Gesamte Sonnenstrahlung in Oymyakon. Sonnenstrahlung – was ist das? Gesamte Sonneneinstrahlung

Die Erde erhält von der Sonne 1,36 * 10v24 cal Wärme pro Jahr. Im Vergleich zu dieser Energiemenge ist die verbleibende Menge an Strahlungsenergie, die die Erdoberfläche erreicht, vernachlässigbar. Somit beträgt die Strahlungsenergie von Sternen ein Hundertmillionstel Solarenergie, kosmische Strahlung - zwei Milliardstel, innere Wärme Die Erde an ihrer Oberfläche entspricht einem Fünftausendstel der Sonnenwärme.
Strahlung der Sonne - Sonnenstrahlung- ist die Hauptenergiequelle für fast alle Prozesse, die in der Atmosphäre, Hydrosphäre und in den oberen Schichten der Lithosphäre ablaufen.
Die Maßeinheit der Intensität der Sonnenstrahlung ist die Anzahl der Wärmekalorien, die von 1 cm2 einer absolut schwarzen Oberfläche senkrecht zur Richtung der Sonnenstrahlen in 1 Minute aufgenommen werden (cal/cm2*min).

Der Strom von Strahlungsenergie von der Sonne, der die Erdatmosphäre erreicht, ist sehr konstant. Seine Intensität wird Solarkonstante (Io) genannt und beträgt durchschnittlich 1,88 kcal/cm2 min.
Der Wert der Sonnenkonstante schwankt je nach Entfernung der Erde von der Sonne und der Sonnenaktivität. Seine Schwankungen im Laufe des Jahres betragen 3,4-3,5%.
Wenn die Sonnenstrahlen überall senkrecht auf die Erdoberfläche einfallen, dann bei Abwesenheit einer Atmosphäre und bei einer Sonnenkonstante von jeweils 1,88 cal/cm2*min Quadratzentimeter es würde 1000 kcal pro Jahr erhalten. Aufgrund der Tatsache, dass die Erde kugelförmig ist, reduziert sich diese Menge um das 4-fache und 1 sq. cm erhält durchschnittlich 250 kcal pro Jahr.
Die Menge der von der Oberfläche empfangenen Sonnenstrahlung hängt vom Einfallswinkel der Strahlen ab.
Höchstbetrag Strahlung erhält eine Fläche senkrecht zur Richtung der Sonnenstrahlen, da in diesem Fall die gesamte Energie auf einen Ort mit einem Querschnitt verteilt wird, gleich dem Querschnitt Strahlenbündel - a. Bei schrägem Einfall desselben Strahlenbündels verteilt sich die Energie auf eine große Fläche (Schnitt c) und eine Einheitsfläche erhält weniger davon. Je kleiner der Einfallswinkel der Strahlen ist, desto geringer ist die Intensität der Sonnenstrahlung.
Die Abhängigkeit der Intensität der Sonnenstrahlung vom Einfallswinkel der Strahlen wird durch die Formel ausgedrückt:

I1 = I0 * sinh,

wobei I0 die Intensität der Sonnenstrahlung bei reinem Strahleneinfall ist. Außerhalb der Atmosphäre die Solarkonstante;
I1 - die Intensität der Sonnenstrahlung, wenn die Sonnenstrahlen in einem Winkel h einfallen.
I1 ist so oft kleiner als I0, wie oft der Abschnitt a kleiner ist als der Abschnitt b.
Abbildung 27 zeigt, dass a / b \u003d Sünde A ist.
Der Einfallswinkel der Sonnenstrahlen (Sonnenhöhe) beträgt nur in Breiten von 23 ° 27 "N bis 23 ° 27" S 90 °. (also zwischen den Tropen). In anderen Breitengraden ist er immer kleiner als 90° (Tabelle 8). Entsprechend der Abnahme des Einfallswinkels der Strahlen sollte auch die Intensität der Sonnenstrahlung, die in verschiedenen Breiten auf die Oberfläche trifft, abnehmen. Da die Höhe der Sonne nicht das ganze Jahr und tagsüber konstant bleibt, ändert sich die Menge der von der Oberfläche aufgenommenen Sonnenwärme kontinuierlich.

Die Menge der von der Oberfläche empfangenen Sonnenstrahlung steht in direktem Zusammenhang damit von der Dauer der Sonneneinstrahlung.

In der äquatorialen Zone außerhalb der Atmosphäre erfährt die Menge an Sonnenwärme im Laufe des Jahres nicht große Schwankungen, während in hohe Breiten diese Schwankungen sind sehr groß (siehe Tabelle 9). BEI Winterzeit Unterschiede im solaren Wärmegewinn zwischen hohen und niedrigen Breiten sind besonders signifikant. BEI Sommerzeit, erhalten die Polarregionen bei kontinuierlicher Beleuchtung die maximale Menge an Sonnenwärme pro Tag auf der Erde. Am Tag der Sommersonnenwende ist sie auf der Nordhalbkugel um 36 % höher als die tägliche Wärmemenge am Äquator. Da aber die Tagesdauer am Äquator nicht 24 Stunden (wie zu dieser Zeit am Pol), sondern 12 Stunden beträgt, bleibt die Sonneneinstrahlung pro Zeiteinheit am Äquator am größten. Das Sommermaximum der täglichen Sonnenwärmesumme, das bei etwa 40–50° Breite beobachtet wird, ist mit einem relativ langen Tag (mehr als zu dieser Zeit um 10–20° Breite) auf einer signifikanten Höhe der Sonne verbunden. Die Unterschiede in der Wärmeaufnahme der Äquator- und Polarregionen sind im Sommer geringer als im Winter.
Die Südhalbkugel erhält im Sommer mehr Wärme als die Nordhalbkugel und umgekehrt im Winter (sie wird durch die Änderung des Abstands der Erde von der Sonne beeinflusst). Und wenn die Oberfläche beider Hemisphären vollständig homogen wäre, wären die jährlichen Amplituden der Temperaturschwankungen auf der Südhalbkugel größer als auf der Nordhalbkugel.
Sonnenstrahlung in der Atmosphäre erfährt quantitative und qualitative Veränderungen.
Selbst eine ideale, trockene und saubere Atmosphäre absorbiert und streut Strahlen und reduziert so die Intensität der Sonnenstrahlung. Die Schwächungswirkung der realen Atmosphäre, die Wasserdampf und feste Verunreinigungen enthält, auf die Sonnenstrahlung ist viel größer als die ideale. Die Atmosphäre (Sauerstoff, Ozon, Kohlendioxid, Staub und Wasserdampf) absorbiert hauptsächlich ultraviolette und infrarote Strahlen. Die von der Atmosphäre absorbierte Strahlungsenergie der Sonne wird in andere Energiearten umgewandelt: thermische, chemische usw. Im Allgemeinen schwächt die Absorption die Sonnenstrahlung um 17-25%.
Moleküle atmosphärischer Gase streuen Strahlen mit relativ kurzen Wellen - violett, blau. Das erklärt die blaue Farbe des Himmels. Verunreinigungen streuen Strahlen mit Wellen unterschiedlicher Wellenlänge gleichermaßen. Daher erhält der Himmel mit einem erheblichen Gehalt an ihnen einen weißlichen Farbton.
Aufgrund der Streuung und Reflexion der Sonnenstrahlen durch die Atmosphäre wird an bewölkten Tagen Tageslicht beobachtet, Objekte im Schatten sind sichtbar und das Phänomen der Dämmerung tritt auf.
Je länger der Weg des Strahls in der Atmosphäre ist, desto dicker muss er passieren und desto stärker wird die Sonnenstrahlung geschwächt. Daher nimmt mit zunehmender Höhe der Einfluss der Atmosphäre auf die Strahlung ab. Die Länge des Sonnenweges in der Atmosphäre hängt von der Höhe der Sonne ab. Wenn wir die Weglänge des Sonnenstrahls in der Atmosphäre in der Höhe der Sonne 90 ° (m) als Einheit nehmen, besteht das Verhältnis zwischen der Höhe der Sonne und der Länge des Wegs des Strahls in der Atmosphäre wird wie in der Tabelle gezeigt sein. zehn.

Die Gesamtdämpfung der Strahlung in der Atmosphäre bei jeder Sonnenhöhe kann durch die Bouguer-Formel ausgedrückt werden: Im = I0 * pm, wobei Im die Intensität der in der Atmosphäre veränderten Sonnenstrahlung y ist Erdoberfläche; I0 - Solarkonstante; m ist der Weg des Strahls in der Atmosphäre; bei einer Sonnenhöhe von 90 ° ist es gleich 1 (die Masse der Atmosphäre), p ist der Transparenzkoeffizient ( Bruchzahl, die zeigt, welcher Strahlungsanteil die Oberfläche bei m=1 erreicht).
Bei einer Sonnenhöhe von 90°, bei m=1, ist die Intensität der Sonnenstrahlung nahe der Erdoberfläche I1 p mal kleiner als Io, also I1=Io*p.
Ist die Sonnenhöhe kleiner als 90°, so ist m immer größer als 1. Der Weg eines Sonnenstrahls kann aus mehreren Segmenten bestehen, die jeweils gleich 1 sind. Die Intensität der Sonnenstrahlung an der Grenze zwischen den erstes (aa1) und zweites (a1a2) Segment I1 ist offensichtlich gleich Io *p, Strahlungsintensität nach Passieren des zweiten Segments I2=I1*p=I0 p*p=I0 p2; I3=I0p3 usw.

Die Transparenz der Atmosphäre ist nicht konstant und ist nicht gleich in verschiedene Bedingungen. Das Verhältnis der Transparenz der realen Atmosphäre zur Transparenz der idealen Atmosphäre – der Trübungsfaktor – ist immer größer als eins. Sie hängt vom Gehalt an Wasserdampf und Staub in der Luft ab. Mit zunehmendem Breitengrad nimmt der Trübungsfaktor ab: bei Breitengraden von 0 bis 20 ° N. Sch. es ist im Durchschnitt gleich 4,6 in Breiten von 40 bis 50 ° N. Sch. - 3,5, in Breiten von 50 bis 60 ° N. Sch. - 2,8 und in Breiten von 60 bis 80 ° N. Sch. - 2,0. In gemäßigten Breiten ist der Trübungsfaktor im Winter geringer als im Sommer und am Morgen geringer als am Nachmittag. Sie nimmt mit der Höhe ab. Je größer der Trübungsfaktor, desto größer die Dämpfung der Sonnenstrahlung.
Unterscheiden direkte, diffuse und totale Sonneneinstrahlung.
Ein Teil der Sonnenstrahlung, die durch die Atmosphäre auf die Erdoberfläche dringt, ist Direktstrahlung. Ein Teil der von der Atmosphäre gestreuten Strahlung wird in diffuse Strahlung umgewandelt. Die gesamte direkt und diffus auf die Erdoberfläche auftreffende Sonnenstrahlung wird als Gesamtstrahlung bezeichnet.
Je nach Bewölkung, Staubgehalt der Atmosphäre und auch Sonnenhöhe variiert das Verhältnis zwischen Direkt- und Streustrahlung erheblich. Bei klarem Himmel übersteigt der Anteil der Streustrahlung 0,1 % nicht, bei bewölktem Himmel kann die diffuse Strahlung größer sein als die direkte Strahlung.
Bei geringer Sonnenhöhe besteht die Gesamtstrahlung fast ausschließlich aus Streustrahlung. Bei einem Sonnenstand von 50° und klarem Himmel übersteigt der Streustrahlungsanteil 10-20% nicht.
Karten von durchschnittlichen Jahres- und Monatswerten Gesamtstrahlung erlauben uns, die Hauptmuster in seiner geografischen Verteilung zu erkennen. Die Jahreswerte der Gesamtstrahlung verteilen sich hauptsächlich zonal. Die größte jährliche Menge an Gesamtstrahlung auf der Erde wird von der Oberfläche in tropischen Binnenwüsten (Ostsahara und Hauptteil Arabien). Eine merkliche Abnahme der Gesamtstrahlung am Äquator wird durch hohe Luftfeuchtigkeit und starke Bewölkung verursacht. In der Arktis beträgt die Gesamtstrahlung 60-70 kcal/cm2 pro Jahr; in der Antarktis ist sie aufgrund der häufig wiederkehrenden klaren Tage und der größeren Transparenz der Atmosphäre etwas größer.

