее поглощается атмосферными газами и аэрозолями и переходит в теплоту, т.е. идет на нагревание атмосферы, а часть рассеивается и переходит в особую форму рассеянной радиации.

Процесс поглощения радиации в атмосфере носит селективный характер - разные газы поглощают ее в разных участках спектра и в разной степени. Основными газами, поглощающими солнечную радиацию, являются водяной пар (Н 2 0), озон (0 3) и углекислый газ (С0 2). Например, как было сказано выше, стратосферный озон полностью поглощает вредную для живых организмов радиацию с длинами волн короче 0,29 мкм, именно поэтому озоновый слой является естественным щитом существования жизни на Земле. В среднем озоном поглощается около 3% солнечного излучения. В красной и инфракрасной областях спектра наиболее существенно солнечную радиацию поглощает водяной пар. В этой же области спектра находятся полосы поглощения углекислого газа, однако

Более подробно о свете и цвете говорится в других разделах дисциплины «Архитектурная физика».

в целом поглощение им прямой радиации невелико. Поглощение солнечной радиации происходит и аэрозолями естественного и антропогенного происхождения, особенно сильно - частицами сажи. Всего водяным паром и аэрозолями поглощается около 15% солнечной радиации, облаками - примерно 5%.

Рассеяние радиации представляет собой физический процесс взаимодействия электромагнитного излучения и вещества, в ходе которого молекулы и атомы поглощают часть радиации, а потом переизлучают ее во всех направлениях. Это очень важный процесс, который зависит от соотношения величины рассеивающих частиц и длины волны падающего излучения. В абсолютно чистом воздухе, где рассеяние производится только молекулами газов, оно подчиняется закону Рэлея , т.е. обратно пропорционально четвертой степени длины волны рассеиваемых лучей. Таким образом, голубой цвет неба - это цвет самого воздуха, обусловленный рассеянием в нем солнечных лучей, поскольку фиолетовые и голубые лучи рассеиваются воздухом гораздо лучше, чем оранжевые и красные.

Если в воздухе присутствуют частицы, размеры которых сравнимы с длиной волны излучения - аэрозоли, капельки воды, кристаллы льда, - то рассеяние не будет подчиняться закону Рэлея, и рассеянная радиация окажется не так богата коротковолновыми лучами. На частицах же диаметром больше 1-2 мкм будет происходить не рассеяние, а диффузное отражение, что определяет белесый цвет неба.

Рассеяние играет огромную роль в формировании естественной освещенности: в отсутствие Солнца в дневное время оно создает рассеянный (диффузный) свет. Если бы не было рассеяния, светло было бы только там, куда попадали бы прямые солнечные лучи. Сумерки и заря, цвет облаков на восходе и закате также связаны с этим явлением.

Итак, к земной поверхности солнечная радиация поступает в виде двух потоков: прямой и рассеянной радиации.

Прямая радиация (5) приходит к земной поверхности непосредственно от солнечного диска. При этом максимально возможное количество радиации получит единичная площадка, расположенная перпендикулярно к солнечным лучам (5). На единицу горизонтальной поверхности придется меньшее количество лучистой энергии У, называемое также инсоляцией :

У = ?-8шА 0 , (1.1)

где И 0 - высота Солнца над горизонтом, определяющая угол падения солнечных лучей на горизонтальную поверхность.

Рассеянная радиация (/)) поступает на земную поверхность от всех точек небесного свода, за исключением солнечного диска.

Всю солнечную радиацию, приходящую на земную поверхность, называют суммарной солнечной радиацией (0:

• (1.2)
• 0 = + /) = И 0 + /).

Приход этих видов радиации существенно зависит не только от астрономических причин, но и от облачности. Поэтому в метеорологии принято различать возможные суммы радиации , наблюдающиеся при безоблачных условиях, и действительные суммы радиации , имеющие место при реальных условиях облачности.

Не вся падающая на земную поверхность солнечная радиация поглощается ею и превращается в тепло. Часть ее отражается и, следовательно, теряется подстилающей поверхностью. Эта часть называется отраженной радиацией (/? к), а ее величина зависит от альбедо земной поверхности (Л к):

А к = - 100%.

Величина альбедо измеряется в долях единицы или в процентах. В строительстве и архитектуре чаще используются доли единицы. В них также измеряются отражательная способность строительных и отделочных материалов, светлота окраски фасадов и т.д. В климатологии принято измерение альбедо в процентах.

Альбедо оказывает значительное влияние на процессы формирования климата Земли, так как является интегральным показателем отражательной способности подстилающей поверхности. Оно зависит от состояния этой поверхности (шероховатости, цвета, увлажненности) и меняется в очень широких пределах. Самые высокие значения альбедо (до 75%) характерны для свежевыпавшего снега, а самые низкие - для водной поверхности при отвесном падении солнечных лучей («3%). Альбедо поверхности почвы и растительности в среднем меняется от 10 до 30%.

Если рассматривать всю Землю в целом, то ее альбедо составляет 30%. Эта величина носит название планетарного альбедо Земли и представляет собой отношение уходящей в космос отраженной и рассеянной солнечной радиации к общему количеству радиации, поступающей к атмосфере.

На территории городов альбедо, как правило, ниже, чем в естественных, ненарушенных ландшафтах. Характерное значение альбедо для территории крупных городов умеренного климата составляет 15-18%. В южных городах альбедо, как правило, выше за счет применения более светлых тонов в окраске фасадов и кровель, в северных городах с плотной застройкой и темными колористическими решениями зданий альбедо ниже. Это позволяет в южных жарких странах уменьшать количество поглощенной солнечной радиации, снижая тем самым тепловой фон застройки, а в северных холодных районах, наоборот, увеличивать долю поглощенной солнечной радиации, повышая общий тепловой фон.

Поглощенная радиация (*У П0ГЛ) называется также балансом коротковолновой радиации (В к) и представляет собой разность суммарной и отраженной радиации (двух коротковолновых потоков):

^погл = 5 к = 0~ Я К- (1.4)

Она нагревает верхние слои земной поверхности и все, что на ней расположено (растительный покров, дороги, здания, сооружения и т.д.), вследствие чего они излучают длинноволновую радиацию, невидимую человеческим глазом. Эту радиацию чаще называют собственным излучением земной поверхности (? 3). Величина ее, согласно закону Стефана - Больцмана, пропорциональна четвертой степени абсолютной температуры.

Атмосфера также излучает длинноволновую радиацию, большая часть которой приходит к земной поверхности и почти полностью поглощается ею. Эту радиацию называют встречным излучением атмосферы (Е а). Встречное излучение атмосферы возрастает с увеличением облачности и влажности воздуха и является очень важным источником тепла для земной поверхности. Тем не менее длинноволновое излучение атмосферы всегда немного меньше земного, за счет чего земная поверхность теряет тепло, а разница между этими значениями называется эффективным излучением Земли (Е эф).

В среднем в умеренных широтах земная поверхность через эффективное излучение теряет примерно половину того количества тепла, которое она получает от поглощенной солнечной радиации. Поглощая земное излучение и посылая встречное излучение к земной поверхности, атмосфера уменьшает охлаждение этой поверхности в ночное время суток. Днем же она мало препятствует нагреванию поверхности Земли. Это влияние земной атмосферы на тепловой режим земной поверхности и носит название парникового эффекта. Таким образом, явление парникового эффекта состоит в удерживании тепла вблизи поверхности Земли. Большую роль в этом процессе играют газы техногенного происхождения, прежде всего - углекислый газ, концентрация которого на территории городов особенно высока. Но главная роль все же принадлежит газам естественного происхождения.

Основной субстанцией в атмосфере, поглощающей длинноволновое излучение Земли и посылающей встречное излучение, является водяной пар. Он поглощает практически всю длинноволновую радиацию за исключением интервала длин волн от 8,5 до 12 мкм, который называется «окном прозрачности» водяного пара. Только в этом интервале земное излучение проходит в мировое пространство сквозь атмосферу. Кроме водяного пара сильно поглощает длинноволновое излучение углекислый газ, причем именно в окне прозрачности водяного пара, гораздо слабее - озон, а также метан, оксид азота, хлорфторуглероды (фреоны) и некоторые другие газовые примеси.

Удержание тепла вблизи земной поверхности - очень важный процесс для поддержания жизни. Не будь его, средняя температура у Земли была бы на 33°С ниже существующей, и на Земле вряд ли могли бы обитать живые организмы. Поэтому дело не в парниковом эффекте как таковом (ведь он возник с момента образования атмосферы), а в том, что под влиянием антропогенной деятельности происходит усиление этого эффекта. Причина - в быстром росте концентрации парниковых газов техногенного происхождения, в основном - С0 2 , выбрасываемого при сжигании органического топлива. Это может привести к тому, что при той же поступающей радиации доля остающегося на планете тепла увеличится, а следовательно, увеличится и температура земной поверхности и атмосферы. За последние 100 лет температура воздуха нашей планеты в среднем увеличилась на 0,6°С.

Считается, что при удвоении концентрации С0 2 относительно ее доиндустриального значения глобальное потепление составит около 3°С (по разным оценкам - от 1,5 до 5,5°С). При этом наибольшие изменения должны произойти в тропосфере высоких широт в осенне-зимний период. Как следствие, начнет таять лед в Арктике и Антарктиде и уровень Мирового океана начнет повышаться. Это повышение может составить от 25 до 165 см, а значит, многие города, расположенные в прибрежных зонах морей и океанов, будут затоплены.

Таким образом, это очень важная проблема, касающаяся жизни миллионов людей. Учитывая это в 1988 г. в Торонто состоялась первая Международная конференция по проблеме антропогенного изменения климата. Ученые пришли к выводу, что последствия усиления парникового эффекта из-за роста содержания в атмосфере углекислого газа уступают лишь последствиям мировой ядерной войны. Тогда же при Организации Объединенных Наций (ООН) была образована Межправительственная группа экспертов по проблемам изменения климата - МГЭИК (IPCC - Intergovernmental Panel on Climate Change ), которая изучает влияние повышения приземной температуры на климат, экосистему Мирового океана, биосферу в целом, в том числе на жизнь и здоровье населения планеты.