Im Juni erhält die nördliche Hemisphäre die größten Strahlungsmengen, insbesondere die tropischen und subtropischen Binnenregionen. Die von der Erdoberfläche empfangene Sonnenstrahlung in den gemäßigten und polaren Breiten der Nordhalbkugel unterscheidet sich kaum, was hauptsächlich auf die lange Tagesdauer in den Polarregionen zurückzuführen ist. Zoning in der Verteilung der Gesamtstrahlung oben. Kontinente in der nördlichen Hemisphäre und tropischen Breiten südlichen Hemisphäre fast nicht ausgedrückt. Es manifestiert sich besser in der nördlichen Hemisphäre über dem Ozean und kommt deutlich in den außertropischen Breiten der südlichen Hemisphäre zum Ausdruck. Am südlichen Polarkreis nähert sich der Wert der gesamten Sonneneinstrahlung 0.
Im Dezember gelangen die größten Strahlungsmengen auf die Südhalbkugel. Die hochgelegene Eisfläche der Antarktis mit hoher Luftdurchlässigkeit erhält im Juni deutlich mehr Gesamtstrahlung als die Oberfläche der Arktis. In den Wüsten (Kalahari, Great Australian) gibt es viel Hitze, aber aufgrund der größeren Ozeanität der südlichen Hemisphäre (Einfluss von hoher Luftfeuchtigkeit und Bewölkung) sind ihre Mengen hier etwas geringer als im Juni in den gleichen Breiten der Nordhalbkugel. In den äquatorialen und tropischen Breiten der Nordhalbkugel variiert die Gesamtstrahlung relativ wenig, und die Zonierung in ihrer Verteilung ist nur nördlich des nördlichen Wendekreises deutlich ausgeprägt. Mit zunehmendem Breitengrad nimmt die Gesamtstrahlung ziemlich schnell ab, ihre Null-Isolinie verläuft etwas nördlich des Polarkreises.
Die gesamte Sonnenstrahlung, die auf die Erdoberfläche fällt, wird teilweise zurück in die Atmosphäre reflektiert. Das Verhältnis der von einer Oberfläche reflektierten Strahlungsmenge zur auf diese Oberfläche einfallenden Strahlungsmenge wird als bezeichnet Albedo. Albedo charakterisiert das Reflexionsvermögen einer Oberfläche.
Die Albedo der Erdoberfläche hängt von ihrem Zustand und ihren Eigenschaften ab: Farbe, Feuchtigkeit, Rauheit usw. Frisch gefallener Schnee hat das höchste Reflexionsvermögen (85-95%). Eine ruhige Wasseroberfläche reflektiert nur 2-5 % der Sonnenstrahlen, wenn sie senkrecht einfällt, und fast alle auf sie fallenden Strahlen (90 %), wenn die Sonne tief steht. Albedo von trockenem Schwarzerde - 14%, nass - 8, Wald - 10-20, Wiesenvegetation - 18-30, sandige Wüstenoberfläche - 29-35, Meereisoberfläche - 30-40%.
Die große Albedo der Eisfläche, insbesondere bei Neuschneebedeckung (bis zu 95 %), ist der Grund für niedrige Temperaturen in den Polarregionen im Sommer, wenn dort die Sonneneinstrahlung erheblich ist.
Strahlung der Erdoberfläche und Atmosphäre. Jeder Körper mit einer Temperatur über Absoluter Nullpunkt(größer als minus 273°), emittiert Strahlungsenergie. Der Gesamtemissionsgrad eines schwarzen Körpers ist proportional zur vierten Potenz seiner absoluten Temperatur (T):
E \u003d σ * T4 kcal / cm2 pro Minute (Stefan-Boltzmann-Gesetz), wobei σ ein konstanter Koeffizient ist.
Je höher die Temperatur strahlender Körper, desto kürzer ist die Wellenlänge der emittierten nm-Strahlung. Die glühende Sonne sendet in den Weltraum kurzwellige Strahlung. Die Erdoberfläche, die kurzwellige Sonnenstrahlung absorbiert, erwärmt sich und wird auch zu einer Strahlungsquelle (terrestrische Strahlung). Ho, da die Temperatur der Erdoberfläche mehrere zehn Grad nicht überschreitet, ist es langwellige Strahlung, unsichtbar.
Die Erdstrahlung wird größtenteils von der Atmosphäre zurückgehalten (Wasserdampf, Kohlendioxid, Ozon), aber Strahlen mit einer Wellenlänge von 9-12 Mikrometern gehen ungehindert über die Atmosphäre hinaus, und daher verliert die Erde einen Teil ihrer Wärme.
Die Atmosphäre, die einen Teil der durch sie hindurchtretenden Sonnenstrahlung und mehr als die Hälfte der Erdstrahlung absorbiert, strahlt selbst Energie sowohl in den Weltraum als auch auf die Erdoberfläche ab. Atmosphärische Strahlung, die auf die Erdoberfläche gerichtet ist, wird als Richtung Erdoberfläche bezeichnet entgegengesetzte Strahlung. Diese Strahlung ist, wie die irdische, langwellig, unsichtbar.
In der Atmosphäre treffen zwei Ströme langwelliger Strahlung aufeinander - die Strahlung der Erdoberfläche und die Strahlung der Atmosphäre. Die Differenz zwischen ihnen, die den tatsächlichen Wärmeverlust durch die Erdoberfläche bestimmt, wird genannt effiziente Strahlung. Die effektive Strahlung ist umso größer, je höher die Temperatur der strahlenden Oberfläche ist. Luftfeuchtigkeit reduziert die effektive Strahlung, seine Wolken reduzieren sie stark.
Der höchste Wert der jährlichen Summen der effektiven Strahlung wird in beobachtet tropische Wüsten- 80 kcal/cm2 pro Jahr - dank hohe Temperatur Oberfläche, Trockenheit der Luft und Klarheit des Himmels. Am Äquator beträgt die effektive Strahlung bei hoher Luftfeuchtigkeit nur etwa 30 kcal/cm2 pro Jahr, und ihr Wert für Land und Meer unterscheidet sich kaum. Die niedrigste effektive Strahlung in den Polarregionen. In gemäßigten Breiten verliert die Erdoberfläche etwa die Hälfte der Wärmemenge, die sie durch die Absorption der Gesamtstrahlung erhält.
Die Fähigkeit der Atmosphäre, kurzwellige Strahlung der Sonne (direkte und diffuse Strahlung) zu übertragen und die langwellige Strahlung der Erde zu verzögern, wird als Treibhauseffekt (Treibhauseffekt) bezeichnet. Aufgrund des Treibhauseffekts beträgt die durchschnittliche Temperatur der Erdoberfläche +16°, ohne Atmosphäre wären es -22° (38° niedriger).
Strahlungsbilanz (Reststrahlung). Die Erdoberfläche nimmt gleichzeitig Strahlung auf und gibt sie ab. Die ankommende Strahlung ist die gesamte Sonnenstrahlung und die Gegenstrahlung der Atmosphäre. Verbrauch - die Reflexion des Sonnenlichts von der Oberfläche (Albedo) und die Eigenstrahlung der Erdoberfläche. Der Unterschied zwischen einfallender und austretender Strahlung ist Strahlungsbilanz, oder Reststrahlung. Der Wert der Strahlungsbilanz wird durch die Gleichung bestimmt

R \u003d Q * (1-α) - ich,

wobei Q die gesamte Sonneneinstrahlung pro Flächeneinheit ist; α - Albedo (Bruch); I - effektive Strahlung.
Ist der Input größer als der Output, ist die Strahlungsbilanz positiv, ist der Input kleiner als der Output, ist die Bilanz negativ. Nachts ist die Strahlungsbilanz in allen Breitengraden negativ, tagsüber bis mittags überall positiv, außer in hohen Breitengraden im Winter; am Nachmittag - wieder negativ. Im Durchschnitt pro Tag kann die Strahlungsbilanz sowohl positiv als auch negativ sein (Tabelle 11).

Auf der Karte sind die Jahressummen der Strahlungsbilanz der Erdoberfläche zu sehen abrupte Änderung Positionen von Isolinien während ihres Übergangs vom Land zum Ozean. In der Regel übersteigt die Strahlungsbilanz der Meeresoberfläche die Strahlungsbilanz des Landes (Einfluss von Albedo und effektiver Strahlung). Die Verteilung der Strahlungsbilanz ist im Allgemeinen zonal. Am Ozean in tropischen Breiten erreichen die Jahreswerte der Strahlungsbilanz 140 kcal/cm2 (Arabisches Meer) und überschreiten in Grenznähe 30 kcal/cm2 nicht schwimmendes Eis. Abweichungen von der zonalen Verteilung der Strahlungsbilanz im Ozean sind unbedeutend und werden durch die Wolkenverteilung verursacht.
An Land in den äquatorialen und tropischen Breiten schwanken die Jahreswerte der Strahlungsbilanz je nach Feuchtigkeitsverhältnissen zwischen 60 und 90 kcal/cm2. Die größten Jahressummen der Strahlungsbilanz werden in Gebieten verzeichnet, in denen Albedo und effektive Strahlung relativ klein sind (feuchte Tropenwälder, Savannen). Ihr niedrigster Wert liegt in sehr feuchten (große Bewölkung) und in sehr trockenen (große Wirkstrahlung) Gebieten. In gemäßigten und hohen Breiten nimmt der Jahreswert der Strahlungsbilanz mit zunehmendem Breitengrad ab (Effekt einer Abnahme der Gesamtstrahlung).
Die Jahressummen der Strahlung gleichen sich aus zentrale Regionen Antarktis sind negativ (wenige Kalorien pro 1 cm2). In der Arktis liegen diese Werte nahe bei Null.
Im Juli ist die Strahlungsbilanz der Erdoberfläche in einem erheblichen Teil der Südhalbkugel negativ. Die Nullsaldolinie verläuft zwischen 40 und 50°S. Sch. Die höchsten Werte der Strahlungsbilanz werden an der Meeresoberfläche in den tropischen Breiten der nördlichen Hemisphäre und an der Oberfläche einiger Binnenmeere wie dem Schwarzen Meer erreicht (14-16 kcal/cm2 pro Monat).
Im Januar liegt die Nullsaldolinie zwischen 40 und 50°N. Sch. (über den Ozeanen steigt er etwas nach Norden an, über den Kontinenten fällt er nach Süden ab). Ein erheblicher Teil der Nordhalbkugel weist eine negative Strahlungsbilanz auf. Die größten Werte der Strahlungsbilanz beschränken sich auf die tropischen Breiten der Südhalbkugel.
Im Jahresmittel ist die Strahlungsbilanz der Erdoberfläche positiv. Die Oberflächentemperatur steigt dabei nicht an, sondern bleibt annähernd konstant, was nur durch den kontinuierlichen Verbrauch überschüssiger Wärme zu erklären ist.
Die Strahlungsbilanz der Atmosphäre setzt sich aus der von ihr absorbierten solaren und terrestrischen Strahlung einerseits und der atmosphärischen Strahlung andererseits zusammen. Sie ist immer negativ, da die Atmosphäre nur einen kleinen Teil der Sonnenstrahlung absorbiert und fast so viel strahlt wie die Oberfläche.
Die Strahlungsbilanz der Oberfläche und der Atmosphäre zusammen für die gesamte Erde ist für ein Jahr im Durchschnitt gleich Null, kann aber in Breitengraden sowohl positiv als auch negativ sein.
Die Folge einer solchen Verteilung der Strahlungsbilanz sollte die Wärmeübertragung in Richtung vom Äquator zu den Polen sein.
Thermisches Gleichgewicht. Die Strahlungsbilanz ist die wichtigste Komponente der Wärmebilanz. Die Oberflächenwärmebilanzgleichung zeigt, wie die einfallende solare Strahlungsenergie auf der Erdoberfläche umgewandelt wird:

wobei R die Strahlungsbilanz ist; LE - Wärmeverbrauch für die Verdampfung (L - latente Verdampfungswärme, E - Verdampfung);
P - turbulenter Wärmeaustausch zwischen der Oberfläche und der Atmosphäre;
A - Wärmeaustausch zwischen der Oberfläche und darunter liegenden Boden- oder Wasserschichten.
Die Strahlungsbilanz einer Oberfläche gilt als positiv, wenn die von der Oberfläche absorbierte Strahlung den Wärmeverlust übersteigt, und als negativ, wenn sie diese nicht ergänzt. Alle anderen Terme der Wärmebilanz werden als positiv angesehen, wenn sie einen Wärmeverlust durch die Oberfläche verursachen (wenn sie einem Wärmeverbrauch entsprechen). Als. alle Terme der Gleichung können sich ändern, der Wärmehaushalt wird ständig gestört und wiederhergestellt.
Die oben betrachtete Gleichung der Wärmebilanz der Oberfläche ist ungefähr, da sie einige sekundäre, aber unter bestimmten Bedingungen wichtige Faktoren nicht berücksichtigt, z. B. die Wärmeabgabe beim Gefrieren, ihren Verbrauch zum Auftauen usw .
Die Wärmebilanz der Atmosphäre setzt sich aus der Strahlungsbilanz der Atmosphäre Ra, der von der Oberfläche kommenden Wärme Pa, der bei der Kondensation in die Atmosphäre freigesetzten Wärme LE und dem horizontalen Wärmeübergang (Advektion) Aa zusammen. Die Strahlungsbilanz der Atmosphäre ist immer negativ. Positiv sind der Wärmeeintrag durch Feuchtigkeitskondensation und die Größe der turbulenten Wärmeübertragung. Wärmeadvektion führt im Jahresdurchschnitt zu einer Übertragung von niedrigen Breiten in hohe Breiten: Sie bedeutet also Wärmeverbrauch in niedrigen Breiten und Ankunft in hohen Breiten. In einer mehrjährigen Ableitung lässt sich die Wärmebilanz der Atmosphäre durch die Gleichung Ra=Pa+LE ausdrücken.
Die Wärmebilanz der Oberfläche und der Atmosphäre zusammengenommen ist im langjährigen Mittel gleich 0 (Abb. 35).