В 1992 г. в Нью-Йорке была принята Рамочная конвенция об изменении климата (РКИК), главной целью которой провозглашено обеспечение стабилизации концентраций парниковых газов в атмосфере на уровнях, позволяющих предотвратить опасные последствия вмешательства человека в климатическую систему. Для практической реализации конвенции в декабре 1997 г. в г. Киото (Япония) на международной конференции был принят Киотский протокол. В нем определены конкретные квоты на выброс парниковых газов странами-участницами, в том числе и Россией, ратифицировавшей этот Протокол в 2005 г.

К моменту написания данной книги одной из последних конференций, посвященных климатическим изменениям, является Конференция по климату в Париже, проходившая с 30 ноября по 12 декабря 2015 г. Цель этой конференции - подписание международного соглашения по сдерживанию увеличения средней температуры планеты к 2100 г. не выше 2°С.

Итак, в результате взаимодействия разнообразных потоков коротковолновой и длинноволновой радиации земная поверхность непрерывно получает и теряет тепло. Результирующей величиной прихода и расхода радиации является радиационный баланс (В ), который и определяет тепловое состояние земной поверхности и приземного слоя воздуха, а именно их нагревание или охлаждение:

В = Q -« к - ?эф = 60 - А )-? эф =

= (5"sin/^ > + D)(l-А)-Е^ф = В к +В а. (

Данные о радиационном балансе необходимы для оценки степени нагревания и охлаждения различных поверхностей как в естественных условиях, так и в архитектурной среде, расчета теплового режима зданий и сооружений, определения испарения, теплоза-пасов в почве, нормирования орошения сельскохозяйственных полей и других народно-хозяйственных целей.

Методы измерения. Ключевое значение исследований радиационного баланса Земли для понимания закономерностей климата и формирования микроклиматических условий определяет основополагающую роль данных наблюдений за его составляющими - актинометрических наблюдений.

На метеорологических станциях России применяется термоэлектрический метод измерения радиационных потоков. Измеряемая радиация поглощается черной приемной поверхностью приборов, превращается в тепло и нагревает активные спаи термобатареи, тогда как пассивные спаи не нагреваются радиацией и имеют более низкую температуру. Вследствие различия температур активных и пассивных спаев на выводе термобатареи возникает термоэлектродвижущая сила, пропорциональная интенсивности измеряемой радиации. Таким образом, большинство актинометрических приборов являются относительными - они измеряют не сами потоки радиации, а пропорциональные им величины - силу тока или напряжение. Для этого приборы присоединяются, например, к цифровым мультиметрам, а ранее - к стрелочным гальванометрам. При этом в паспорте каждого прибора приводится так называемый «переводной множитель» - цена деления электроизмерительного прибора (Вт/м 2). Этот множитель рассчитывается путем сравнения показаний того или иного относительного прибора с показаниями абсолютных приборов - пиргелиометров.

Принцип действия абсолютных приборов иной. Так, в компенсационном пиргелиометре Ангстрема зачерненная металлическая пластинка выставляется на солнце, а другая такая же пластинка остается в тени. Между ними возникает разность температур, которая передается спаям термоэлемента, прикрепленным к пластинам, и таким образом возбуждается термоэлектрический ток. При этом через затененную пластину пропускается ток от батареи до тех пор, пока она не нагреется до той же температуры, что и пластина, находящаяся на солнце, после чего термоэлектрический ток исчезает. По силе пропущенного «компенсирующего» тока можно определить количество тепла, полученного зачерненной пластиной, которое, в свою очередь, будет равно количеству тепла, полученному от Солнца первой пластиной. Таким образом, можно определить величину солнечной радиации.

На метеостанциях России (а ранее - СССР), проводящих наблюдения за составляющими радиационного баланса, однородность рядов актинометрических данных обеспечивается использованием однотипных приборов и их тщательной градуировкой, а также одинаковой методикой измерений и обработки данных. В качестве приемников интегральной солнечной радиации (

В термоэлектрическом актинометре Савинова - Янишевского, внешний вид которого показан на рис. 1.6, приемная часть представляет собой тонкий металлический зачерненный диск из серебряной фольги, к которому через изоляцию приклеены нечетные (активные) спаи термобатареи. При измерениях этот диск поглощает солнечную радиацию, вследствие чего температура диска и активных спаев повышается. Четные же (пассивные) спаи через изоляцию приклеены к медному кольцу в корпусе прибора и имеют температуру, близкую к температуре наружного воздуха. Эта разность температур при замыкании внешней цепи термобатареи и создает термоэлектрический ток, сила которого пропорциональна интенсивности солнечной радиации.

Рис. 1.6.

В пиранометре (рис. 1.7) приемная часть чаще всего представляет собой батарею термоэлементов, например из манганина и кон-стантана, с зачерненными и белыми спаями, которые неодинаково нагреваются под действием приходящей радиации. Приемная часть прибора должна иметь горизонтальное положение, чтобы воспринимать рассеянную радиацию со всего небесного свода. От прямой радиации пиранометр затеняется экраном, а от встречного излучения атмосферы защищен стеклянным колпаком. При измерениях суммарной радиации пиранометр от прямых лучей не затеняют.

Рис. 1.7.

Специальное устройство (откидная плита) позволяет придавать головке пиранометра два положения: приемником вверх и приемником вниз. В последнем случае пиранометр измеряет отраженную от земной поверхности коротковолновую радиацию. В маршрутных наблюдениях для этого применяют так называемый походный алъбе-дометр, представляющий собой головку пиранометра, соединенную с опрокидывающимся кардановым подвесом с рукояткой.

Термоэлектрический балансомер состоит из корпуса с термобатареей, двух приемных пластинок и рукоятки (рис. 1.8). В дискообразном корпусе (/) имеется квадратный вырез, где укреплена термобатарея (2). Рукоять (3 ), припаянная к корпусу, служит для установки балансомера на стойке.

Рис. 1.8.

Одна зачерненная приемная пластинка балансомера направлена вверх, другая - вниз, к земной поверхности. Принцип действия незатененного балансомера основан на том, что все виды радиации, приходящей к деятельной поверхности (У, /) и Е а), поглощаются зачерненной приемной поверхностью прибора, обращенной вверх, а все виды радиации, уходящей от деятельной поверхности (/? к, /? л и Е 3), поглощаются пластиной, направленной вниз. Каждая приемная пластинка сама также излучает длинноволновую радиацию, кроме того, происходит теплообмен с окружающим воздухом и корпусом прибора. Однако благодаря высокой теплопроводности корпуса происходит большая отдача тепла, что не позволяет образовываться существенной разности температур приемных пластинок. По этой причине собственным излучением обоих пластин можно пренебречь, а по разности их нагрева - определить величину радиационного баланса любой поверхности, в плоскости которой расположен балансомер.

Поскольку приемные поверхности балансомера не закрыты стеклянным колпаком (иначе было бы невозможно измерить длинноволновую радиацию), показания этого прибора зависят от скорости ветра, уменьшающего разность температур приемных поверхностей. По этой причине показания балансомера приводят к штилевым условиям, предварительно измерив скорость ветра на уровне прибора.

Для автоматической регистрации измерений термоэлектрический ток, возникающий в описанных выше приборах, подводят на самопишущий электронный потенциометр. Изменения силы тока записываются на движущейся бумажной ленте, при этом актинометр должен автоматически вращаться так, чтобы его приемная часть следовала за Солнцем, а пиранометр должен быть всегда затенен от прямой радиации особой кольцевой защитой.

Актинометрические наблюдения, в отличие от основных метеонаблюдений, проводятся шесть раз в сутки в сроки: 00 ч 30 мин, 06 ч 30 мин, 09 ч 30 мин, 12 ч 30 мин, 15 ч 30 мин и 18 ч 30 мин. Поскольку интенсивность всех видов коротковолновой радиации зависит от высоты Солнца над горизонтом, сроки наблюдений устанавливаются по среднему солнечному времени станции.

Характерные значения. Величины потоков прямой и суммарной радиации играют одну из важнейших ролей в архитектурно-климатическом анализе. Именно с их учетом связаны ориентация зданий по сторонам горизонта, их объемно-планировочное и колористическое решение, внутренняя планировка, размеры светопроемов и ряд других архитектурных особенностей. Поэтому суточный и годовой ход характерных значений будет рассмотрен именно для этих величин солнечной радиации.

Энергетическая освещенность прямой солнечной радиации в условиях безоблачного неба зависит от высоты солнца, свойств атмосферы на пути солнечного луча, характеризуемой коэффициентом прозрачности (величиной, показывающей, какая доля солнечной радиации доходит до земной поверхности при отвесном падении солнечных лучей) и от длины этого пути.

Прямая солнечная радиация при безоблачном небе имеет довольно простой суточный ход с максимумом в околополуденные часы (рис. 1.9). Как следует из рисунка, в течение дня поток солнечной радиации сначала быстро, потом медленнее нарастает от восхода Солнца до полудня и сначала медленно, потом быстро убывает от полудня до захода Солнца. Различия в энергетической освещенности в полдень при ясном небе в январе и июле в первую очередь связаны с различиями в полуденной высоте Солнца, которая зимой меньше, чем летом. В то же время в континентальных районах часто наблюдается асимметричность суточного хода, обусловленная различием прозрачности атмосферы в до- и послеполуденные часы. Влияет прозрачность атмосферы и на годовой ход среднемесячных значений прямой солнечной радиации. Максимум радиации при безоблачном небе может смещаться на весенние месяцы, поскольку весной запыленность и влагосодержание атмосферы ниже, чем осенью.

5 1 , кВт/м 2

б", кВт/м 2

Рис. 1.9.

и при средних условиях облачности (б):

7 - на перпендикулярную к лучам поверхность в июле; 2 - на горизонтальную поверхность в июле; 3 - на перпендикулярную поверхность в январе; 4 - на горизонтальную поверхность в январе

Облачность снижает приход солнечной радиации и может существенно изменить ее суточный ход, что проявляется в соотношении до- и послеполуденных часовых сумм. Так, в большей части континентальных районов России в весенне-летние месяцы часовые суммы прямой радиации в дополуденные часы больше, чем в послеполуденные (рис. 1.9, б). Это в основном определяется суточным ходом облачности, которая начинает развиваться в 9-10 часов утра и достигает максимума в послеполуденные часы, уменьшая, таким образом, радиацию. Общее же снижение притока прямой солнечной радиации при действительных условиях облачности может быть очень существенным. Например, во Владивостоке с его муссонным климатом эти потери летом составляют 75%, а в Санкт-Петербурге даже в среднем за год облака не пропускают к земной поверхности 65% прямой радиации, в Москве - около половины.