Die pro Jahr in die Atmosphäre eintretende Menge an Sonnenstrahlung (250 kcal/cm2) wird zu 100 % angenommen. Sonnenstrahlung, die in die Atmosphäre eindringt, wird teilweise von den Wolken reflektiert und geht über die Atmosphäre hinaus zurück - 38%, teilweise von der Atmosphäre absorbiert - 14% und teilweise in Form direkter Sonnenstrahlung auf die Erdoberfläche - 48%. Von den 48 %, die die Oberfläche erreichen, werden 44 % von ihr absorbiert und 4 % werden reflektiert. Somit beträgt die Albedo der Erde 42 % (38+4).
Die von der Erdoberfläche absorbierte Strahlung wird wie folgt verbraucht: 20 % gehen durch effektive Strahlung verloren, 18 % werden für die Verdunstung von der Oberfläche verbraucht, 6 % werden für die Erwärmung der Luft bei turbulenter Wärmeübertragung verbraucht (insgesamt 24 %). Der Wärmeverlust durch die Oberfläche gleicht ihre Ankunft aus. Die von der Atmosphäre aufgenommene Wärme (14 % direkt von der Sonne, 24 % von der Erdoberfläche) wird zusammen mit der effektiven Strahlung der Erde in den Weltall geleitet. Die Albedo (42 %) und die Strahlung (58 %) der Erde gleichen den Eintrag von Sonnenstrahlung in die Atmosphäre aus.

Die Sonnenstrahlung ist der führende klimabildende Faktor und praktisch die einzige Energiequelle für alle physikalischen Prozesse, die auf der Erdoberfläche und in ihrer Atmosphäre ablaufen. Es bestimmt die Vitalaktivität von Organismen und schafft das eine oder andere Temperaturregime. führt zur Bildung von Wolken und Niederschlägen; ist dabei die grundlegende Ursache der allgemeinen Zirkulation der Atmosphäre eine enorme Wirkung auf das menschliche Leben in all seinen Erscheinungsformen. In Bauwesen und Architektur ist die Sonneneinstrahlung der wichtigste Umweltfaktor – die Ausrichtung von Gebäuden, ihre konstruktiven, raumplanerischen, farblichen, plastischen Lösungen und viele weitere Merkmale hängen davon ab.

Gemäß GOST R 55912-2013 "Bauklimatologie" werden die folgenden Definitionen und Konzepte in Bezug auf Sonneneinstrahlung übernommen:

direkte Strahlung - ein Teil der gesamten Sonnenstrahlung, die in Form eines Bündels paralleler Strahlen, die direkt von der sichtbaren Sonnenscheibe kommen, in die Oberfläche eindringt;
gestreute Sonnenstrahlung- ein Teil der gesamten Sonnenstrahlung, die nach Streuung in der Atmosphäre vom gesamten Himmel auf die Oberfläche gelangt;
reflektierte Strahlung- Teil der gesamten Sonnenstrahlung, die von der darunter liegenden Oberfläche reflektiert wird (einschließlich von Fassaden, Dächern von Gebäuden);
Intensität der Sonneneinstrahlung- die Menge an Sonnenstrahlung, die pro Zeiteinheit durch einen einzelnen Bereich geht, der senkrecht zu den Strahlen liegt.

Alle Werte der Sonneneinstrahlung in modernen inländischen staatlichen Standards, Joint Ventures (SNiPs) und anderen bau- und architekturbezogenen Regulierungsdokumenten werden in Kilowatt pro Stunde pro 1 m 2 (kWh / m 2) gemessen. Als Zeiteinheit wird in der Regel ein Monat genommen. Um den momentanen (zweiten) Wert der Leistung des Sonnenstrahlungsflusses (kW / m 2) zu erhalten, sollte der für den Monat angegebene Wert durch die Anzahl der Tage in einem Monat, die Anzahl der Stunden in einem Tag und Sekunden geteilt werden in Stunden.

In vielen frühen Ausgaben von Bauvorschriften und in vielen modernen Nachschlagewerken zur Klimatologie werden Sonnenstrahlungswerte in Megajoule oder Kilokalorien pro m 2 (MJ / m 2, Kcal / m 2) angegeben. Die Koeffizienten für die Umrechnung dieser Größen ineinander sind in Anlage 1 angegeben.

physikalische Einheit. Sonnenstrahlung kommt von der Sonne auf die Erde. Die Sonne ist der uns am nächsten gelegene Stern, der im Durchschnitt 149.450.000 km von der Erde entfernt ist. Anfang Juli, wenn die Erde am weitesten von der Sonne entfernt ist („Aphel“), vergrößert sich dieser Abstand auf 152 Millionen km, und Anfang Januar verringert er sich auf 147 Millionen km („Perihel“).

Im Inneren des Sonnenkerns übersteigt die Temperatur 5 Millionen K und der Druck ist mehrere Milliarden Mal höher als der der Erde, wodurch Wasserstoff zu Helium wird. Bei dieser thermonuklearen Reaktion entsteht Strahlungsenergie, die sich in Form von elektromagnetischen Wellen von der Sonne in alle Richtungen ausbreitet. Gleichzeitig kommt ein ganzes Wellenlängenspektrum auf die Erde, das in der Meteorologie üblicherweise in kurzwellige und langwellige Abschnitte unterteilt wird. Kurzwelle nennen Sie Strahlung im Wellenlängenbereich von 0,1 bis 4 Mikrometer (1 Mikrometer \u003d 10 ~ 6 m). Strahlung mit großen Längen (von 4 bis 120 Mikrometer) wird als bezeichnet lange Welle. Sonnenstrahlung ist überwiegend kurzwellig – der angegebene Wellenlängenbereich macht 99 % der gesamten Energie aus Sonnenstrahlung, während Erdoberfläche und Atmosphäre langwellige Strahlung aussenden und kurzwellige Strahlung nur reflektieren können.

Die Sonne liefert nicht nur Energie, sondern auch Licht. Sichtbares Licht nimmt einen schmalen Wellenlängenbereich ein, nur von 0,40 bis 0,76 Mikrometer, aber 47 % der gesamten Sonnenstrahlungsenergie sind in diesem Intervall enthalten. Licht mit einer Wellenlänge von etwa 0,40 Mikrometer wird als violett wahrgenommen, mit einer Wellenlänge von etwa 0,76 Mikrometer - als rot. Alle anderen Wellenlängen werden vom menschlichen Auge nicht wahrgenommen; sie sind für uns unsichtbar 1 . Infrarotstrahlung (von 0,76 bis 4 Mikron) macht 44% und Ultraviolett (von 0,01 bis 0,39 Mikron) - 9% der gesamten Energie aus. Die maximale Energie im Spektrum der Sonnenstrahlung an der oberen Grenze der Atmosphäre liegt im blau-blauen Bereich des Spektrums und nahe der Erdoberfläche - im gelb-grünen Bereich.

Ein quantitatives Maß für die auf eine bestimmte Oberfläche auftreffende Sonnenstrahlung ist Energiebeleuchtung, oder Sonnenstrahlungsfluss, - die Menge an Strahlungsenergie, die pro Zeiteinheit auf eine Flächeneinheit einfällt. Die maximale Menge an Sonnenstrahlung tritt in die obere Grenze der Atmosphäre ein und wird durch den Wert der Sonnenkonstante gekennzeichnet. Sonnenkonstante - ist der Fluss der Sonnenstrahlung an der oberen Grenze der Erdatmosphäre durch eine Fläche senkrecht zu den Sonnenstrahlen in einem mittleren Abstand der Erde von der Sonne. Nach den neuesten von der World Meteorological Organization (WMO) im Jahr 2007 genehmigten Daten beträgt dieser Wert 1,366 kW / m 2 (1366 W / m 2).

Viel weniger Sonnenstrahlung erreicht die Erdoberfläche, da die Sonnenstrahlen, wenn sie sich durch die Atmosphäre bewegen, eine Reihe von Strahlungen durchlaufen wesentliche Änderungen. Ein Teil davon wird von atmosphärischen Gasen und Aerosolen absorbiert und geht in Wärme über, d.h. erwärmt die Atmosphäre, ein Teil wird gestreut und geht in eine spezielle Form diffuser Strahlung über.

Verfahren Übernahmen Strahlung in der Atmosphäre ist von Natur aus selektiv – verschiedene Gase absorbieren sie in unterschiedlichen Teilen des Spektrums und in unterschiedlichem Maße. Die Hauptgase, die Sonnenstrahlung absorbieren, sind Wasserdampf (H 2 0), Ozon (0 3) und Kohlendioxid (CO 2). Beispielsweise absorbiert stratosphärisches Ozon, wie oben erwähnt, für lebende Organismen schädliche Strahlung mit Wellenlängen von weniger als 0,29 Mikrometer vollständig, weshalb die Ozonschicht ein natürlicher Schutzschild für die Existenz von Leben auf der Erde ist. Im Durchschnitt absorbiert Ozon etwa 3 % der Sonnenstrahlung. Im roten und infraroten Spektralbereich absorbiert Wasserdampf die Sonnenstrahlung am stärksten. Im gleichen Bereich des Spektrums liegen jedoch die Absorptionsbanden von Kohlendioxid

Weitere Details zu Licht und Farbe werden in anderen Abschnitten der Disziplin "Bauphysik" behandelt.

im Allgemeinen ist seine Absorption von direkter Strahlung gering. Die Absorption der Sonnenstrahlung erfolgt sowohl durch Aerosole natürlichen als auch anthropogenen Ursprungs, besonders stark durch Rußpartikel. Insgesamt werden etwa 15 % der Sonnenstrahlung von Wasserdampf und Aerosolen und etwa 5 % von Wolken absorbiert.

Streuung Strahlung ist physikalischer Prozess Interaktionen elektromagnetische Strahlung und Substanzen, bei denen Moleküle und Atome einen Teil der Strahlung absorbieren und dann in alle Richtungen wieder abgeben. Das ist sehr wichtiger Prozess, die vom Verhältnis der Größe der streuenden Teilchen zur Wellenlänge der einfallenden Strahlung abhängt. In absolut saubere Luft, wo Streuung nur durch Gasmoleküle erzeugt wird, gehorcht Rayleigh-Gesetz, d.h. umgekehrt proportional zur vierten Potenz der Wellenlänge der gestreuten Strahlen. Somit ist die blaue Farbe des Himmels aufgrund der Streuung des Sonnenlichts darin die Farbe der Luft selbst, da violette und blaue Strahlen viel besser von der Luft gestreut werden als orange und rote.

Wenn sich Partikel in der Luft befinden, deren Abmessungen mit der Wellenlänge der Strahlung vergleichbar sind - Aerosole, Wassertröpfchen, Eiskristalle -, dann gehorcht die Streuung nicht dem Rayleighschen Gesetz, und die gestreute Strahlung ist nicht so reich an kurzwelligen Strahlen. An Partikeln mit einem Durchmesser von mehr als 1-2 Mikron gibt es keine Streuung, sondern eine diffuse Reflexion, die die weißliche Farbe des Himmels bestimmt.

Streuspiele große Rolle bei der Bildung von natürlichem Licht: In Abwesenheit der Sonne tagsüber entsteht diffuses (diffuses) Licht. Gäbe es keine Streuung, wäre es nur dort hell, wo direktes Sonnenlicht einfallen würde. Auch die Abend- und Morgendämmerung, die Farbe der Wolken bei Sonnenauf- und -untergang werden mit diesem Phänomen in Verbindung gebracht.

Die Sonnenstrahlung erreicht die Erdoberfläche also in Form von zwei Strömen: direkte und diffuse Strahlung.

direkte Strahlung(5) kommt direkt von der Sonnenscheibe auf die Erdoberfläche. In diesem Fall wird die maximal mögliche Strahlungsmenge von einem einzigen Ort empfangen, der senkrecht zu den Sonnenstrahlen steht (5). pro Einheit horizontal Oberfläche wird eine kleinere Menge an Strahlungsenergie Y haben, auch genannt Sonneneinstrahlung:

Y \u003d? -8shA 0, (1,1)

wo Und 0- Die Höhe der Sonne über dem Horizont, die den Einfallswinkel der Sonnenstrahlen auf einer horizontalen Fläche bestimmt.

Streustrahlung(/)) kommt von allen Punkten des Firmaments, mit Ausnahme der Sonnenscheibe, an die Erdoberfläche.

Alle Sonnenstrahlung, die die Erdoberfläche erreicht, wird als bezeichnet Gesamte Sonneneinstrahlung (0:

(1.2)
0 = + /) = Und 0+ /).

Das Eintreffen dieser Strahlungsarten hängt maßgeblich nicht nur von astronomischen Ursachen, sondern auch von der Bewölkung ab. Daher ist es in der Meteorologie üblich, zu unterscheiden mögliche Strahlungsmengen beobachtet unter wolkenlosen Bedingungen, und tatsächliche Strahlungsmengen, die am stattfinden reale Bedingungen Trübung.