Распределение годовых сумм прямой солнечной радиации при средних условиях облачности по территории России показано на рис. 1.10. В значительной степени этот фактор, снижающий количество солнечной радиации, зависит от циркуляции атмосферы, что приводит к нарушению широтного распределения радиации.

Как видно из рисунка, в целом годовые суммы прямой радиации, приходящей на горизонтальную поверхность, увеличиваются от высоких широт к более низким от 800 до почти 3000 МДж/м 2 . Большое количество облаков в европейской части России приводит к уменьшению годовых сумм по сравнению с районами Восточной Сибири, где в основном за счет влияния азиатского антициклона в зимний период годовые суммы возрастают. В то же время летний муссон приводит к уменьшению годового прихода радиации в прибрежных районах на Дальнем Востоке. Диапазон изменения полуденной интенсивности прямой солнечной радиации на территории России изменяется от 0,54-0,91 кВт/м 2 летом до 0,02-0,43 кВт/м 2 зимой.

Рассеянная радиация, поступающая на горизонтальную поверхность, также изменяется в течение дня, возрастая до полудня и убывая после него (рис. 1.11).

Как и в случае с прямой солнечной радиацией, на приход рассеянной радиации влияет не только высота солнца и продолжительность дня, но и прозрачность атмосферы. Однако уменьшение последней ведет к увеличению рассеянной радиации (в отличие от прямой). Кроме того, рассеянная радиация в очень широких пределах зависит от облачности: при средних условиях облачности ее приход более чем в два раза превосходит значения, наблюдающиеся при ясном небе. В отдельные же дни облачность увеличивает этот показатель в 3-4 раза. Таким образом, рассеянная радиация может существенно дополнять прямую, особенно при низком положении Солнца.

Рис. 1.10. Прямая солнечная радиация, поступающая на горизонтальную поверхность при средних условиях облачности, МДж/м 2 в год (1 МДж/м 2 = 0,278 кВт? ч/м 2)

/), кВт/м 2 0,3 г

• 0,2 -
• 0,1 -

4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 Часы

Рис. 1.11.

и при средних условиях облачности (б)

Величина рассеянной солнечной радиации в тропиках составляет от 50 до 75% прямой; под 50-60° широты она близка к прямой, а в высоких широтах почти весь год превышает прямую солнечную радиацию.

Очень важным фактором, влияющим на поток рассеянной радиации, является альбедо подстилающей поверхности. Если альбедо достаточно велико, то отраженная от подстилающей поверхности радиация, рассеиваемая атмосферой в обратном направлении, может обусловить значительное увеличение прихода рассеянной радиации. Наиболее сильно эффект проявляется при наличии снежного покрова, обладающего наибольшей отражательной способностью.

Суммарная радиация при безоблачном небе (возможная радиация) зависит от широты места, высоты солнца, оптических свойств атмосферы и характера подстилающей поверхности. В условиях ясного неба она имеет простой суточный ход с максимумом в полдень. Асимметрия суточного хода, характерная для прямой радиации, в суммарной радиации проявляется мало, так как уменьшение прямой радиации в связи с ростом замутнения атмосферы во второй половине дня компенсируется увеличением рассеянной благодаря тому же фактору. В годовом ходе максимальная интенсивность суммарной радиации при безоблачном небе на большей части тер-

ритории России наблюдается в июне в связи с максимальной полуденной высотой солнца. Однако в некоторых районах это влияние перекрывается влиянием прозрачности атмосферы, и максимум смещается на май (например, в Забайкалье, Приморье, на Сахалине и в ряде районов Восточной Сибири). Распределение месячных и годовых сумм суммарной солнечной радиации при безоблачном небе приведено в табл. 1.9 и на рис. 1.12 в виде осредненных по широтам значений.

Из приведенных таблицы и рисунка видно, что во все сезоны года как интенсивность, так и суммы радиации возрастают с севера на юг в соответствии с изменением высоты солнца. Исключение составляет период с мая по июль, когда сочетание большой продолжительности дня и высоты солнца обеспечивает довольно высокие значения суммарной радиации на севере и в целом на территории России поле радиации размыто, т.е. не имеет выраженных градиентов.

Таблица 1.9

Суммарная солнечная радиация на горизонтальную поверхность

при безоблачном небе (кВт ч/м 2)

Рис. 1.12. Суммарная солнечная радиация на горизонтальную поверхность при безоблачном небе на различных широтах (1 МДж/м 2 = 0,278 кВт ч/м 2)

При наличии облачности суммарная солнечная радиация определяется не только количеством и формой облаков, но и состоянием солнечного диска. При просвечивающем сквозь облака солнечном диске суммарная радиация по сравнению с безоблачными условиями может даже увеличиваться вследствие роста рассеянной радиации.

Для средних условий облачности наблюдается вполне закономерный суточный ход суммарной радиации: постепенное нарастание от восхода солнца до полудня и убывание от полудня до захода. В то же время суточный ход облачности нарушает симметрию хода относительно полудня, характерную для безоблачного неба. Так, в большинстве районов России в теплый период дополуденные значения суммарной радиации на 3-8% превышают послеполуденные, за исключением муссонных областей Дальнего Востока, где соотношение обратное. В годовом ходе средних многолетних месячных сумм суммарной радиации наряду с определяющим астрономическим фактором проявляется циркуляционный (через влияние облачности), поэтому максимум может смещаться с июня на июль и даже на май (рис. 1.13).

• 600 -
• 500 -
• 400 -
• 300 -
• 200 -

м. Челюскин

Салехард

Архангельск

С.-Петербург

Петропавловск

Камчатский

Хабаровск

Астрахань

Рис. 1.13. Суммарная солнечная радиация на горизонтальную поверхность в отдельных городах России при реальных условиях облачности (1 МДж/м 2 = 0,278 кВт ч/м 2)

5", МДж/м 2 700

Итак, реальный месячный и годовой приход суммарной радиации составляет лишь часть возможного. Самые большие отклонения реальных сумм от возможных летом отмечаются на Дальнем Востоке, где облачность снижает суммарную радиацию на 40-60%. В целом же общий годовой приход суммарной радиации изменяется по территории России в широтном направлении, увеличиваясь от 2800 МДж/м 2 на побережьях северных морей до 4800- 5000 МДж/м 2 в южных районах России - Северном Кавказе, Нижнем Поволжье, Забайкалье и Приморском крае (рис. 1.14).

Рис. 1.14. Суммарная радиация, поступающая на горизонтальную поверхность, МДж/м 2 в год

Летом различия в суммарной солнечной радиации при реальных условиях облачности между городами, расположенными на разных широтах, не такие «драматичные», как это может показаться с первого взгляда. Для европейской части России от Астрахани до мыса Челюскин эти значения лежат в пределах 550-650 МДж/м 2 . Зимой в большинстве городов, за исключением Заполярья, где наступает полярная ночь, суммарная радиация составляет 50-150 МДж/м 2 в месяц.

Для сравнения: средние за январь показатели теплотности 1 городской застройки (рассчитанные по фактическим данным для Москвы), составляют от 220 МДж/м 2 в месяц в городских градостроительных узлах до 120-150 МДж/м 2 на межмагистральных территориях с низкоплотной жилой застройкой. На территориях производственных и коммунально-складских зон показатели теплотности в январе составляют 140 МДж/м 2 . Суммарная солнечная радиация в Москве составляет в январе 62 МДж/м 2 . Таким образом, в зимнее время за счет использования солнечной радиации возможно покрыть не более 10-15% (с учетом эффективности солнечных батарей 40%) расчетной теплотности застройки средней плотности даже в известных своей солнечной зимней погодой Иркутске и Якутске, даже если полностью покрыть их территорию фотоэлектрическими панелями.

Летом суммарная солнечная радиация возрастает в 6-9 раз, а те-плопотребление сокращается в 5-7 раз по сравнению с зимой. Показатели теплотности в июле снижаются до значений 35 МДж/м 2 и менее - на жилых территориях и 15 МДж/м 2 и менее - на территориях производственного назначения, т.е. до величин, составляющих не более 3-5% от суммарной солнечной радиации. Поэтому летом, когда потребности в отоплении и освещении минимальны, по всей территории России наблюдается избыток этого возобновляемого природного ресурса, который невозможно утилизировать, что еще раз ставит под сомнение целесообразность применения фотоэлектрических панелей, по крайней мере, в городах и многоквартирных зданиях.

Потребление электроэнергии (без отопления и горячего водоснабжения), также связанное с неравномерностью распределения общей площади застройки, плотности населения и функциональным назначением различных территорий, находится в пре-

Теплотность - усредненный показатель потребления всех видов энергии (электричество, отопление, горячее водоснабжение) на 1 м 2 территории застройки.

делах от 37 МДж/м 2 в месяц (рассчитано как 1/12 годовой суммы) в плотно застроенных районах и до 10-15 МДж/м 2 в месяц в районах с низкой плотностью застройки. В дневные часы и летом потребление электроэнергии, естественно, падает. Плотность потребления электроэнергии в июле в большинстве районов жилой и смешанной застройки составляет 8-12 МДж/м 2 при суммарной солнечной радиации в реальных условиях облачности в Москве около 600 МДж/м 2 . Таким образом, для покрытия нужд в электроснабжении городской застройки (на примере Москвы) требуется утилизировать лишь около 1,5-2% солнечной радиации. Остальная радиация, в случае ее утилизации, будет избыточной. При этом еще предстоит решить вопрос о накоплении и сохранении дневной солнечной радиации для освещения в вечернее и ночное время, когда нагрузки на системы электроснабжения максимальны, а солнце почти или совсем не светит. Для этого потребуется передача электроэнергии на большие расстояния между районами, где Солнце еще достаточно высоко, и теми, где Солнце уже зашло за горизонт. При этом потери электроэнергии в сетях будут сопоставимы с ее экономией за счет использования фотоэлектрических панелей. Либо потребуется использование аккумуляторных батарей большой емкости, производство, установка и последующая утилизация которых потребует энергозатрат, которые вряд ли покроются за счет экономии электроэнергии, накопленной за весь период их эксплуатации.

Другим, не менее важным фактором, делающим сомнительной целесообразность перехода на солнечные батареи как альтернативный источник электроснабжения в масштабах города, является то, что в конечном счете работа фотоэлементов приведет к значительному увеличению поглощенной на территории города солнечной радиации, а следовательно, к повышению температуры воздуха в городе в летнее время. Таким образом, одновременно с охлаждением за счет фотопанелей и запитываемых от них кондиционеров воздуха внутренней среды будет происходить общее повышение температуры воздуха в городе, что в конечном счете сведет к нулю всю выгоду экономическую и экологическую от экономии электроэнергии за счет использования пока еще очень дорогих фотоэлектрических панелей.

Отсюда следует, что установка оборудования для преобразования солнечной радиации в электричество оправдывает себя в весьма ограниченном перечне случаев: только летом, только в климатических районах с сухой жаркой малооблачной погодой, только в малых городах или отдельных коттеджных поселках и только если эта электроэнергия используется для работы установок по кондиционированию и вентиляции внутренней среды зданий. В иных случаях - других районах, других градостроительных условиях и в другое время года - применение фотоэлектрических панелей и солнечных коллекторов для нужд электро-и теплоснабжения рядовой застройки в средних и крупных городах, расположенных в умеренном климате, неэффективно.

Биоклиматическое значение солнечной радиации. Определяющая роль воздействия солнечной радиации на живые организмы сводится к участию в формировании их радиационного и теплового балансов за счет тепловой энергии в видимой и инфракрасной части солнечного спектра.

Видимые лучи имеют особенно большое значение для организмов. Большинство животных, как и человек, хорошо различают спектральный состав света, а некоторые насекомые видят даже в ультрафиолетовом диапазоне. Наличие светового зрения и световой ориентации является важным фактором выживания. Например, у человека наличие цветового зрения - один из наиболее психоэмоциональных и оптимизирующих факторов жизни. Пребывание в темноте оказывает противоположное действие.

Как известно, зеленые растения синтезируют органическое вещество и, следовательно, производят пищу для всех остальных организмов, в том числе человека. Этот важнейший для жизни процесс происходит при ассимиляции солнечного излучения, причем растениями используется определенный диапазон спектра в интервале длин волн 0,38-0,71 мкм. Эта радиация называется фотосинтетически активной радиацией (ФАР) и имеет очень большое значение для продуктивности растений.

Видимая часть света создает естественную освещенность. По отношению к ней все растения делятся на светолюбивые и теневыносливые. Недостаточная освещенность обусловливает слабость стебля, ослабляет образование колосьев и початков на растениях, снижает содержание сахара и количества масел в культурных растениях, затрудняет использование ими минерального питания и удобрений.

Биологическое действие инфракрасных лучей состоит в тепловом эффекте при их поглощении тканями растений и животных. При этом изменяется кинетическая энергия молекул, происходит ускорение электрических и химических процессов. За счет инфракрасной радиации компенсируется недостаток тепла (особенно в высокогорных районах и в высоких широтах), получаемого растениями и животными из окружающего пространства.

Ультрафиолетовое излучение по биологическим свойствам и воздействию на человека принято делить на три области: область А - с длинами волн от 0,32 до 0,39 мкм; область В - от 0,28 до 0,32 мкм и область С - от 0,01 до 0,28 мкм. Область А характеризуется сравнительно слабо выраженным биологическим действием. Она вызывает лишь флюоресценцию ряда органических веществ, у человека способствует образованию пигмента в коже и слабой эритемы (покраснение кожи).

Значительно более активными являются лучи области В. Многообразные реакции организмов на ультрафиолетовое облучение, изменения в коже, крови и т.д. в основном обусловлены ими. Известное витаминообразующее действие ультрафиолета заключается в том, что эргостерон питательных веществ переходит в витамин О, оказывающий сильное возбуждающее влияние на рост и обмен веществ.

Самое мощное биологическое действие на живые клетки оказывают лучи области С. Бактерицидное действие солнечного света в основном обусловлено ими. В небольших дозах ультрафиолетовые лучи необходимы растениям, животным и человеку, особенно детям. Однако в большом количестве лучи области С губительны для всего живого, и жизнь на Земле возможна лишь потому, что это коротковолновое излучение практически полностью задерживается озоновым слоем атмосферы. Особенно актуальным решение вопроса о воздействии избыточных доз ультрафиолетовой радиации на биосферу и человека стало в последние десятилетия в связи с истощением озонового слоя атмосферы Земли.

Действие ультрафиолетовой радиации (УФР), достигающей земной поверхности, на живой организм весьма разнообразно. Как было указано выше, в умеренных дозах она оказывает благотворное влияние: повышает жизненный тонус, усиливает стойкость организма к инфекционным заболеваниям. Недостаток УФР приводит к патологическим явлениям, которые получили название УФ недостаточности или УФ голодания и проявляются в недостатке витамина Э, что ведет к нарушению фосфорно-кальциевого обмена в организме.

Избыток УФР может привести к очень серьезным последствиям: образованию рака кожи, развитию других онкологических образований, появлению фотокератита («снежная слепота»), фотоконъюнктивита и даже катаракты; нарушению иммунной системы живых организмов, а также мутагенным процессам в растениях; изменению свойств и разрушению полимерных материалов, широко использующихся в строительстве и архитектуре. Например, УФР может обесцвечивать фасадные краски или приводить к механическому разрушению полимерных отделочных и конструктивных строительных изделий.

Архитектурно-строительное значение солнечной радиации. Данные о солнечной энергии используются при расчете теплового баланса зданий и систем отопления и кондиционирования воздуха, при анализе процессов старения различных материалов, учете влияния радиации на тепловое состояние человека, выборе оптимального породного состава зеленых насаждений для озеленения конкретного района и многих других целей. Солнечная радиация определяет режим естественной освещенности земной поверхности, знание которого необходимо при планировании расхода электроэнергии, проектировании различных сооружений и организации работы транспорта. Таким образом, радиационный режим является одним из ведущих градостроительных и архитектурно-строительных факторов.

Инсоляция зданий - одно из важнейших условий гигиеничности застройки, поэтому облучению поверхностей прямыми солнечными лучами уделяют особое внимание как важному экологическому фактору. При этом Солнце оказывает не только гигиеническое воздействие на внутреннюю среду, убивая болезнетворные организмы, но и психологически влияет на человека. Эффект такого облучения зависит от длительности процесса воздействия солнечных лучей, поэтому инсоляцию измеряют в часах, а ее продолжительность нормируют соответствующими документами Минздрава России.

Необходимый минимум солнечной радиации, обеспечивающий комфортные условия внутренней среды зданий, условия для труда и отдыха человека, складывается из требуемой освещенности жилых и рабочих помещений, количества требуемой для организма человека ультрафиолетовой радиации, количества поглощенного наружными ограждениями и переданного внутрь зданий тепла, обеспечивающего тепловой комфорт внутренней среды. Исходя из этих требований принимаются архитектурно-планировочные решения, определяется ориентация жилых комнат, кухонь, подсобных и рабочих помещений. При избытке солнечной радиации предусматривается устройство лоджий, жалюзи, ставень и других солнцезащитных устройств.

Анализ сумм солнечной радиации (прямой и рассеянной), поступающей на различно ориентированные поверхности (вертикальные и горизонтальную), рекомендуется проводить по следующей шкале:

• менее 50 кВт ч/м 2 в мес - незначительная радиация;
• 50-100 кВт ч/м 2 в мес - средняя радиация;
• 100-200 кВт ч/м 2 в мес - высокая радиация;
• более 200 кВт ч/м 2 в мес - избыточная радиация.

При незначительной радиации, наблюдающейся в умеренных широтах в основном в зимние месяцы, ее вклад в тепловой баланс зданий настолько мал, что им можно пренебречь. При средней радиации в умеренных широтах происходит переход в область отрицательных значений радиационного баланса земной поверхности и расположенных на ней зданий, сооружений, искусственных покрытий и т.д. В связи с этим они в суточном ходе начинают терять больше тепловой энергии, чем получают тепла от солнца днем. Эти потери в тепловом балансе зданий не покрываются за счет внутренних источников тепла (электроприборов, труб горячего водоснабжения, метаболического тепловыделения людей И Т.Д.), и их необходимо компенсировать за счет работы отопительных систем - начинается отопительный период.

При высокой радиации и при реальных условиях облачности тепловой фон территории городской застройки и внутренней среды зданий находится в зоне комфорта без использования искусственных систем обогрева и охлаждения.

При избыточной радиации в городах умеренных широт, особенно тех, которые расположены в умеренном континентальном и резко континентальном климате, летом может наблюдаться перегрев зданий, их внутренней и наружной среды. В связи с этим перед архитекторами встает задача по защите архитектурной среды от избыточной инсоляции. Применяют соответствующие объемно-планировочные решения, выбирают оптимальную ориентацию зданий по сторонам горизонта, архитектурные солнцезащитные элементы фасадов и светопроемов. Если архитектурных средств по защите от перегрева оказывается недостаточно, то возникает необходимость искусственного кондиционирования внутренней среды зданий.

Радиационный режим также влияет на выбор ориентации и размеров светопроемов. При низкой радиации размер светопроемов может быть увеличен до любых размеров при условии сохранения теплопотерь через наружные ограждения на уровне не выше нормативного. При избыточной радиации светопроемы делаются минимальными по размерам, обеспечивающими требования по инсоляции и естественной освещенности помещений.

Светлота фасадов, определяющая их отражательную способность (альбедо), также выбирается исходя из требований солнцезащиты или, наоборот, с учетом возможности максимального поглощения солнечной радиации в районах с прохладным и холодным влажным климатом и со средним или незначительным уровнем солнечной радиации в летние месяцы. Для выбора облицовочных материалов, исходя из их отражающей способности, необходимо знать, какое количество солнечной радиации поступает к стенам зданий различной ориентации и какова способность различных материалов поглощать эту радиацию. Поскольку приход радиации к стене зависит от широты места и того, как ориентирована стена по отношению к сторонам горизонта, то от этого и будет зависеть нагрев стены и температура внутри примыкающих к ней помещений.

Поглощающая способность различных материалов отделки фасадов зависит от их цвета и состояния (табл. 1.10). Если известны месячные суммы солнечной радиации, поступающей на стены различной ориентации 1 и альбедо этих стен, то можно определить количество поглощенного ими тепла.

Таблица 1.10

Поглощающая способность строительных материалов

Данные о количестве приходящей солнечной радиации (прямой и рассеянной) при безоблачном небе на вертикальные поверхности различной ориентации приводятся в СП «Строительная климатология».