Nicht alle auf die Erdoberfläche fallende Sonnenstrahlung wird von dieser absorbiert und in Wärme umgewandelt. Ein Teil davon wird reflektiert und geht daher an der darunter liegenden Oberfläche verloren. Dieser Teil heißt reflektierte Strahlung(/? k), und sein Wert hängt von ab Albedo Bodenfläche (L bis):

Ein k = - 100%.

Der Albedo-Wert wird in Bruchteilen einer Einheit oder in Prozent gemessen. Im Bauwesen und in der Architektur werden häufiger Bruchteile einer Einheit verwendet. Sie messen auch das Reflexionsvermögen von Bau- und Ausbaumaterialien, die Helligkeit von Fassaden usw. In der Klimatologie wird die Albedo in Prozent gemessen.

Die Albedo hat einen wesentlichen Einfluss auf die Entstehung des Erdklimas, da sie ein integraler Indikator für das Reflexionsvermögen der darunter liegenden Oberfläche ist. Sie ist abhängig vom Zustand dieser Oberfläche (Rauheit, Farbe, Feuchtigkeit) und variiert in einem sehr weiten Bereich. Die höchsten Albedo-Werte (bis zu 75 %) sind charakteristisch für frisch gefallenen Schnee, während die niedrigsten Werte für die Wasseroberfläche bei praller Sonne charakteristisch sind („3 %). Die Albedo der Boden- und Vegetationsoberfläche variiert im Durchschnitt zwischen 10 und 30 %.

Wenn wir die gesamte Erde als Ganzes betrachten, beträgt ihre Albedo 30%. Dieser Wert wird aufgerufen Die planetare Albedo der Erde und repräsentiert das Verhältnis der reflektierten und gestreuten Sonnenstrahlung, die in den Weltraum austritt, zur Gesamtmenge der in die Atmosphäre eintretenden Strahlung.

Auf dem Territorium von Städten ist die Albedo in der Regel niedriger als in natürlichen, ungestörten Landschaften. Der charakteristische Wert der Albedo für das Territorium von Großstädten mit gemäßigtem Klima beträgt 15-18%. In südlichen Städten ist die Albedo aufgrund der Verwendung hellerer Töne in der Farbe von Fassaden und Dächern in der Regel höher nördliche Städte mit dichten Gebäuden und dunklen Farblösungen von Albedo-Gebäuden darunter. Dies ermöglicht es in heißen südlichen Ländern, die Menge der absorbierten Sonnenstrahlung zu reduzieren, wodurch der thermische Hintergrund von Gebäuden reduziert wird, und in den nördlichen kalten Regionen dagegen den Anteil der absorbierten Sonnenstrahlung zu erhöhen und den gesamten thermischen Hintergrund zu erhöhen.

Absorbierte Strahlung(*U P0GL) wird auch aufgerufen Gleichgewicht der kurzwelligen Strahlung (VK) und ist die Differenz zwischen der gesamten und der reflektierten Strahlung (zwei kurzwellige Flüsse):

^ abs \u003d 5 k = 0~ I K- (1.4)

Sie erwärmt die oberen Schichten der Erdoberfläche und alles, was sich darauf befindet (Vegetationsdecke, Straßen, Gebäude, Bauwerke usw.), wodurch sie langwellige Strahlung abgeben, die für das menschliche Auge unsichtbar ist. Diese Strahlung wird oft als Eigenstrahlung der Erdoberfläche(? 3). Ihr Wert ist nach dem Stefan-Boltzmann-Gesetz proportional zur vierten Potenz der absoluten Temperatur.

Auch die Atmosphäre sendet langwellige Strahlung aus, die größtenteils die Erdoberfläche erreicht und von dieser fast vollständig absorbiert wird. Diese Strahlung heißt Gegenstrahlung der Atmosphäre (E a). Die Gegenstrahlung der Atmosphäre nimmt mit zunehmender Bewölkung und Luftfeuchtigkeit zu und ist eine sehr wichtige Wärmequelle für die Erdoberfläche. Die langwellige Strahlung der Atmosphäre ist jedoch immer etwas geringer als die der Erde, wodurch die Erdoberfläche Wärme verliert und die Differenz zwischen diesen Werten genannt wird effektive Strahlung der Erde (E ef).

Im Durchschnitt verliert die Erdoberfläche in gemäßigten Breiten durch effektive Strahlung etwa die Hälfte der Wärmemenge, die sie durch absorbierte Sonnenstrahlung erhält. Indem sie terrestrische Strahlung absorbiert und Gegenstrahlung an die Erdoberfläche sendet, reduziert die Atmosphäre die nächtliche Abkühlung dieser Oberfläche. Tagsüber trägt es wenig dazu bei, die Erwärmung der Erdoberfläche zu verhindern. Diesen Einfluss der Erdatmosphäre auf das thermische Regime der Erdoberfläche nennt man Treibhauseffekt. Das Phänomen des Treibhauseffekts besteht also in der Speicherung von Wärme in der Nähe der Erdoberfläche. Große Rolle diesen Prozess übernehmen Gase technogenen Ursprungs, vor allem Kohlendioxid, dessen Konzentration in städtischen Gebieten besonders hoch ist. Die Hauptrolle gehört aber nach wie vor den Gasen natürlichen Ursprungs.

Die Hauptsubstanz in der Atmosphäre, die langwellige Strahlung von der Erde absorbiert und Strahlung zurücksendet, ist Wasserdampf. Es absorbiert fast alle langwellige Strahlung mit Ausnahme des Wellenlängenbereichs von 8,5 bis 12 Mikrometer, der als "Transparenzfenster" Wasserdampf. Nur in diesem Intervall gelangt die Erdstrahlung durch die Atmosphäre in den Weltall. Neben Wasserdampf absorbiert Kohlendioxid stark langwellige Strahlung, und im Transparenzfenster von Wasserdampf ist Ozon viel schwächer, ebenso wie Methan, Stickoxide, Fluorchlorkohlenwasserstoffe (Freone) und einige andere Gasverunreinigungen.

Wärme in der Nähe der Erdoberfläche zu halten, ist ein sehr wichtiger Prozess für die Erhaltung des Lebens. Ohne sie wäre die Durchschnittstemperatur der Erde um 33 ° C niedriger als die aktuelle, und lebende Organismen könnten kaum auf der Erde leben. Der Punkt liegt also nicht im Treibhauseffekt als solchem (schließlich entstand er in dem Moment, in dem die Atmosphäre entstand), sondern in der Tatsache, dass er unter dem Einfluss steht anthropogene Aktivitäten los gewinnen dieser Effekt. Der Grund liegt in der schnell ansteigenden Konzentration von Treibhausgasen technogenen Ursprungs, hauptsächlich CO 2 , das bei der Verbrennung fossiler Brennstoffe emittiert wird. Dies kann dazu führen, dass bei gleicher einfallender Strahlung der auf dem Planeten verbleibende Wärmeanteil zunimmt und damit auch die Temperatur der Erdoberfläche und der Atmosphäre ansteigt. In den vergangenen 100 Jahren hat sich die Lufttemperatur unseres Planeten um durchschnittlich 0,6 °C erhöht.

Es wird angenommen, dass sich die CO 2 -Konzentration im Vergleich zu ihrem vorindustriellen Wert verdoppelt globale Erwärmung wird etwa 3 ° C betragen (nach verschiedenen Schätzungen - von 1,5 bis 5,5 ° C). Dabei größten Veränderungen sollte in der Troposphäre der hohen Breiten während der Herbst-Winter-Periode auftreten. Infolgedessen beginnt das Eis in der Arktis und Antarktis zu schmelzen und der Pegel des Weltozeans beginnt zu steigen. Dieser Anstieg kann zwischen 25 und 165 cm betragen, was bedeutet, dass viele Städte in den Küstenzonen der Meere und Ozeane überflutet werden.

Daher ist dies ein sehr wichtiges Thema, das das Leben von Millionen von Menschen betrifft. Vor diesem Hintergrund fand 1988 die erste internationale Konferenz zum Problem der anthropogener Wandel Klima. Wissenschaftler sind zu dem Schluss gekommen, dass die Folgen einer Verstärkung des Treibhauseffekts aufgrund eines Anstiegs des Kohlendioxidgehalts in der Atmosphäre nur von den Folgen eines globalen Atomkriegs übertroffen werden. Gleichzeitig wurde bei den Vereinten Nationen (UN) der Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC) gegründet. IPCC - Zwischenstaatlicher Ausschuss für Klimawandel), das die Auswirkungen eines Anstiegs der Oberflächentemperatur auf das Klima, das Ökosystem des Weltozeans, die Biosphäre als Ganzes, einschließlich des Lebens und der Gesundheit der Erdbevölkerung, untersucht.

1992 wurde in New York das Rahmenübereinkommen über Klimaänderungen (FCCC) verabschiedet, dessen Hauptziel die Stabilisierung der Treibhausgaskonzentrationen in der Atmosphäre auf einem Niveau war, das dies verhinderte gefährliche Folgen Eingriffe des Menschen in das Klimasystem. Zur praktischen Umsetzung der Konvention wurde im Dezember 1997 in Kyoto (Japan) auf einer internationalen Konferenz das Kyoto-Protokoll verabschiedet. Es legt spezifische Quoten für Treibhausgasemissionen der Mitgliedsländer fest, darunter Russland, das dieses Protokoll 2005 ratifiziert hat.

Zum Zeitpunkt des Schreibens dieses Artikels war eine der letzten Konferenzen gewidmet Klimawandel, ist die Klimakonferenz in Paris, die vom 30. November bis 12. Dezember 2015 stattfindet. Ziel dieser Konferenz ist die Unterzeichnung eines internationalen Abkommens zur Eindämmung des Anstiegs der Durchschnittstemperatur des Planeten bis 2100 auf nicht mehr als 2 ° C.

Durch das Zusammenwirken verschiedener kurz- und langwelliger Strahlungsströme nimmt die Erdoberfläche also kontinuierlich Wärme auf und gibt sie wieder ab. Der resultierende Wert der ein- und ausgehenden Strahlung ist Strahlungsbilanz (BEI), die den thermischen Zustand der Erdoberfläche und der oberflächlichen Luftschicht bestimmt, nämlich deren Erwärmung oder Abkühlung:

BEI = Q- «k - ?ef \u003d 60 - ABER)-? ef =

= (5 "sünde / ^ > + D) (l-A) -E ^ f \u003d B bis + B a. (

Daten zur Strahlungsbilanz sind notwendig, um den Erwärmungs- und Abkühlungsgrad verschiedener Oberflächen sowohl unter natürlichen Bedingungen als auch im architektonischen Umfeld zu berechnen thermisches Regime Gebäude und Bauwerke, Bestimmung der Verdunstung, Wärmereserven im Boden, Regulierung der Bewässerung landwirtschaftlicher Felder und andere volkswirtschaftliche Zwecke.

Messmethoden. Die zentrale Bedeutung von Untersuchungen der Strahlungsbilanz der Erde für das Verständnis der Klimamuster und der Entstehung mikroklimatischer Bedingungen bestimmt die grundlegende Rolle von Beobachtungsdaten zu ihren Komponenten - Aktinometrische Beobachtungen.

An meteorologischen Stationen in Russland, thermoelektrische Methode Messungen von Strahlungsflüssen. Die gemessene Strahlung wird von der schwarzen Empfangsfläche der Geräte absorbiert, verwandelt sich in Wärme und erwärmt die aktiven Verbindungen der Thermosäule, während passive Verbindungen nicht durch Strahlung erwärmt werden und mehr haben niedrige Temperatur. Aufgrund der Temperaturdifferenz von aktivem und passivem Übergang entsteht am Ausgang der Thermosäule eine thermoelektromotorische Kraft, die proportional zur Intensität der gemessenen Strahlung ist. So sind die meisten aktinometrischen Instrumente relativ- Sie messen nicht die Strahlungsflüsse selbst, sondern dazu proportionale Größen - Stromstärke oder Spannung. Dazu werden Geräte beispielsweise an Digitalmultimeter und früher an Zeigergalvanometer angeschlossen. Gleichzeitig wird im Pass jedes Geräts die sogenannte "Umrechnungsfaktor" - Teilungspreis eines elektrischen Messgeräts (W / m 2). Dieser Multiplikator wird berechnet, indem die Messwerte des einen oder anderen relativen Instruments mit den Messwerten verglichen werden absolut Haushaltsgeräte - Pyrheliometer.

Das Funktionsprinzip absoluter Geräte ist anders. Also, im Angström-Kompensationspyrheliometer, das geschwärzt Metallplatte der Sonne ausgesetzt, während eine andere ähnliche Platte im Schatten bleibt. Zwischen ihnen entsteht eine Temperaturdifferenz, die sich auf die an den Platten befestigten Verbindungsstellen des Thermoelements überträgt und somit einen Thermostrom erregt. In diesem Fall wird Strom von der Batterie durch die abgeschattete Platte geleitet, bis sie sich auf die gleiche Temperatur wie die Platte in der Sonne erwärmt, wonach der thermoelektrische Strom verschwindet. Anhand der Stärke des durchgelassenen "Ausgleichsstroms" können Sie die von der geschwärzten Platte aufgenommene Wärmemenge bestimmen, die wiederum der von der ersten Platte von der Sonne aufgenommenen Wärmemenge entspricht. Somit ist es möglich, die Menge der Sonneneinstrahlung zu bestimmen.

An den meteorologischen Stationen Russlands (und früher der UdSSR), die Beobachtungen der Komponenten der Strahlungsbilanz durchführen, wird die Homogenität der Reihe aktinometrischer Daten auch durch die Verwendung gleicher Instrumententypen und deren sorgfältige Kalibrierung sichergestellt wie die gleichen Mess- und Datenverarbeitungsmethoden. Als Empfänger der integralen Sonnenstrahlung (

Im thermoelektrischen Aktinometer von Savinov-Yanishevsky Aussehen was in Abb. 1.6 ist das Aufnahmeteil eine dünne metallisch geschwärzte Scheibe aus Silberfolie, auf die die ungeradzahligen (aktiven) Übergänge der Thermosäule durch die Isolierung geklebt sind. Während der Messung absorbiert diese Scheibe Sonnenstrahlung, wodurch die Temperatur der Scheibe und der aktiven Sperrschichten ansteigt. Die geraden (passiven) Übergänge sind durch die Isolierung mit dem Kupferring im Gerätegehäuse verklebt und haben eine Temperatur nahe der Außentemperatur. Diese Temperaturdifferenz erzeugt bei geschlossenem Außenkreis der Thermosäule einen thermoelektrischen Strom, dessen Stärke proportional zur Intensität der Sonneneinstrahlung ist.

Reis. 1.6.

In einem Pyranometer (Abb. 1.7) ist der Empfangsteil meistens eine Batterie von Thermoelementen, beispielsweise aus Manganin und Konstantan, mit geschwärzten und weißen Übergängen, die sich unter Einwirkung einfallender Strahlung unterschiedlich erwärmen. Der Empfangsteil des Gerätes muss eine horizontale Position haben, um Streustrahlung vom gesamten Firmament wahrzunehmen. Vor direkter Strahlung ist das Pyranometer durch einen Schirm abgeschirmt und vor der entgegenkommenden Strahlung der Atmosphäre ist es durch eine Glaskappe geschützt. Bei der Messung der Gesamtstrahlung wird das Pyranometer nicht von direkten Strahlen abgeschattet.

Reis. 1.7.

Eine spezielle Vorrichtung (Klappplatte) ermöglicht es Ihnen, dem Kopf des Pyranometers zwei Positionen zu geben: Empfänger oben und Empfänger unten. Im letzteren Fall misst das Pyranometer kurzwellige Strahlung, die von der Erdoberfläche reflektiert wird. Bei Streckenbeobachtungen werden die sog Camping-Albe-Meter, Dies ist ein Pyranometerkopf, der mit einer kippbaren kardanischen Aufhängung mit einem Griff verbunden ist.

Das thermoelektrische Waagenmessgerät besteht aus einem Körper mit einer Thermosäule, zwei Aufnahmeplatten und einem Griff (Abb. 1.8). Der scheibenförmige Körper (/) hat einen quadratischen Ausschnitt, an dem die Thermosäule befestigt ist (2). Handhaben ( 3 ), an den Körper gelötet, dient zur Installation des Waagenmessers auf dem Gestell.

Reis. 1.8.

Eine geschwärzte Aufnahmeplatte des Waagebalkens ist nach oben gerichtet, die andere nach unten, zur Erdoberfläche. Das Funktionsprinzip eines unschattierten Waagezählers beruht darauf, dass alle Arten von Strahlung auf die aktive Fläche (Y, /) kommen und Ea), werden von der geschwärzten, nach oben gerichteten Empfangsfläche des Gerätes absorbiert und alle Arten von Strahlung verlassen die aktive Fläche (/? k, /? l und E 3), von der nach unten gerichteten Platte absorbiert. Jede Empfangsplatte selbst sendet ebenfalls langwellige Strahlung aus, zudem findet ein Wärmeaustausch mit der Umgebungsluft und dem Gerätekörper statt. Aufgrund der hohen Wärmeleitfähigkeit des Körpers tritt jedoch eine große Wärmeübertragung auf, die die Bildung einer signifikanten Temperaturdifferenz zwischen den Aufnahmeplatten nicht zulässt. Aus diesem Grund kann die Eigenstrahlung beider Platten vernachlässigt werden und aus der Differenz ihrer Erwärmung kann der Wert der Strahlungsbilanz einer beliebigen Fläche bestimmt werden, in deren Ebene sich das Waagenmessgerät befindet.

Da die Empfangsflächen des Balancemeters nicht mit einer Glaskuppel abgedeckt sind (andernfalls wäre es unmöglich, langwellige Strahlung zu messen), hängen die Messwerte dieses Geräts von der Windgeschwindigkeit ab, wodurch sich der Temperaturunterschied zwischen den Empfangsflächen verringert. Aus diesem Grund führen die Messwerte des Balancemeters zu ruhigen Bedingungen, nachdem zuvor die Windgeschwindigkeit auf der Höhe des Geräts gemessen wurde.

Zum automatische Registrierung Messungen wird der in den oben beschriebenen Geräten entstehende Thermostrom einem selbstregistrierenden elektronischen Potentiometer zugeführt. Änderungen der Stromstärke werden auf einem sich bewegenden Papierband aufgezeichnet, während sich das Aktinometer automatisch drehen muss, damit sein Empfangsteil der Sonne folgt, und das Pyranometer immer durch einen speziellen Ringschutz vor direkter Strahlung geschützt werden muss.

Aktinometrische Beobachtungen werden im Gegensatz zu den meteorologischen Hauptbeobachtungen sechsmal täglich zu folgenden Zeiten durchgeführt: 00:30, 06:30, 09:30, 12:30, 15:30 und 18:30. Da die Intensität aller Arten kurzwelliger Strahlung von der Höhe der Sonne über dem Horizont abhängt, wird der Zeitpunkt der Beobachtungen entsprechend festgelegt mittlere Sonnenzeit Stationen.

charakteristische Werte. Die Werte der direkten und gesamten Strahlungsflüsse spielen eine der kritische Rollen in der Architektur- und Klimaanalyse. Mit ihrer Betrachtung sind die Ausrichtung der Gebäude an den Seiten des Horizonts, ihre raumplanerische und farbliche Lösung, die innere Anordnung, die Abmessungen der Lichtöffnungen und eine Reihe anderer architektonischer Merkmale verbunden. Daher wird bei diesen Sonneneinstrahlungswerten die tägliche und jährliche Schwankung der Kennwerte berücksichtigt.

Energiebeleuchtung direkte Sonneneinstrahlung bei wolkenlosem Himmel hängt von der Höhe der Sonne ab, die Eigenschaften der Atmosphäre im Weg des Sonnenstrahls, charakterisiert durch Transparenzfaktor(ein Wert, der angibt, welcher Anteil der Sonnenstrahlung bei reinem Sonnenlichteinfall die Erdoberfläche erreicht) und die Länge dieses Wegs.

Die direkte Sonneneinstrahlung bei wolkenlosem Himmel hat einen recht einfachen Tagesgang mit einem Maximum um die Mittagszeit (Abb. 1.9). Wie aus der Abbildung hervorgeht, nimmt der Sonnenstrahlungsfluss tagsüber von Sonnenaufgang bis Mittag zunächst schnell, dann langsam zu und von Mittag bis Sonnenuntergang zunächst langsam ab und nimmt dann schnell ab. Unterschiede in der Mittagsstrahlung bei klarem Himmel im Januar und Juli sind hauptsächlich auf Unterschiede in der Mittagshöhe der Sonne zurückzuführen, die im Winter niedriger ist als im Sommer. Gleichzeitig wird in kontinentalen Regionen aufgrund der unterschiedlichen Transparenz der Atmosphäre in den Morgen- und Nachmittagsstunden häufig eine Asymmetrie des Tagesverlaufs beobachtet. Die Transparenz der Atmosphäre beeinflusst auch den Jahresverlauf der Monatsmittelwerte der direkten Sonneneinstrahlung. Das Strahlungsmaximum bei wolkenlosem Himmel kann sich verschieben Frühlingsmonate, da im Frühjahr Staubgehalt und Feuchtigkeitsgehalt der Atmosphäre geringer sind als im Herbst.

5 1 , kW/m 2

b", kW / m 2

Reis. 1.9.

und bei mittlerer Bewölkung (b):

7 - auf der Oberfläche senkrecht zu den Strahlen im Juli; 2 - auf einer horizontalen Fläche im Juli; 3 - auf einer senkrechten Fläche im Januar; 4 - auf einer horizontalen Fläche im Januar

Bewölkung reduziert das Eintreffen der Sonnenstrahlung und kann deren Tagesverlauf deutlich verändern, was sich im Verhältnis von vor- und nachmittäglichen Stundensummen manifestiert. So sind in den meisten kontinentalen Regionen Russlands in den Frühlings- und Sommermonaten die stündlichen Mengen direkter Strahlung in den Vormittagsstunden größer als am Nachmittag (Abb. 1.9, b). Dies wird maßgeblich durch den täglichen Bewölkungsverlauf bestimmt, der sich um 9-10 Uhr zu entwickeln beginnt und am Nachmittag ein Maximum erreicht und somit die Strahlung reduziert. Die allgemeine Abnahme des Zuflusses direkter Sonnenstrahlung unter tatsächlich bewölkten Bedingungen kann sehr signifikant sein. In Wladiwostok mit seinem Monsunklima beispielsweise betragen diese Verluste im Sommer 75%, und in St. Petersburg übertragen die Wolken selbst im Jahresdurchschnitt nicht 65% der direkten Strahlung auf die Erdoberfläche, in Moskau - etwa halb.

Verteilung jährliche Beträge direkte Sonneneinstrahlung unter durchschnittlicher Bewölkung über dem Territorium Russlands ist in Abb. 1 dargestellt. 1.10. Dieser Faktor, der die Sonneneinstrahlung verringert, hängt weitgehend von der Zirkulation der Atmosphäre ab, was zu einer Verletzung der Breitenverteilung der Strahlung führt.

Wie aus der Abbildung ersichtlich ist, steigen insgesamt die jährlichen Mengen an direkt auf eine horizontale Fläche treffender Strahlung von hohen zu niedrigeren Breiten von 800 auf fast 3000 MJ/m 2 . Eine große Anzahl von Wolken im europäischen Teil Russlands führt zu einem Rückgang der Jahressummen im Vergleich zu den Regionen Ostsibiriens, wo die Jahressummen hauptsächlich aufgrund des Einflusses des asiatischen Hochdruckgebiets im Winter zunehmen. Gleichzeitig führt der Sommermonsun zu einem Rückgang der jährlichen Strahlungszufuhr in Küstengebieten im Fernen Osten. Der Bereich der Änderungen der Mittagsintensität der direkten Sonneneinstrahlung auf dem Territorium Russlands variiert von 0,54 bis 0,91 kW / m 2 im Sommer bis 0,02 bis 0,43 kW / m 2 im Winter.

Streustrahlung, Das Erreichen einer horizontalen Fläche ändert sich auch im Laufe des Tages, nimmt vor Mittag zu und nimmt danach ab (Abb. 1.11).

Wie bei der direkten Sonnenstrahlung wird das Eintreffen der Streustrahlung nicht nur von der Höhe der Sonne und der Länge des Tages beeinflusst, sondern auch von der Transparenz der Atmosphäre. Eine Abnahme letzterer führt jedoch zu einer Zunahme der Streustrahlung (im Gegensatz zur Direktstrahlung). Darüber hinaus hängt die Streustrahlung sehr stark von der Bewölkung ab: Unter durchschnittlicher Bewölkung ist ihre Ankunft mehr als doppelt so hoch wie die bei klarem Himmel beobachteten Werte. An manchen Tagen erhöht die Bewölkung diese Zahl um das 3-4-fache. So kann Streustrahlung gerade bei tief stehender Sonne die direkte Linie deutlich ergänzen.

Reis. 1.10. Direkte Sonnenstrahlung, die auf einer horizontalen Oberfläche unter durchschnittlicher Bewölkung eintrifft, MJ / m 2 pro Jahr (1 MJ / m 2 \u003d 0,278 kWh / m 2)

/), kW / m 2 0,3 g

0,2 -
0,1 -

4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 Stunden

Reis. 1.11.

und bei durchschnittlich bewölktem Himmel (b)

Der Wert der gestreuten Sonnenstrahlung in den Tropen beträgt 50 bis 75% der direkten; bei 50-60° Breite ist sie nahezu geradlinig und in höheren Breitengraden übertrifft sie fast das ganze Jahr über die direkte Sonneneinstrahlung.