Подбирая соответствующие материалы и цвета для ограждающих конструкций зданий, т.е. меняя альбедо стен, можно изменять величину радиации, поглощаемую стеной и, таким образом, уменьшать или увеличивать нагрев стен солнечным теплом. Этот прием активно используется в традиционной архитектуре различных стран. Всем известно, что южные города отличаются общей светлой (белой с цветным декором) окраской большинства жилых домов, в то время как, например, скандинавские города - это в основном города, построенные из темного кирпича или с использованием для обшивки зданий теса с темной окраской.

Подсчитано, что 100 кВт ч/м 2 поглощенной радиации повышают температуру наружной поверхности примерно на 4°С. Такое количество радиации в среднем за час получают стены зданий в большинстве районов России, если они ориентированы на юг и восток, а также западные, юго-западные и юго-восточные, если они сделаны из темного кирпича и не оштукатурены или имеют штукатурку темного цвета.

Для перехода от средней за месяц температуры стены без учета радиации к наиболее часто употребляемой в теплотехнических расчетах характеристике - температуре наружного воздуха вводится дополнительная температурная добавка At, зависящая от месячного количества поглощаемой стеной солнечной радиации В к (рис. 1.15). Таким образом, зная интенсивность суммарной солнечной радиации, приходящей к стене, и альбедо поверхности этой стены, можно рассчитать ее температуру, вводя соответствующую поправку к температуре воздуха.

В к, кВт ч/м 2

Рис. 1.15. Увеличение температуры наружной поверхности стены за счет поглощения солнечной радиации

В общем случае температурная добавка за счет поглощенной радиации определяется при прочих равных условиях, т.е. при той же температуре воздуха, его влажности и термическом сопротивлении ограждающей конструкции, независимо от скорости ветра.

При ясной погоде в полуденные часы южные, до полудня - юго-восточные и после полудня - юго-западные стены могут поглощать до 350-400 кВт ч/м 2 солнечного тепла и нагреваются так, что их температура на 15-20°С может превышать температуру наружного воздуха. При этом создаются большие температурные кон-

трасты между стенами одного и того же здания. Эти контрасты в некоторых районах оказываются существенными не только летом, но и в холодное время года при солнечной маловетреной погоде, даже при очень низкой температуре воздуха. Особенно сильному перегреву подвергаются металлические конструкции. Так, по имеющимся наблюдениям, в Якутии, расположенной в умеренном резко континентальном климате, характеризующимся малооблачной погодой зимой и летом, в полуденные часы при ясном небе алюминиевые части ограждающих конструкций и кровля Якутской ГЭС нагреваются на 40-50°С выше температуры воздуха, даже при низких значениях последней.

Перегрев инсолируемых стен за счет поглощения солнечной радиации необходимо предусматривать уже на стадии архитектурного проектирования. Этот эффект требует не только защиты стен от избыточной инсоляции архитектурными методами, но и соответствующих планировочных решений зданий, применения различных по мощности систем отопления для различно ориентированных фасадов, закладки в проект швов для снятия напряжения в конструкциях и нарушения герметичности стыков из-за их температурных деформаций и т.д.

В табл. 1.11 в качестве примера приводятся месячные суммы поглощенной солнечной радиации в июне для нескольких географических объектов бывшего СССР при заданных значениях альбедо. Из этой таблицы видно, что если альбедо северной стены здания 30%, а южной - 50%, то в Одессе, Тбилиси и Ташкенте они будут нагреваться в одинаковой степени. Если в северных районах альбедо северной стены снизить до 10%, то она получит тепла почти в 1,5 раза больше, чем стена с альбедо 30%.

Таблица 1.11

Месячные суммы солнечной радиации, поглощаемой стенами зданий в июне при различных значениях альбедо (кВт ч/м 2)

В приведенных выше примерах, основанных на данных о суммарной (прямой и рассеянной) солнечной радиации, содержащихся в СП «Строительная климатология» и климатических справочниках, не учтена отраженная от земной поверхности и окружающих предметов (например, существующей застройки) солнечная радиация, поступающая на различные стены зданий. Она меньше зависит от их ориентации, поэтому в нормативных документах по строительству и не приводится. Однако эта отраженная радиация может быть достаточно интенсивной и по мощности сопоставимой с прямой или рассеянной радиацией. Поэтому при архитектурном проектировании ее необходимо учитывать, рассчитывая для каждого конкретного случая.

АТМОСФЕРА

Атмосфера. Строение состав, происхождение, значение для ГО. Тепловые процессы в атмосфере. Солнечная радиация, ее виды, широтное распределение и преобразование земной поверхностью.

Атмосфера – воздушная оболочка Земли, удерживаемая силой притяжения и участвующая во вращении планеты. Сила земного притяжения удерживает атмосферу вблизи поверхности Земли. Наибольшее давление и плотность атмосферы наблюдаются у земной поверхности, по мере поднятия вверх давление и плотность уменьшаются. На высоте 18 км давление убывает в 10 раз, на высоте 80 км – в 75 000 раз. Нижней границей атмосферы является поверхность Земли, верхней границей условно принята высота 1000-1200 км. Масса атмосферы составляет 5,13 х 10 15 т, причем 99% этого количества содержится в нижнем слое до высоты 36 км.

Доказательства существования высоких слоев атмосферы следующие:

На высоте 22-25 км в атмосфере располагаются перламутровые облака;

На высоте 80 км бывают видны серебристые облака;

На высоте около 100-120 км наблюдается сгорание метеоритов, т.е. здесь атмосфера обладает еще достаточной плотностью;

На высоте около 220 км начинается рассеивание света газами атмосферы 9явление сумерек);

Полярные сияния начинаются примерно на высоте 1000-1200 км, данное явление объясняется ионизацией воздуха корпускулярными потоками, идущими от солнца. Сильно разреженная атмосфера простирается до высоты 20 000 км, она образует земную корону, незаметно переходя в межпланетный газ.

Атмосфера, как и планета в целом, вращается против часовой стрелки с запада на восток. Из-за вращения она приобретает форму эллипсоида, т.е. толщина атмосферы у экватора больше, чем вблизи полюсов. Она имеет выступ в направлении, противоположном Солнцу, этот «газовый хвост» Земли, разреженный как у комет, имеет длину около 120 тыс. км. Атмосфера связана с другими геосферами тепловлагообменом. Энергией атмосферных процессов служит электромагнитное излучение Солнца.

Развитие атмосферы. Так как водород и гелий наиболее распространенные элементы в космосе, то они, несомненно, входили и в состав протопланетного газопылевого облака, из которого возникла Земля. Вследствие очень низкой температуры этого облака самая первая земная атмосфера только и могла состоять из водорода и гелия, т.к. все другие элементы вещества, из которого слагалось облако, были в твердом состоянии. Такая атмосфера наблюдается у планет-гигантов, очевидно, из-за большого притяжения планет и удаленности от Солнца они сохранили первичные атмосферы.

Затем последовал разогрев Земли: тепло порождалось гравитационным сжатием планеты и распадом внутри ее радиоактивных элементов. Земля потеряла водородно-гелиевую атмосферу и создала свою собственную вторичную атмосферу из газов, выделившихся из ее недр (углекислый газ, аммиак, метан, сероводород). По мнению А.П. Виноградова (1959), в этой атмосфере больше всего было H 2 O, затем CO 2 , CO, HCl, HF, H 2 S, N 2 , NH 4 Cl и CH 4 (примерно таков же состав и современных вулканических газов). В. Соколов (1959) полагал, что здесь были также H 2 и NH 3 . Кислород отсутствовал, в атмосфере господствовали восстановительные условия. Сейчас подобные атмосферы наблюдаются у Марса и Венеры, они на 95% состоят из углекислого газа.

Следующий этап развития атмосферы был переходным – от абиогенного к биогенному, от восстановительных условий к окислительным. Главными составными частями газовой оболочки Земли стали N 2 , CO 2 , CO. В качестве побочных примесей - CH 4 , O 2 . Кислород возникал из молекул воды в верхних слоях атмосферы под действием ультрафиолетовых лучей Солнца; мог он выделятся и из тех окислов, из каких состояла земная кора, но подавляющая часть его уходила вновь на окисление минералов земной коры или на окисление водорода и его соединений в атмосфере.

Последний этап развития азотно-кислородной атмосферы связан с появлением жизни на Земле и, с возникновением механизма фотосинтеза. Содержание кислорода – биогенного – стало возрастать. Параллельно с этим атмосфера почти полностью потеряла двуокись углерода, часть которого вошла в огромные залежи угля и карбонатов.

Таков путь от водородно-гелиевой атмосферы до современной, главную роль в которой теперь играют азот и кислород, а в качестве примесей присутствуют аргон и углекислый газ. Современный азот также биогенного происхождения.

Состав газов атмосферы.

Атмосферный воздух – механическая смесь газов, в которой во взвешенном состоянии содержатся пыль и вода. Чистый и сухой воздух на уровне моря представляет собой смесь нескольких газов, причём соотношение между главными составляющими атмосферу газами – азотом (объемная концентрация 78,08 %) и кислородом (20,95 %) – постоянно. Кроме них, в атмосферном воздухе содержатся аргон (0,93 %) и углекислый газ (0,03%). Количество остальных газов – неона, гелия, метана, криптона, ксенона, водорода, йода, угарного газа и оксидов азота – ничтожно мало (менее 0,1 %) (табл.).

Таблица 2

Газовый состав атмосферы

В высоких слоях атмосферы состав воздуха меняется под воздействием жесткого излучения Солнца, которое приводит к распаду (диссоциации) молекул кислорода на атомы. Атомарный кислород является основным компонентом высоких слоев атмосферы. Наконец, в наиболее удаленных от поверхности Земли слоях атмосферы главными компонентами становятся самые легкие газы – водород и гелий. В верхних слоях атмосферы обнаружено новое соединение – гидроксил ОН. Наличие этого соединения объясняет образование водяного пара на больших высотах в атмосфере. Поскольку основная масса вещества сосредоточена на расстоянии 20 км от поверхности Земли, то изменения состава воздуха с высотой не оказывают заметного влияния на общий состав атмосферы.

Важнейшими компонентами атмосферы являются озон и углекислый газ. Озон – трехатомный кислород (О 3 ), присутствующий в атмосфере от поверхности Земли до высоты 70 км. В приземных слоях воздуха он образуется, в основном, под влиянием атмосферного электричества и в процессе окисления органического веществ, а в более высоких слоях атмосферы (стратосфере) – в результате воздействия ультрафиолетовой радиации Солнца на молекулу кислорода. Основная масса озона находится в стратосфере (по этой причине стратосферу довольно часто называют озоносферой). Слой максимальной концентрации озона на высоте 20-25 км получил название озонового экрана. В целом, озоновый слой поглощает около 13 % солнечной энергии. Снижение концентрации озона, над определенными районами получило название «озоновых дыр».