Ein sehr wichtiger Einflussfaktor ist der Streustrahlungsfluss Albedo darunterliegende Oberfläche. Wenn die Albedo groß genug ist, kann die von der darunter liegenden Oberfläche reflektierte Strahlung, die von der Atmosphäre in die entgegengesetzte Richtung gestreut wird, eine signifikante Erhöhung des Eintreffens von Streustrahlung verursachen. Der Effekt ist am ausgeprägtesten in Gegenwart einer Schneedecke, die das höchste Reflexionsvermögen aufweist.

Gesamtstrahlung bei wolkenlosem Himmel (mögliche Strahlung) hängt vom Breitengrad des Ortes, der Höhe der Sonne, den optischen Eigenschaften der Atmosphäre und der Beschaffenheit der darunter liegenden Oberfläche ab. Unter Bedingungen klarer Himmel Es hat einen einfachen täglichen Kurs mit einem Maximum am Mittag. Die für die Direktstrahlung charakteristische Asymmetrie des Tagesverlaufs kommt in der Gesamtstrahlung kaum zum Ausdruck, da die Abnahme der Direktstrahlung durch eine Zunahme der atmosphärischen Trübung in der zweiten Tageshälfte durch eine Zunahme der Streustrahlung kompensiert wird der gleiche Faktor. Im Jahresverlauf liegt die maximale Intensität der Gesamtstrahlung bei wolkenlosem Himmel über dem größten Teil des Territoriums

Das Territorium Russlands wird im Juni aufgrund der maximalen Mittagshöhe der Sonne beobachtet. In einigen Regionen wird dieser Einfluss jedoch vom Einfluss der atmosphärischen Transparenz überlagert und das Maximum in den Mai verschoben (z. B. in Transbaikalia, Primorje, Sachalin und in einigen Regionen Ostsibiriens). Die Verteilung der monatlichen und jährlichen Gesamtsonnenstrahlung bei wolkenlosem Himmel ist in der Tabelle angegeben. 1.9 und in Abb. 1,12 als Breitenmittelwerte.

Aus obiger Tabelle und Abbildung ist ersichtlich, dass in allen Jahreszeiten sowohl die Intensität als auch die Strahlungsmenge entsprechend der Änderung des Sonnenstandes von Norden nach Süden zunehmen. Die Ausnahme ist die Zeit von Mai bis Juli, wenn die Kombination aus einem langen Tag und der Höhe der Sonne ziemlich hohe Werte der Gesamtstrahlung im Norden und im Allgemeinen auf dem Territorium Russlands im Strahlungsfeld liefert verschwommen, d.h. hat keine ausgeprägten Steigungen.

Tabelle 1.9

Gesamte Sonnenstrahlung auf einer horizontalen Fläche

bei wolkenlosem Himmel (kW h / m 2)

	Geografische Breite, ° N









September

Reis. 1.12. Gesamtsonnenstrahlung auf eine horizontale Oberfläche mit wolkenlosem Himmel in verschiedenen Breiten (1 MJ / m 2 \u003d 0,278 kWh / m 2)

In Gegenwart von Wolken Die gesamte Sonneneinstrahlung wird nicht nur durch die Anzahl und Form der Wolken bestimmt, sondern auch durch den Zustand der Sonnenscheibe. Bei durch die Wolken durchscheinender Sonnenscheibe kann sich die Gesamtstrahlung gegenüber wolkenlosen Bedingungen durch Streustrahlungswachstum sogar noch erhöhen.

Bei mittlerer Bewölkung ist ein völlig regelmäßiger Tagesverlauf der Gesamtstrahlung zu beobachten: eine allmähliche Zunahme von Sonnenaufgang bis Mittag und eine Abnahme von Mittag bis Sonnenuntergang. Gleichzeitig verletzt der tägliche Bewölkungsverlauf die für einen wolkenlosen Himmel charakteristische Symmetrie des Verlaufs zum Mittag. So sind in den meisten Regionen Russlands während der Warmzeit die Vormittagswerte der Gesamtstrahlung um 3-8% höher als die Nachmittagswerte, mit Ausnahme der Monsunregionen im Fernen Osten, wo das Verhältnis liegt ist umgekehrt. Im Jahresverlauf der durchschnittlichen langjährigen Monatssummen der Gesamtstrahlung zeigt sich neben dem bestimmenden astronomischen Faktor ein Zirkulationsfaktor (durch Bewölkungseinfluss), sodass sich das Maximum von Juni auf Juli und sogar bis Mai verschieben kann ( Abb. 1.13).

600 -
500 -
400 -
300 -
200 -

m. Tscheljuskin

Salechard

Archangelsk

St. Petersburg

Petropawlowsk

Kamtschatski

Chabarowsk

Astrachan

Reis. 1.13. Gesamte Sonneneinstrahlung auf einer horizontalen Fläche in einzelnen Städten Russlands unter realen Bewölkungsbedingungen (1 MJ / m 2 \u003d 0,278 kWh / m 2)

5", MJ/m2 700

Die tatsächliche monatliche und jährliche Ankunft der Gesamtstrahlung ist also nur ein Teil des Möglichen. Die größten Abweichungen der realen Mengen von den im Sommer möglichen werden im Fernen Osten festgestellt, wo Bewölkung die Gesamtstrahlung um 40-60% reduziert. Im Allgemeinen variiert die jährliche Gesamteinnahme der Gesamtstrahlung über das Territorium Russlands in Breitenrichtung und steigt von 2800 MJ/m 2 an den Küsten der Nordmeere auf 4800-5000 MJ/m 2 in südlichen Regionen Russland - der Nordkaukasus, die untere Wolga-Region, Transbaikalien und die Region Primorsky (Abb. 1.14).

Reis. 1.14. Gesamtstrahlung, die in eine horizontale Oberfläche eindringt, MJ / m 2 pro Jahr

Im Sommer sind die Unterschiede in der Gesamtsonneneinstrahlung unter realen Bewölkungsbedingungen zwischen Städten auf verschiedenen Breitengraden nicht so „dramatisch“, wie es auf den ersten Blick erscheinen mag. Für den europäischen Teil Russlands von Astrachan bis Kap Tscheljuskin liegen diese Werte im Bereich von 550-650 MJ/m 2 . Im Winter in den meisten Städten, mit Ausnahme der Arktis, wo Polarnacht beträgt die Gesamtstrahlung 50-150 MJ / m 2 pro Monat.

Zum Vergleich: Die durchschnittlichen Heizwerte für Januar für 1 Stadtgebiet (berechnet nach aktuellen Daten für Moskau) reichen von 220 MJ/m2 pro Monat in städtischen Stadtentwicklungszentren bis zu 120-150 MJ/m2 in Zwischenhauptgebieten mit Wohnbebauung mit geringer Bebauungsdichte. Auf den Gebieten der Industrie- und kommunalen Speicherzonen beträgt der Wärmeindex im Januar 140 MJ/m 2 . Die gesamte Sonneneinstrahlung in Moskau beträgt im Januar 62 MJ/m 2 . Also hinein Winterzeit Aufgrund der Nutzung der Sonnenstrahlung ist es möglich, nicht mehr als 10-15% (unter Berücksichtigung der Effizienz von Sonnenkollektoren 40%) des geschätzten Heizwerts des Gebäudes zu decken mittlere Dichte sogar in Irkutsk und Jakutsk, die für ihr sonniges Winterwetter berühmt sind, auch wenn ihr Territorium vollständig mit Photovoltaikmodulen bedeckt ist.

Im Sommer erhöht sich die Gesamtsonneneinstrahlung um das 6- bis 9-fache und der Wärmeverbrauch wird um das 5- bis 7-fache im Vergleich zum Winter reduziert. Heizwerte im Juli sinken auf 35 MJ/m 2 oder weniger in Wohngebieten und 15 MJ/m 2 oder weniger in Industriegebieten, d.h. bis zu Werten, die nicht mehr als 3-5% der gesamten Sonneneinstrahlung ausmachen. Daher gibt es im Sommer, wenn der Bedarf an Heizung und Beleuchtung minimal ist, in ganz Russland einen Überschuss an dieser erneuerbaren natürlichen Ressource, der nicht genutzt werden kann, was erneut Zweifel an der Machbarkeit des Einsatzes von Photovoltaikmodulen zumindest in Städten und Gemeinden aufkommen lässt Apartmentgebäude.

Der Stromverbrauch (ohne Heizung und Warmwasserbereitung), auch verbunden mit der ungleichmäßigen Verteilung der Gesamtbaufläche, der Bevölkerungsdichte und der funktionalen Bestimmung verschiedener Territorien, liegt im

Wärme - ein durchschnittlicher Indikator für den Verbrauch aller Energiearten (Strom, Heizung, Warmwasserversorgung) pro 1 m 2 der Gebäudefläche.

Fällen ab 37 MJ/m 2 pro Monat (berechnet als 1/12 der Jahresmenge) in dicht bebauten Gebieten und bis zu 10-15 MJ/m 2 pro Monat in Gebieten mit geringer Bebauung. Tagsüber und im Sommer sinkt der Stromverbrauch naturgemäß. Die Stromverbrauchsdichte im Juli in den meisten Gebieten mit Wohn- und gemischter Bebauung beträgt 8-12 MJ/m 2 , bei einer Gesamtsonneneinstrahlung unter wirklich bewölkten Bedingungen in Moskau etwa 600 MJ/m 2 . Um den Bedarf in der Stromversorgung städtischer Gebiete (z. B. Moskau) zu decken, müssen daher nur etwa 1,5 bis 2% der Sonneneinstrahlung genutzt werden. Der Rest der Strahlung ist, wenn er entsorgt wird, überflüssig. Gleichzeitig bleibt die Frage der Akkumulation und Erhaltung der Tagessonnenstrahlung für die Beleuchtung am Abend und in der Nacht, wenn die Belastung der Stromversorgungssysteme am höchsten ist und die Sonne fast oder nicht scheint, zu lösen. Dies erfordert die Übertragung von Strom über große Entfernungen zwischen Gebieten, in denen die Sonne noch hoch genug steht, und solchen, in denen die Sonne bereits unter dem Horizont untergegangen ist. Gleichzeitig werden die Stromverluste in den Netzen mit den Einsparungen durch den Einsatz von Photovoltaikmodulen vergleichbar sein. Oder es erfordert den Einsatz von Hochleistungsbatterien, deren Herstellung, Installation und spätere Entsorgung Energiekosten verursachen, die voraussichtlich nicht durch die über die gesamte Betriebsdauer angesammelten Energieeinsparungen gedeckt werden können.

Ein weiterer, nicht minder wichtiger Faktor, der die Umsetzbarkeit zweifelhaft macht Sonnenkollektoren wie alternative Quelle Stromversorgung im Stadtmaßstab ist, dass der Betrieb von Photovoltaikzellen letztlich zu einer deutlichen Erhöhung der in der Stadt absorbierten Sonnenstrahlung und damit zu einer Erhöhung der Lufttemperatur in der Stadt führen wird Sommerzeit. Somit wird gleichzeitig mit der Kühlung durch Photopanels und von ihnen angetriebene Klimaanlagen die interne Umgebung allgemeine Steigerung Temperatur in der Stadt, was letztendlich alle wirtschaftlichen und ökologischen Vorteile der Stromeinsparung durch den Einsatz von immer noch sehr teuren Photovoltaikmodulen zunichte macht.

Daraus folgt, dass sich die Installation von Anlagen zur Umwandlung von Sonnenstrahlung in Strom in einer sehr begrenzten Liste von Fällen rechtfertigt: nur im Sommer, nur in Klimaregionen mit trockenem, heißem, bewölktem Wetter, nur in Kleinstädten oder einzeln Bauerndörfer und nur dann, wenn dieser Strom für den Betrieb von Klima- und Lüftungsanlagen für das Innenraumklima von Gebäuden verwendet wird. In anderen Fällen – anderen Gegenden, anderen städtischen Bedingungen und zu anderen Jahreszeiten – ist die Verwendung von Fotovoltaikmodulen und Sonnenkollektoren für die Strom- und Wärmeversorgung gewöhnlicher Gebäude in mittleren und großen Städten in einem gemäßigten Klima ineffizient.

Bioklimatische Bedeutung der Sonnenstrahlung. Die entscheidende Rolle der Einwirkung der Sonnenstrahlung auf lebende Organismen wird auf die Beteiligung an der Bildung ihrer Strahlungs- und Wärmebilanzen aufgrund thermischer Energie im sichtbaren und infraroten Teil des Sonnenspektrums reduziert.

Sichtbare Strahlen sind für Organismen von besonderer Bedeutung. Die meisten Tiere können wie Menschen die spektrale Zusammensetzung des Lichts gut unterscheiden, und einige Insekten können sogar im ultravioletten Bereich sehen. Das Vorhandensein von Lichtsehen und Lichtorientierung ist ein wichtiger Überlebensfaktor. Zum Beispiel ist das Vorhandensein von Farbensehen beim Menschen einer der psycho-emotionalsten und optimierenden Faktoren des Lebens. Im Dunkeln zu bleiben hat den gegenteiligen Effekt.