Углекислый газ вместе с водяным паром вызывает парниковый эффект атмосферы. Парниковый эффект – нагрев внутренних слоев атмосферы, объясняющийся способностью атмосферы пропускать коротковолновое излучение Солнца и не выпускать длинноволновое излучение Земли. Если бы углекислого газа в атмосфере было бы в два раза больше, средняя температура Земли достигла бы 18 0 С, сейчас она равна 14-15 0 С.

Общий вес газов атмосферы составляет приблизительно 4,5·10 15 т. Таким образом, «вес» атмосферы, приходящийся на единицу площади, или атмосферное давление, составляет на уровне моря примерно 10,3 т/м 2 .

В воздухе много твердых частиц, диаметр которых составляет доли микрона. Они являются ядрами конденсации. Без них было бы невозможно образование туманов, облаков, выпадение осадков. С твердыми частицами в атмосфере связаны многие оптические и атмосферные явления. Пути поступления их в атмосферу различны: вулканический пепел, дым при сжигании топлива, пыльца растений, микроорганизмы. В последнее время ядрами конденсации служат промышленные выбросы, продукты радиоактивного распада.

Важной составной частью атмосферы является водяной пар, количество его во влажных экваториальных лесах достигает 4%, в полярных районах снижается до 0,2%. Водяной пар поступает в атмосферу вследствие испарения с поверхности почвы и водоемов, а также транспирации влаги растениями. Водяной пар является парниковым газом, вместе с углекислым газом он удерживает большую часть длинноволнового излучения Земли, предохраняя планету от охлаждения.

Атмосфера не является идеальным изолятором; она обладает способностью проводить электричество благодаря воздействию ионизаторов – ультрафиолетового излучения Солнца, космических лучей, излучения радиоактивных веществ. Максимальная электрическая проводимость наблюдается на высоте 100-150 км. В результате совокупного действия ионов атмосферы и заряда земной поверхности создается электрическое поле атмосферы. По отношению к земной поверхности атмосфера заряжена положительно. Выделяют нейтросферу – слой с нейтральным составом (до 80 км) и ионосферу – ионизированный слой.

Строение атмосферы.

Различают несколько основных слоев атмосферы. Нижний, прилегающий к земной поверхности, называется тропосферой (высота 8-10 км у полюсов, 12 км в умеренных широтах и 16-18 км – над экватором). Температура воздуха с высотой постепенно понижается – в среднем на 0,6єС на каждые 100 м подъема, что заметно проявляется не только в горных районах, но и на возвышенностях Беларуси.

В тропосфере содержится до 80% всей массы воздуха, основное количество атмосферных примесей и практически весь водяной пар. Именно в этой части атмосферы на высоте 10-12 км образуются облака, возникают грозы, дожди и другие физические процессы, формирующие погоду и определяющие климатические условия в разных областях нашей планеты. Нижний слой тропосферы, примыкающий непосредственно к земной поверхности называют приземным слоем.

Влияние земной поверхности простирается приблизительно до высоты 20 км, а далее нагревание воздуха происходит непосредственно Солнцем. Таким образом, граница ГО, лежащая на высоте 20-25 км, определяется, в том числе, и тепловым воздействием земной поверхности. На этой высоте исчезают широтные различия в температуре воздуха, и географическая зональность размывается.

Выше начинается стратосфера , которая простирается до высоты 50-55 км от поверхности океана или суши. Этот слой атмосферы значительно разрежен, количество кислорода и азота уменьшается, а водорода, гелия и других легких газов увеличивается. Образующийся здесь озоновый слой поглощает ультрафиолетовую радиацию и сильно влияет на тепловые условия поверхности Земли и физические процессы в тропосфере. В нижней части стратосферы температура воздуха постоянна, здесь располагается изотермический слой. Начиная с высоты 22 км, температура воздуха повышается, на верхней границе стратосферы она достигает 0 0 С (повышение температуры объясняется наличием здесь озона, поглощающего солнечную радиацию). В стратосфере происходят интенсивные горизонтальные перемещения воздуха. Скорость воздушных потоков достигает 300-400 км/ч. В стратосфере содержится менее 20% воздуха атмосферы.

На высоте 55-80 км находится мезосфера (в этом слое температура воздуха с высотой уменьшается и вблизи верхней границы падает до –80 0 С), между 80-800 км расположенатермосфера , в составе которой преобладают гелий и водород (температура воздуха быстро растет с высотой и достигает 1000 0 С на высоте 800 км). Мезосфера и термосфера вместе образуют мощный слой, называемыйионосферой (область заряженных частиц – ионов и электронов).

Самая верхняя, сильно разреженная часть атмосферы (от 800 до 1200 км) составляет экзосферу . В ней преобладают газы в атомарном состоянии, температура повышается до 2000єС.

В жизни ГО атмосфера имеет огромное значение. Атмосфера оказывает благодатное воздействие на климат Земли, предохраняя ее от чрезмерного охлаждения и нагревания. Суточные колебания температуры на нашей планете без атмосферы достигли бы 200єС: днем +100єС и выше, ночью -100єС. В настоящее время средняя температура воздуха у поверхности Земли равна +14єС. Атмосфера не пропускает к Земле метеоры и жесткое излучение. Без атмосферы не было бы звука, полярных сияний облаков и осадков.

К климатообразующим процессам относятся теплооборот, влагооборот и циркуляция атмосферы.

Теплооборот в атмосфере. Теплооборот обеспечивает тепловой режим атмосферы и зависит от радиационного баланса, т.е. притоков теплоты, приходящих на земную поверхность (в форме лучистой энергии) и уходящих от нее (лучистая энергия, поглощенная Землей, преобразуется в тепловую).

Солнечная радиация – поток электромагнитного излучения, поступающий от Солнца. На верхней границе атмосферы интенсивность (плотность потока) солнечной радиации равна 8,3 Дж/(см 2 /мин). Количество теплоты, которое излучает 1 см 2 черной поверхности в 1 мин при перпендикулярном падении солнечных лучей, называется солнечной постоянной.

Количество солнечной радиации, получаемое Землей, зависит:

1. от расстояния между Землей и Солнцем. Ближе всего к Солнцу Земля в начале января, дальше всего в начале июля; разница между двумя этими расстояниями – 5 млн. км, вследствие чего Земля в первом случае получает на 3,4% больше, а во втором на 3,5% меньше радиации, чем при среднем расстоянии от Земли до Солнца (в начале апреля и в начале октября);

2. от угла падения солнечных лучей на земную поверхность, зависящего в свою очередь от географической широты, высоты солнца над горизонтом (меняющейся в течение суток и по временам года), характера рельефа земной поверхности;

3. от преобразования лучистой энергии в атмосфере (рассеяние, поглощение, отражение обратно в мировое пространство) и на поверхности земли. Среднее альбедо Земли – 43%.

Поглощается около 17% всей радиации; озон, кислород, азот поглощают в основном коротковолновые ультрафиолетовые лучи, водяной пар и углекислый газ – длинноволновую ифракрасную радиацию. Атмосфера рассеивает 28% радиации; к земной поверхности поступает 21%, в космос уходит 7%. Та часть радиации, которая поступает к земной поверхности от всего небесного свода, называется рассеянной радиацией . Сущность рассеяния заключается в том, что частица, поглощая электромагнитные волны, сама становится источником излучения света и излучает те же волны, которые на нее падают. Молекулы воздуха очень малы, по размерам сопоставимы с длиной волн голубой части спектра. В чистом воздухе преобладает молекулярное рассеивание, следовательно, цвет неба – голубой. При запыленном воздухе цвет неба становится белесым. Цвет неба зависит от содержания примесей в атмосфере. При большом содержании водяного пара, рассеивающего красные лучи небо приобретает красноватый оттенок. С рассеянной радиацией связаны явления сумерек, белых ночей, т.к. после захода Солнца за горизонт верхние слои атмосферы еще продолжают освещаться.

Верхняя граница облаков отражает около 24% радиации. Следовательно, к земной поверхности в виде потока лучей подходит около 31% всей солнечной радиации, поступившей на верхнюю границу атмосферы, она называется прямой радиацией . Сумма прямой и рассеянной радиации (52%) называется суммарной радиацией. Соотношение между прямой и рассеянной радиацией меняется в зависимости от облачности, запыленности атмосферы и высоты Солнца. Распределение суммарной солнечной радиации по земной поверхности зонально. Наибольшая суммарная солнечная радиация 840-920 кДж/см 2 в год наблюдается в тропических широтах Северного полушария, что объясняется небольшой облачностью и большой прозрачностью воздуха. На экваторе суммарная радиация снижается до 580-670 кДж/см 2 в год из-за большой облачности и уменьшения прозрачности из-за большой влажности. В умеренных широтах величина суммарной радиации составляет 330-500 кДж/см 2 в год, в полярных широтах – 250 кДж/см 2 в год, причем в Антарктиде из-за большой высоты материка и небольшой влажности воздуха она немного больше.

Суммарная солнечная радиация, поступившая на земную поверхность, частично отражается обратно. Отношение отраженной радиации к суммарной, выраженное в процентах, называется альбедо. Альбедо характеризует отражательную способность поверхности и зависит от ее цвета, влажности и других свойств.

Наибольшей отражательной способностью обладает свежевыпавший снег – до 90%. Альбедо песков 30-35%, травы – 20%, лиственного леса – 16-27%, хвойного – 6-19%; сухой чернозем имеет альбедо 14%, влажный – 8%. Альбедо Земли как планеты принимают равным 35%.

Поглощая радиацию, Земля сама становится источником излучения. Тепловое излучение Земли – земная радиация – является длинноволновым, т.к. длина волны зависит от температуры: чем выше температура излучающего тела, тем короче длина волны испускаемых им лучей. Излучение земной поверхности нагревает атмосферу и она сама начинает излучать радиацию в мировое пространство (встречное излучение атмосферы ) и к земной поверхности. Встречное излучение атмосферы тоже длинноволновое. В атмосфере встречаются два потока длинноволновой радиации – излучение поверхности (земная радиация) и излучение атмосферы. Разность между ними, определяющая фактическую потерю теплоты земной поверхностью, называетсяэффективным излучением , оно направлено в Космос, т.к. земное излучение больше. Эффективное излучение больше днем и летом, т.к. зависит от нагрева поверхности. Эффективное излучение зависит от влажности воздуха: чем больше в воздухе водяных паров или капелек воды, тем излучение меньше (поэтому зимой в пасмурную погоду всегда теплее, чем в ясную). В целом для Земли эффективное излучение равно 190 кДж/см 2 в год (наибольшее в тропических пустынях – 380, наименьшее в полярных широтах – 85 кДж/см 2 в год).

Земля одновременно получает радиацию и отдает ее. Разность между получаемой и расходуемой радиацией называется радиационным балансом, или остаточной радиацией. Приход радиационного баланса поверхности составляет суммарная радиация (Q) и встречное излучение атмосферы. Расход – отраженная радиация (R k) и земное излучение. Разность между земным излучением и встречным излучением атмосферы – эффективное излучение (Е эф) имеет знак минус и является частью расхода в радиационном балансе:

R б =Q-E эф -R k

Радиационный баланс распределяется зонально: уменьшается от экватора к полюсам. Наибольший радиационный баланс свойственен экваториальным широтам и составляет 330-420 кДж/см 2 в год, в тропических широтах он снижается до 250-290 кДж/см 2 в год (объясняется возрастанием эффективного излучения), в умеренных широтах радиационный баланс уменьшается до 210-85 кДж/см 2 в год, в полярных широтах его величина приближается к нулю. Общая особенность радиационного баланса в том, что над океанами на всех широтах радиационный баланс выше на 40-85 кДж/см 2 , т.к. альбедо воды и эффективное излучение океана меньше.

Приходную часть радиационного баланса атмосферы (R б) составляют эффективное излучение (Е эф) и поглощенная солнечная радиация (R п), расходная часть определяется атмосферной радиацией, уходящей в космос (Е а):

R б = Е эф - Е а +R п

Радиационный баланс атмосферы отрицательный, а поверхности – положительный. Суммарный радиационный баланс атмосферы и земной поверхности равен нулю, т.е. Земля находится в состоянии лучистого равновесия.

Тепловой баланс – алгебраическая сумма потоков теплоты, приходящих на земную поверхность в виде радиационного баланса и уходящих от нее. Он складывается из теплового баланса поверхности и атмосферы. В приходной части теплового баланса земной поверхности стоит радиационный баланс, в расходной – затраты теплоты на испарение, на нагрев атмосферы от Земли, на нагрев почв. Расходуется теплота также на фотосинтез. Почвообразование, но эти затраты не превышают 1%. Следует отметить, что над океанами больше затраты теплоты на испарение, в тропических широтах – на нагрев атмосферы.

В тепловом балансе атмосферы приходную часть составляет теплота, выделившаяся при конденсации водяных паров, и переданная от поверхности в атмосферу; расход складывается из отрицательного радиационного баланса. Тепловой баланс земной поверхности и атмосферы равен нулю, т.е. Земля находится в состоянии теплового равновесия.

Тепловой режим земной поверхности.

Непосредственно солнечными лучами нагревается земная поверхность, а уже от нее – атмосфера. Поверхность получающая и отдающая теплоту, называется деятельной поверхностью . В температурном режиме поверхности выделяется суточный и годовой ход температур.Суточный ход температур поверхности – изменение температуры поверхности в течение суток. Суточный ход температур поверхности суши (сухой и лишенной растительности) характеризуется одним максимумом около 13 ч и одним минимумом – перед восходом Солнца. Дневные максимумы температуры поверхности суши могут достигать 80 0 С в субтропиках и около 60 0 С в умеренных широтах.

Разница между максимальной и минимальной суточной температурой поверхности называется суточной амплитудой температуры. Суточная амплитуда температуры может летом достигать 40 0 С, зимой амплитуда суточных температур наименьшая – до 10 0 С.

Годовой ход температуры поверхности – изменение среднемесячной температуры поверхности в течение года, обусловлен ходом солнечной радиации и зависит от широты места. В умеренных широтах максимум температур поверхности суши наблюдается в июле, минимум – в январе; на океане максимумы и минимумы запаздывают на месяц.

Годовая амплитуда температур поверхности равна разнице между максимальными и минимальными среднемесячными температурами; возрастает с увеличением широты места, что объясняется возрастанием колебаний величины солнечной радиации. Наибольших значений годовая амплитуда температур достигает на континентах; на океанах и морских берегах значительно меньше. Самая маленькая годовая амплитуда температур отмечается в экваториальных широтах (2-3 0), самая большая – в субарктических широтах на материках (более 60 0).

Тепловой режим атмосферы. Атмосферный воздух незначительно нагревается непосредственно солнечными лучами. Т.к. воздушная оболочка свободно пропускает солнечные лучи.Атмосфера нагревается от подстилающей поверхности. Теплота в атмосферу передается конвекцией, адвекцией и конденсацией водяного пара. Слои воздуха, нагреваясь от почвы, становятся более легкими и поднимаются вверх, а более холодный, следовательно, более тяжелый воздух опускается вниз. В результате тепловойконвекции идет прогревание высоких слоев воздуха. Второй процесс передачи теплоты –адвекция – горизонтальный перенос воздуха. Роль адвекции заключается в передаче теплоты из низких в высокие широты, в зимний сезон тепло передается от океанов к материкам.Конденсация водяного пара – важный процесс, осуществляющий передачу теплоты высоким слоям атмосферы – при испарении теплота забирается от испаряющей поверхности, при конденсации в атмосфере эта теплота выделяется.

С высотой температура убывает. Изменение температуры воздуха на единицу расстояния называется вертикальным температурным градиентом, в среднем он равен 0,6 0 на 100 м. Вместе с тем ход этого убывания в разных слоях тропосферы разный: 0,3-0,4 0 до высоты 1,5 км; 0,5-0,6 – между высотами 1,5-6 км; 0,65-0,75 – от 6 до 9 км и 0,5-0,2 – от 9 до 12 км. В приземном слое (толщиной 2 м) градиенты, при пересчете на 100 м, исчисляются сотнями градусов. В поднимающемся воздухе температура изменяется адиабатически.Адиабатический процесс – процесс изменения температуры воздуха при его вертикальном движении без теплообмена с окружающей средой (в одной массе, без обмена теплом с другими средами).

В описанном распределении температуры по вертикали нередко наблюдаются исключения. Бывает, что верхние слои воздуха теплее нижних, прилегающих к земле. Явление это называется температурной инверсией (увеличение температуры с высотой). Чаще всего инверсия является следствием сильного охлаждения приземного слоя воздуха, вызванного сильным охлаждением земной поверхности в ясные тихие ночи, преимущественно зимой. При пересеченном рельефе холодные массы воздуха медленно стекают вдоль склонов и застаиваются в котловинах, впадинах и т.п. Инверсии могут образовываться и при движении воздушных масс из теплых областей в холодные, так как при натекании подогретого воздуха на холодную подстилающую поверхность его нижние слои заметно охлаждаются (инверсия сжатия).

Суточный и годовой ход температуры воздуха.

Суточным ходом температуры воздуха называется изменение температуры воздуха в течение суток – в общем отражает ход температуры земной поверхности, но моменты наступления максимумов и минимумов несколько запаздывают, максимум наступает в 14 часов, минимум после восхода солнца.

Суточная амплитуда температуры воздуха (разница между максимальной и минимальной температурами воздуха в течение суток) выше на суше, чем над океаном; уменьшается при движении в высокие широты (наибольшая в тропических пустынях – до 40 0 С) и возрастает в местах с оголенной почвой. Величина суточной амплитуды температуры воздуха – это один из показателей континентальности климата. В пустынях она намного больше, чем в районах с морским климатом.

Годовой ход температуры воздуха (изменение среднемесячной температуры в течение года) определяется прежде всего широтой места.Годовая амплитуда температуры воздуха - разница между максимальной и минимальной среднемесячными температурами.

Географическое распределение температуры воздуха показывают с помощью изотерм – линий, соединяющих на карте точки с одинаковыми температурами. Распределение температуры воздуха зонально, годовые изотермы в целом имеют субширотное простирание и соответствуют годовому распределению радиационного баланса.

В среднем за год самой теплой параллелью является 10 0 с.ш. с температурой 27 0 С – этотермический экватор . Летом термический экватор смещается до 20 0 с.ш., зимой – приближается к экватору на 5 0 с.ш. Смещение термического экватора в СП объясняется тем, что в СП площадь суши, расположенная в низких широтах, больше по сравнению с ЮП, а она в течение года имеет более высокие температуры.

Важнейшим источником, от которого поверхность Земли и атмосфера получают тепловую энергию, является Солнце. Оно посылает в мировое пространство колоссальное количество лучистой энергии: тепловой, световой, ультрафиолетовой. Излучаемые Солнцем электромагнитные волны распространяются со скоростью 300 000 км/с.

От величины угла падения солнечных лучей зависит нагревание земной поверхности. Все солнечные лучи приходят на поверхность Земли параллельно друг другу, но так как Земля имеет шарообразную форму, солнечные лучи падают на разные участки ее поверхности под разными углами. Когда Солнце в зените, его лучи падают отвесно и Земля нагревается сильнее.

Вся совокупность лучистой энергии, посылаемой Солнцем, называется солнечной радиацией, обычно она выражается в калориях на единицу поверхности в год.

Солнечная радиация определяет температурный режим воздушной тропосферы Земли.

Необходимо заметить, что общее количество солнечного излучения более чем в два миллиарда раз превышает количество энергии, получаемое Землей.

Радиация, достигающая земной поверхности, состоит из прямой и рассеянной.

Радиация, приходящая на Землю непосредственно от Солнца в виде прямых солнечных лучей при безоблачном небе, называется прямой. Она несет наибольшее количество тепла и света. Если бы у нашей планеты не было атмосферы, земная поверхность получала только прямую радиацию.

Однако, проходя через атмосферу, примерно четвертая часть солнечной радиации рассеивается молекулами газов и примесями, отклоняется от прямого пути. Некоторая их часть достигает поверхности Земли, образуя рассеянную солнечную радиацию. Благодаря рассеянной радиации свет проникает и в те места, куда прямые солнечные лучи (прямая радиация) не проникают. Эта радиация создает дневной свет и придает цвет небу.