Wie Sie wissen, synthetisieren grüne Pflanzen organische Stoffe und produzieren folglich Nahrung für alle anderen Organismen, einschließlich des Menschen. Dieser für das Leben wichtigste Prozess findet während der Assimilation von Sonnenstrahlung statt, und Pflanzen nutzen einen bestimmten Bereich des Spektrums im Wellenlängenbereich von 0,38 bis 0,71 Mikrometer. Diese Strahlung heißt photosynthetisch aktive Strahlung(PAR) und ist sehr wichtig für die Pflanzenproduktivität.

Der sichtbare Teil des Lichts erzeugt natürliches Licht. In Bezug darauf werden alle Pflanzen in lichtliebende und schattentolerante Pflanzen eingeteilt. Unzureichende Beleuchtung führt zu Stängelschwäche, schwächt die Bildung von Ähren und Kolben an Pflanzen, verringert den Zuckergehalt und die Menge an Ölen in Kulturpflanzen und erschwert ihnen die Verwendung von Mineraldüngern und Düngemitteln.

Biologische Aktion Infrarotstrahlen besteht in der thermischen Wirkung, wenn sie von den Geweben von Pflanzen und Tieren absorbiert werden. Gleichzeitig verändert es sich kinetische Energie Molekülen kommt es zu einer Beschleunigung elektrischer und chemischer Prozesse. Durch Infrarotstrahlung wird der Wärmemangel (insbesondere in Hochgebirgsregionen und in hohen Breiten) von Pflanzen und Tieren aus dem umgebenden Weltraum ausgeglichen.

UV-Strahlung an biologische Eigenschaften und die Auswirkungen auf den Menschen werden normalerweise in drei Bereiche unterteilt: Bereich A - mit Wellenlängen von 0,32 bis 0,39 Mikrometer; Bereich B von 0,28 bis 0,32 µm und Bereich C von 0,01 bis 0,28 µm. Bereich A ist durch eine relativ schwach ausgeprägte biologische Wirkung gekennzeichnet. Es bewirkt lediglich die Fluoreszenz einer Reihe organischer Substanzen, beim Menschen trägt es zur Pigmentbildung der Haut und zu leichten Erythemen (Hautrötungen) bei.

Viel aktiver sind die Strahlen des Bereichs B. Vielfältige Reaktionen von Organismen auf UV-Strahlung, Veränderungen der Haut, des Blutes etc. hauptsächlich wegen ihnen. Eine bekannte vitaminbildende Wirkung von ultraviolettem Licht ist, dass das Ergosteron der Nährstoffe in Vitamin O umgewandelt wird, das stark wachstums- und stoffwechselanregend wirkt.

Strahlen der Region C haben die stärkste biologische Wirkung auf lebende Zellen, die bakterizide Wirkung des Sonnenlichts geht hauptsächlich auf sie zurück. In kleinen Dosen ultraviolette Strahlung notwendig für Pflanzen, Tiere und Menschen, insbesondere Kinder. Allerdings hinein in großen Zahlen die Strahlen der Region C sind zerstörerisch für alle Lebewesen, und Leben auf der Erde ist nur möglich, weil diese kurzwellige Strahlung von der Ozonschicht der Atmosphäre fast vollständig blockiert wird. Die Lösung des Problems der Auswirkungen übermäßiger Dosen ultravioletter Strahlung auf die Biosphäre und den Menschen ist besonders relevant geworden letzte Jahrzehnte aufgrund des Abbaus der Ozonschicht in der Erdatmosphäre.

Die Wirkung von ultravioletter Strahlung (UVR), die die Erdoberfläche erreicht, auf einen lebenden Organismus ist sehr vielfältig. Wie oben erwähnt, hat es in moderaten Dosen eine positive Wirkung: Es erhöht die Vitalität, erhöht die Widerstandskraft des Körpers Infektionskrankheiten. Der Mangel an UVR führt zu pathologischen Phänomenen, die als UV-Mangel oder UV-Hunger bezeichnet werden und sich in einem Mangel an Vitamin E äußern, was zu einer Verletzung des Phosphor-Kalzium-Stoffwechsels im Körper führt.

Überschüssiges UVR kann zu sehr schwerwiegenden Folgen führen: die Bildung von Hautkrebs, die Entwicklung anderer onkologischer Formationen, das Auftreten von Photokeratitis („Schneeblindheit“), Photokonjunktivitis und sogar Katarakt; Verletzung des Immunsystems lebender Organismen sowie mutagene Prozesse in Pflanzen; Veränderung der Eigenschaften und Zerstörung von Polymermaterialien, die in Bau und Architektur weit verbreitet sind. Beispielsweise kann UV-Strahlung Fassadenfarben verfärben oder zur mechanischen Zerstörung von polymeren Oberflächen- und Bauprodukten führen.

Architektonische und bauliche Bedeutung der Sonnenstrahlung. Solarenergiedaten werden bei der Berechnung der Wärmebilanz von Gebäuden und Heizungs- und Klimaanlagen, bei der Analyse von Alterungsprozessen verwendet Verschiedene Materialien, unter Berücksichtigung der Wirkung von Strahlung auf den thermischen Zustand einer Person, Auswahl der optimalen Artenzusammensetzung von Grünflächen zum Anpflanzen von Grün in einem bestimmten Gebiet und für viele andere Zwecke. Die Sonneneinstrahlung bestimmt die Art der natürlichen Beleuchtung der Erdoberfläche, deren Kenntnis bei der Planung des Stromverbrauchs, der Gestaltung verschiedener Strukturen und der Organisation des Transportbetriebs erforderlich ist. Somit ist das Strahlungsregime einer der führenden städtebaulichen und architektonischen und baulichen Faktoren.

Eine davon ist die Gebäudedämmung wesentliche Voraussetzungen Gebäudehygiene wird daher der Bestrahlung von Flächen mit direktem Sonnenlicht besondere Aufmerksamkeit geschenkt Umweltfaktor. Gleichzeitig hat die Sonne nicht nur eine hygienische Wirkung auf die innere Umgebung, tötet Krankheitserreger ab, sondern wirkt sich auch psychisch auf eine Person aus. Die Wirkung einer solchen Bestrahlung hängt von der Dauer der Sonneneinstrahlung ab, daher wird die Sonneneinstrahlung in Stunden gemessen und ihre Dauer durch die entsprechenden Dokumente des russischen Gesundheitsministeriums normalisiert.

Erforderliche minimale Sonneneinstrahlung, Bereitstellung angenehme Bedingungen die innere Umgebung von Gebäuden, Arbeits- und Ruhebedingungen einer Person, besteht aus der erforderlichen Beleuchtung von Wohn- und Arbeitsräumen, der für den menschlichen Körper erforderlichen Menge an ultravioletter Strahlung, der von Außenzäunen aufgenommenen und in Gebäude übertragenen Wärmemenge, Gewährleistung des thermischen Komforts der Innenumgebung. Ausgehend von diesen Anforderungen werden Architektur- und Planungsentscheidungen getroffen, die Ausrichtung von Wohnräumen, Küchen, Wirtschafts- und Arbeitsräumen bestimmt. Bei einem Überschuss an Sonneneinstrahlung ist der Einbau von Loggien, Jalousien, Rollläden und anderen Sonnenschutzvorrichtungen vorgesehen.

Es wird empfohlen, die Summe der Sonnenstrahlung (direkt und diffus), die auf unterschiedlich orientierte Flächen (vertikal und horizontal) trifft, nach folgender Skala zu analysieren:

weniger als 50 kWh / m 2 pro Monat - unbedeutende Strahlung;
50-100 kWh / m 2 pro Monat - durchschnittliche Strahlung;
100-200 kWh / m 2 pro Monat - hohe Strahlung;
mehr als 200 kWh / m 2 pro Monat - übermäßige Strahlung.

Bei unbedeutender Strahlung, die in gemäßigten Breiten vor allem in den Wintermonaten beobachtet wird, ist ihr Beitrag zum Wärmehaushalt von Gebäuden so gering, dass er vernachlässigt werden kann. Bei mittlerer Strahlung in gemäßigten Breiten erfolgt ein Übergang in den Bereich negativer Werte der Strahlungsbilanz der Erdoberfläche und der darauf befindlichen Gebäude, Bauwerke, künstlichen Beschichtungen etc. Insofern verlieren sie im Tagesverlauf mehr thermische Energie, als sie tagsüber Wärme von der Sonne erhalten. Diese Verluste im Wärmehaushalt von Gebäuden werden nicht durch interne Wärmequellen (Elektrogeräte, Warmwasserleitungen, Stoffwechselwärmeabgabe von Menschen etc.) gedeckt und müssen durch den Betrieb von Heizungsanlagen ausgeglichen werden – die Heizperiode beginnt .

Bei hoher Strahlung und unter real bewölkten Bedingungen liegt der thermische Hintergrund des Stadtgebiets und der Innenumgebung von Gebäuden ohne Verwendung in der Komfortzone künstliche Systeme Heizung und Kühlung.

Bei übermäßiger Strahlung in Städten gemäßigter Breiten, insbesondere in Städten mit gemäßigtem kontinentalem und stark kontinentalem Klima, kann im Sommer eine Überhitzung von Gebäuden, ihrer inneren und äußeren Umgebung beobachtet werden. Architekten stehen dabei vor der Aufgabe, die architektonische Umgebung vor zu hoher Sonneneinstrahlung zu schützen. Sie wenden geeignete Raumplanungslösungen an, wählen die optimale Ausrichtung von Gebäuden an den Seiten des Horizonts, architektonische Sonnenschutzelemente von Fassaden und Lichtöffnungen. Reichen bauliche Mittel zum Schutz vor Überhitzung nicht aus, bedarf es einer künstlichen Konditionierung des Innenraumklimas von Gebäuden.

Das Strahlungsregime beeinflusst auch die Wahl der Ausrichtung und Abmessungen von Lichtöffnungen. Bei geringer Strahlung kann die Größe der Lichtöffnungen beliebig vergrößert werden, sofern die Wärmeverluste durch Außenzäune auf einem nicht über dem Standard liegenden Niveau gehalten werden. Bei übermäßiger Strahlung werden die Lichtöffnungen minimal ausgeführt, um die Anforderungen an die Sonneneinstrahlung und die natürliche Beleuchtung der Räumlichkeiten zu erfüllen.

Die Helligkeit der Fassaden, die ihr Reflexionsvermögen (Albedo) bestimmt, wird ebenfalls nach den Anforderungen des Sonnenschutzes oder umgekehrt unter Berücksichtigung der Möglichkeit einer maximalen Absorption der Sonnenstrahlung in Gebieten mit kühlem und kaltem feuchtem Klima und mit ausgewählt eine durchschnittliche oder geringe Sonneneinstrahlung in den Sommermonaten. Um Verkleidungsmaterialien basierend auf ihrem Reflexionsvermögen auszuwählen, ist es notwendig zu wissen, wie viel Sonnenstrahlung in die Wände von Gebäuden mit unterschiedlichen Ausrichtungen eindringt und welche Fähigkeit verschiedene Materialien haben, diese Strahlung zu absorbieren. Da das Eintreffen der Strahlung an der Wand vom Breitengrad des Ortes und der Ausrichtung der Wand in Bezug auf die Seiten des Horizonts abhängt, hängen die Erwärmung der Wand und die Temperatur in den angrenzenden Räumen davon ab.

Die Saugfähigkeit verschiedener Fassadenverkleidungsmaterialien hängt von ihrer Farbe und ihrem Zustand ab (Tabelle 1.10). Sind die monatlichen Summen der in die Wände unterschiedlicher Ausrichtung 1 einfallenden Sonnenstrahlung und die Albedo dieser Wände bekannt, so kann die von ihnen aufgenommene Wärmemenge bestimmt werden.

Tabelle 1.10

Saugfähigkeit Baumaterial

Angaben zur Menge der einfallenden Sonnenstrahlung (direkt und diffus) bei wolkenlosem Himmel auf senkrechten Flächen unterschiedlicher Ausrichtung sind im Joint Venture „Bauklimatologie“ enthalten.

Materialbezeichnung und Verarbeitung	Charakteristisch Oberflächen	Oberflächen	Absorbierte Strahlung, %
Beton	Rau
		Hellblau
		Dunkel grau
		Bläulich
	Gehauen
		Gelblich braun


	poliert
	Sauber gehauen	Hell grau
	Gehauen
Dach
Ruberoide		braun
Cink Stahl		Hell grau
Dachziegel

Auswahl geeigneter Materialien und Farben für Gebäudehüllen, d.h. durch Änderung der Albedo der Wände ist es möglich, die von der Wand absorbierte Strahlungsmenge zu ändern und somit die Erwärmung der Wände durch Sonnenwärme zu verringern oder zu erhöhen. Diese Technik wird aktiv in der traditionellen Architektur verwendet. verschiedene Länder. Jeder weiss das südliche Städte unterscheiden sich in der allgemeinen hellen (weiß mit farbigem Dekor) Farbe der meisten Wohngebäude, während zum Beispiel skandinavische Städte hauptsächlich Städte sind, die aus dunklem Backstein gebaut sind oder dunkles Tesa für die Ummantelung von Gebäuden verwenden.