Суммарная солнечная радиация

Все солнечные лучи, поступающие на Землю, составляют суммарную солнечную радиацию, т. е. совокупность прямой и рассеянной радиации (рис. 1).

Рис. 1. Суммарная солнечная радиация за год

Распределение солнечной радиации по земной поверхности

Солнечная радиация распределяется по земле неравномерно. Это зависит:

1. от плотности и влажности воздуха — чем они выше, тем меньше радиации получает земная поверхность;

2. от географической широты местности — количество радиации увеличивается от полюсов к экватору. Количество прямой солнечной радиации зависит от длины пути, который проходят солнечные лучи в атмосфере. Когда Солнце находится в зените (угол падения лучей 90°), его лучи попадают на Землю кратчайшим путем и интенсивно отдают свою энергию малой площади. На Земле это происходит в полосе между от 23° с. ш. и 23° ю. ш., т. е. между тропиками. По мере удаления от этой зоны на юг или на север длина пути солнечных лучей увеличивается, т. е. уменьшается угол их падения на земную поверхность. Лучи начинают падать на Землю под меньшим углом, как бы скользя, приближаясь в районе полюсов к касательной линии. В результате тот же поток энергии распределяется на большую площадь, поэтому увеличивается количество отраженной энергии. Таким образом, в районе экватора, где солнечные лучи падают на земную поверхность под углом 90°, количество получаемой земной поверхностью прямой солнечной радиации выше, а по мере передвижения к полюсам это количество резко сокращается. Кроме того, от широты местности зависит и продолжительность дня в разные времена года, что также определяет величину солнечной радиации, поступающей на земную поверхность;

3. от годового и суточного движения Земли — в средних и высоких широтах поступление солнечной радиации сильно изменяется по временам года, что связано с изменением полуденной высоты Солнца и продолжительности дня;

4. от характера земной поверхности — чем светлее поверхность, тем больше солнечных лучей она отражает. Способность поверхности отражать радиацию называется альбедо (от лат. белизна). Особенно сильно отражает радиацию снег (90 %), слабее песок (35 %), еше слабее чернозем (4 %).

Земная поверхность, поглощая солнечную радиацию (поглощенная радиация), нагревается и сама излучает тепло в атмосферу (отраженная радиация). Нижние слои атмосферы в значительной мерс задерживают земное излучение. Поглощенная земной поверхностью радиация расходуется на нагрев почвы, воздуха, воды.

Та часть суммарной радиации, которая остается после отражения и теплового излучения земной поверхности, называется радиационным балансом. Радиационный баланс земной поверхности меняется в течение суток и по сезонам года, однако в среднем за год имеет положительное значение всюду, за исключением ледяных пустынь Гренландии и Антарктиды. Максимальных значений радиационный баланс достигает в низких широтах (между 20° с. ш. и 20° ю. ш.) — свыше 42*10 2 Дж/м 2 , на широте около 60° обоих полушарий он снижается до 8*10 2 -13*10 2 Дж/м 2 .

Солнечные лучи отдают атмосфере до 20 % своей энергии, которая распределяется по всей толще воздуха, и потому вызываемое ими нагревание воздуха относительно невелико. Солнце нагревает поверхность Земли, которая передает тепло атмосферному воздуху за счет конвекции (от лат.convectio - доставка), т. е. вертикального перемещения нагретого у земной поверхности воздуха, на место которого опускается более холодный воздух. Именно так атмосфера получает большую часть тепла — в среднем в три раза больше, чем непосредственно от Солнца.

Присутствие в углекислого газа и водяного пара не позволяет теплу, отраженному от земной поверхности, беспрепятственно уходить в космическое пространство. Они создают парниковый эффект, благодаря которому перепад температуры на Земле в течение суток не превышает 15 °С. При отсутствии в атмосфере углекислого газа земная поверхность остывала бы за ночь на 40-50 °С.

В результате роста масштабов хозяйственной деятельности человека — сжигания угля и нефти на ТЭС, выбросов промышленными предприятиями, увеличения автомобильных выбросов — содержание углекислого газа в атмосфере повышается, что ведет к усилению парникового эффекта и грозит глобальным изменением климата.

Солнечные лучи, пройдя атмосферу, попадают на поверхность Земли и нагревают ее, а та, в свою очередь, отдает тепло атмосфере. Этим объясняется характерная особенность тропосферы: понижение температуры воздуха с высотой. Но бывают случаи, когда высшие слои атмосферы оказываются более теплыми, чем низшие. Такое явление носит название температурной инверсии (от лат. inversio — переворачивание).

Источником тепловой и световой энергии для Земли является солнечная радиациия. Ее величина зависит от широты места, так как от экватора к полюсам угол падения солнечных лучей уменьшается. Чем меньше угол падения солнечных лучей, тем на большую поверхность распределяется пучок солнечных лучей одинакового сечения, а следовательно на единицу площади приходится меньше энергии.

Благодаря тому, что в течение года Земля совершает 1 оборот вокруг Солнца, перемещаясь, сохраняя постоянство угла наклона своей оси к плоскости орбиты (эклиптики) появляются сезоны года, характеризующиеся разными условиями нагрева поверхности.

21 марта и 23 сентября Солнце стоит в зените под экватором (Дни равноденствия). 22 июня Солнце в зените над Северным Тропиком, 22 декабря – над Южным. На земной поверхности выделяют пояса освещенности и тепловые пояса (по среднегодовой изотерме +20 о С проходит граница теплого (жаркий) пояса; между среднегодовыми изотермами +20 о С и изотермой +10 о С расположен умеренный пояс; по изотерме +10 о С – границы холодного пояса.

Солнечные лучи проходят через прозрачную атмосферу, не нагревая ее, они достигают земной поверхности, нагревают ее, а от нее за счет длинноволнового излучения нагревается воздух. Степень нагрева поверхности, а значит и воздуха, зависят, прежде всего, от широты местности, а также от 1) высоты над уровнем моря (с подъемом вверх температура воздуха уменьшается в среднем на 0,6ºС на 100 м.; 2) особенностей подстилающей поверхности которая может быть разной по цвету и иметь различное альбедо – отражающую способность горных пород. Также разные поверхности имеют разную теплоемкость и теплоотдачу. Вода из-за высокой теплоемкости медленно нагревается и медленно, а суша наоборот. 3) от побережий в глубь материков количество водного пара в воздухе уменьшается, а чем прозрачнее атмосфера, тем меньше рассеивается в ней солнечных лучей каплями воды, и больше солнечных лучей достигает поверхности Земли.

Вся совокупность солнечной материи и энергии, поступающая на землю называется Солнечная радиация . Она делится на прямую и рассеянную. Прямая радиация – это совокупность прямых солнечных лучей, пронизывающих атмосферу при безоблачном небе. Рассеянная радиация – часть радиации, рассеивающаяся в атмосфере, лучи при этом идут во всех направлениях. П + Р = Суммарная радиация . Часть суммарной радиации отраженная от поверхности Земли называется отраженная радиация. Часть суммарной радиации поглощенная поверхностью Земли – поглощенная радиация. Тепловая энергия, движущаяся от нагретой атмосферы к поверхности Земли, навстречу потоку тепла от Земли называется встречное излучение атмосферы.

Годовое количество суммарной солнечной радиации в ккал/см 2 год (по Т.В. Власовой).

Эффективное излучение – величина, выражающая фактический переход тепла от поверхности Земли к атмосфере. Разница между излучением Земли и встречным излучением атмосферы определяет прогрев поверхности. От эффективного излучения напрямую зависит радиационный баланс – результат взаимодействия двух процессов прихода и расхода солнечной радиации. На величину баланса во многом влияет облачность. Там где она значительная в ночное время она перехватывает длинноволновое излучение Земли не давая ему уйти в космос.

От поступления солнечной радиации напрямую зависят температуры подстилающей поверхности и приземных слоев воздуха и тепловой баланс.

Тепловой баланс определяет температуру, ее величину и изменение на той поверхности, которая непосредственно нагревается солнечными лучами. Нагреваясь, эта поверхность, передает тепло (в длинноволновом диапазоне) как ниже лежащим слоям, так и атмосфере. Саму поверхность называют деятельной поверхностью.

Основные составляющие теплового баланса атмосферы и поверхности Земли как целого

В суточном ходе температуры поверхности, сухой и лишенной растительности, в ясный день максимум наступает после 14 часов, а минимум – около момента восхода Солнца. Нарушать суточный ход температуры может облачность, влажность и растительность поверхности.

Дневные максимумы температуры поверхности суши могут составлять +80 о С и более. Суточные колебания достигают 40 о. Величины экстремальных значений и амплитуды температур зависят от широты места, времени года, облачности, тепловых свойств поверхности, ее цвета, шероховатости, характера растительного покрова, ориентировки склонов (экспозиции).

Нагреваясь, поверхность передает тепло почвогрунтам. На передачу тепла от слоя к слою затрачивается время, и моменты наступления максимальных и минимальных значений температуры в течение суток запаздывает на каждые 10 см примерно на 3 часа. Чем глубже слой, тем меньше тепла он получает и тем слабее в нем колебания температур. На глубине в среднем около 1 м суточные колебания температуры почвы «затухают». Слой в котором они прекращаются называется слоем постоянной суточной температуры.

На глубине 5- 10 м в тропических широтах и 25 м в высоких широтах находится слой постоянной годовой температуры, где температура близка к средней годовой температуре воздуха над поверхностью.

Вода медленнее нагревается и медленнее отдает тепло. К тому же солнечные лучи могут проникать на большую глубину, непосредственно нагревая более глубокие слои. Перенос тепла на глубину идет не столько за счет молекулярной теплопроводности, а в большей мере за счет перемешивания вод турбулентным путем или течениями. При остывании поверхностных слоев воды возникает тепловая конвекция, также сопровождающаяся перемешиванием.

В отличие от суши суточные колебания температуры на поверхности океана меньше. В высоких широтах в среднем всего 0,1ºС, в умеренных – 0,4ºС, в тропических – 0,5ºС, Глубина проникновения этих колебаний 15- 20 м.

Годовые амплитуды температуры на поверхности океана от 1ºС в экваториальных широтах до 10,2ºС в умеренных. Годовые колебания температуры проникают на глубину 200- 300 м.

Моменты максимумов температуры водоемов запаздывают по сравнению с сушей. Максимум наступает около 15-16 часов, минимум – через 2-3 часа после восхода Солнца. Годовой максимум температуры на поверхности океана в северном полушарии приходится на август, минимум – на февраль.