Es wird berechnet, dass 100 kWh/m 2 absorbierte Strahlung die Temperatur der äußeren Oberfläche um etwa 4°C erhöhen. Die Gebäudewände in den meisten Regionen Russlands erhalten im Durchschnitt eine solche Strahlungsmenge pro Stunde, wenn sie nach Süden und Osten sowie nach Westen, Südwesten und Südosten ausgerichtet sind, wenn sie aus dunklem Backstein bestehen und nicht verputzt sind oder haben dunkel gefärbter Putz.

Um von der monatlich gemittelten Wandtemperatur ohne Berücksichtigung der Strahlung zu der in wärmetechnischen Berechnungen am häufigsten verwendeten Kenngröße - der Außenlufttemperatur - zu gelangen, wird ein zusätzlicher Temperaturzusatz eingeführt Bei, abhängig von der monatlich von der Wand absorbierten Sonneneinstrahlung VK(Abb. 1.15). Wenn man also die Intensität der gesamten auf die Wand treffenden Sonnenstrahlung und die Albedo der Oberfläche dieser Wand kennt, ist es möglich, ihre Temperatur zu berechnen, indem man eine geeignete Korrektur der Lufttemperatur einführt.

VC, kWh/m2

Reis. 1.15. Erhöhung der Temperatur der Außenfläche der Wand durch Absorption von Sonnenstrahlung

BEI Allgemeiner Fall die Temperaturaddition durch absorbierte Strahlung wird unter sonst gleichen Bedingungen bestimmt, d.h. bei gleicher Lufttemperatur, Luftfeuchte und Wärmewiderstand der Gebäudehülle, unabhängig von der Windgeschwindigkeit.

Bei klarem Mittagswetter können die südlichen, vormittags südöstlichen und nachmittags südwestlichen Wände bis zu 350–400 kWh/m 2 Sonnenwärme aufnehmen und sich so aufheizen, dass ihre Temperatur 15–20 °C Außenluft überschreiten kann Temperatur. Dadurch entstehen große Temperaturkon-

Trusts zwischen den Wänden desselben Gebäudes. Nicht nur im Sommer, sondern auch in der kalten Jahreszeit mit sonnigem Schwachwindwetter, selbst bei sehr niedrigen Lufttemperaturen, erweisen sich diese Kontraste in manchen Gegenden als bedeutsam. Metallkonstruktionen werden besonders stark überhitzt. So erhitzen sich nach vorliegenden Beobachtungen in Jakutien, das in einem gemäßigten, stark kontinentalen Klima liegt, das durch bewölktes Wetter im Winter und Sommer gekennzeichnet ist, in den Mittagsstunden bei klarem Himmel die Aluminiumteile der Umfassungskonstruktionen und das Dach des Jakutskaja-Wasserkraftwerks um 40-50 ° C über der Lufttemperatur, auch bei niedrigen Werten der letzteren.

Eine Überhitzung von besonnten Wänden durch Absorption von Sonnenstrahlung muss bereits bei der architektonischen Gestaltung berücksichtigt werden. Dieser Effekt erfordert nicht nur den Schutz der Wände vor übermäßiger Sonneneinstrahlung durch architektonische Methoden, sondern auch die entsprechende Planungsentscheidungen Gebäude, die Verwendung von Heizsystemen unterschiedlicher Kapazität für unterschiedlich ausgerichtete Fassaden, das Verlegen von Nähten im Projekt, um Spannungen in Strukturen abzubauen und die Dichtigkeit von Fugen aufgrund ihrer Temperaturverformungen zu verletzen usw.

Im Tisch. 1.11 als Beispiel sind für mehrere Monatssummen der absorbierten Sonnenstrahlung im Juni angegeben geografische Objekte ehemaligen UdSSR bei gegebenen Albedo-Werten. Diese Tabelle zeigt, dass, wenn die Albedo der Nordwand des Gebäudes 30% und die Südwand 50% beträgt, sie sich in Odessa, Tiflis und Taschkent im gleichen Maße erwärmen. Wenn drin nördlichen Regionen Reduzieren Sie die Albedo der Nordwand auf 10 %, dann erhält sie fast 1,5-mal mehr Wärme als die Wand mit 30 % Albedo.

Tabelle 1.11

Monatliche Summen der von Gebäudewänden absorbierten Sonnenstrahlung im Juni bei verschiedene Werte Albedo (kWh/m2)

Die obigen Beispiele, die auf Daten zur gesamten (direkten und diffusen) Sonneneinstrahlung basieren, die im Joint Venture „Bauklimatologie“ und in Klima-Nachschlagewerken enthalten sind, berücksichtigen nicht die von der Erdoberfläche und umgebenden Objekten reflektierte Sonneneinstrahlung (z. Bestandsgebäude) an verschiedenen Gebäudewänden ankommen. Es hängt weniger von ihrer Ausrichtung ab, daher ist es in den Bauvorschriften nicht angegeben. Diese reflektierte Strahlung kann jedoch sehr intensiv und in ihrer Leistung mit direkter oder diffuser Strahlung vergleichbar sein. Daher muss dies bei der architektonischen Gestaltung berücksichtigt und für jeden Einzelfall berechnet werden.

Antwort von kaukasisch[Neuling]
Gesamtstrahlung - Teil der reflektierten und Teil der direkten Strahlung. Abhängig von Wolken und Bewölkung.

Antwort von Arman Shaysultanov[Neuling]
Sonnenstrahlungswert in Saryarka

Antwort von Vova Wassiljew[Neuling]
Sonnenstrahlung - elektromagnetische und korpuskulare Strahlung der Sonne

Antwort von Nasopharynx[aktiv]
Sonnenstrahlung - elektromagnetische und korpuskulare Strahlung der Sonne. elektromagnetische Strahlung breitet sich in Form elektromagnetischer Wellen mit Lichtgeschwindigkeit aus und dringt ein Erdatmosphäre. Die Sonnenstrahlung erreicht die Erdoberfläche in Form von direkter und diffuser Strahlung.
Sonnenstrahlung - Hauptquelle Energie für alle physikalischen und geographischen Prozesse, die auf der Erdoberfläche und in der Atmosphäre ablaufen. Die Sonneneinstrahlung wird normalerweise anhand ihrer gemessen thermische Wirkung und wird in Kalorien pro Flächeneinheit pro Zeiteinheit ausgedrückt. Insgesamt erhält die Erde weniger als ein Zweimilliardstel ihrer Strahlung von der Sonne.
Die gesamte Sonneneinstrahlung wird in Kilokalorien pro Quadratzentimeter gemessen.
Wenn Sie sich von Norden nach Süden bewegen, nimmt die Menge an Sonnenstrahlung zu, die das Gebiet empfängt.
Sonnenstrahlung ist die Strahlung von Licht und Wärme von der Sonne.

TASK-RES

Wie wird die Gesamtenergiemenge bestimmt, die von 1 m 2 Oberfläche in 1 Sek. abgestrahlt wird ANTWORT Wie die Gesamtenergiemenge, die von 1 m 2 der Oberfläche in 1 Sekunde abgegeben wird, wird bestimmt E (T) \u003d bei T 4

wo a \u003d 5,67 10 -8 W / (m 2 K 4), T- die absolute Temperatur eines vollständig schwarzen Körpers auf der Kelvin-Skala Dieses Muster wird genannt nach dem Stefan-Boltzmann-Strahlungsgesetz wurde im letzten Jahrhundert auf der Grundlage zahlreicher experimenteller Beobachtungen und Stefan, theoretisch untermauert von L. Boltzmann, basierend auf den klassischen Gesetzen der Thermodynamik und Elektrodynamik der Gleichgewichtsstrahlung, und später, zu Beginn unseres Jahrhunderts, festgestellt diese Regelmäßigkeit folgt aus dem von M. Planck abgeleiteten Quantengesetz der Energieverteilung im Spektrum der Gleichgewichtsstrahlung.

Berechnungsverfahren zur Bestimmung der Wellenlänge λ m , die die maximale Strahlungsenergie eines schwarzen Körpers ausmacht Nach dem Wienschen Verschiebungsgesetz ist die Wellenlänge λ m , die die maximale Strahlungsenergie eines schwarzen Körpers ausmacht, umgekehrt proportional zur absoluten Temperatur T:

Das Verteilungsgesetz der spektralen Leistung der Strahlung eines vollständig schwarzen Körpers wurde von Planck aufgestellt, es heißt daher Plancksches Strahlungsgesetz. Dieses Gesetz legt fest, dass die Strahlungsleistung in einem Einheitswellenlängenintervall durch die Temperatur bestimmt wird T absolut schwarzer Körper: Darüber hinaus, Die Herleitung dieser Formel basiert neben der Annahme des thermodynamischen Gleichgewichts der Strahlung auf ihrer Quantennatur, d.h. die Strahlungsenergie wird aus der Energie einzelner Photonen mit der Energie aufsummiert Eh \u003d hv. Beachten Sie, dass es die Gesamtenergie darstellt, die von einer Einheitsfläche eines vollständig schwarzen Körpers in einen Raumwinkel von 2π in 1 Sekunde über den gesamten Frequenzbereich abgestrahlt wird, und es stimmt mit dem Stefan-Boltzmann-Gesetz überein

Das Berechnungsverfahren zur Bestimmung der optischen Masse des direkten Sonnenlichts durch die Atmosphäre Die Strecke, die das direkte Sonnenlicht durch die Atmosphäre zurücklegt, hängt vom Einfallswinkel (Zenitwinkel) und der Höhe des Beobachters über dem Meeresspiegel ab Himmel ohne Wolken, Staub oder Luftverschmutzung. Da die obere Grenze der Atmosphäre nicht genau definiert ist, ist die Wechselwirkung der Strahlung mit atmosphärischen Gasen und Dämpfen wichtiger als die zurückgelegte Entfernung: Ein direkter Strom, der normalerweise bei Normaldruck durch die Atmosphäre strömt, wechselwirkt mit einer bestimmten Luftmasse. Erhöhung der Weglänge bei schrägem Strahleinfall.

Ein direkter Strom, der normalerweise bei Normaldruck durch die Atmosphäre strömt, interagiert mit einer bestimmten Luftmasse. Erhöhung der Weglänge bei schrägem Strahleinfall.

optische Masse m = secθz:1-Lauflänge, erhöht um einen Faktor t; 2-Normal-Einfall Bei einem Winkel θ z , verglichen mit dem Normal-Einfall-Pfad, wird genannt optische Masse und ist mit dem Symbol gekennzeichnet t. Aus der Abbildung erhalten wir, ohne die Krümmung der Erdoberfläche zu berücksichtigen m=secθz .

Berechnungsverfahren zur Bestimmung der Intensität der kosmischen Sonnenstrahlung (Sonnenkonstante) S Ö von der Sonne empfangen Erdradius R, und die Intensität der kosmischen Sonnenstrahlung (Solarkonstante) S Ö, dann ist die von der Sonne empfangene Energie π R2 (1 - ρ 0)Also. Diese Energie ist gleich der abgegebenen Energie Platz Erde mit Emissionsgrad e = 1 und Durchschnittstemperatur T e, Folglich .

Die vom Weltraum aus beobachtete spektrale Verteilung langwelliger Strahlung der Erdoberfläche entspricht etwa der spektralen Verteilung eines Schwarzen Körpers bei einer Temperatur von 250 K. Atmosphärische Strahlung breitet sich sowohl zur Erdoberfläche als auch hinein aus entgegengesetzten Richtung. Die effektive Temperatur des schwarzen Körpers der Erde als Strahler entspricht der Temperatur, bei der die äußeren Schichten der Atmosphäre strahlen, und nicht die Erdoberfläche.

Berechnungsverfahren zur Bestimmung des Flusses und der Dichte der Strahlungsenergie der Sonne Strahlungsenergieflüsse werden in der Meteorologie in kurzwellige Strahlung mit Wellenlängen von 0,2 bis 5,0 µm und langwellige Strahlung mit Wellenlängen von 5,0 bis 100 µm unterteilt. Ströme kurzwelliger Sonnenstrahlung werden unterteilt in:- gerade;

- gestreut (diffus) - total Sonnenenergie W- bezeichnet die von elektromagnetischen Wellen übertragene Energie.Die Einheit der Strahlungsenergie W im internationalen Einheitensystem ist SI 1 Joule. strahlender StromФ e - was durch die Formel bestimmt wird: F e \u003d W / t,

wo W- Strahlungsenergie im Laufe der Zeit t.

Vorausgesetzt W=1 j, t=1 s, wir bekommen: 1 SI (F e) \u003d 1 J / 1 s \u003d 1 W. Strahlungsflussdichte Strahlung ( Strahlungsfluss I) die durch die Formel definiert ist: wo F e ist der gleichmäßig auf die Oberfläche S einfallende Strahlungsfluss.

Vorausgesetzt F e \u003d 1 W, S \u003d 1 m 2, wir finden: 1 SI (E e) \u003d 1 W / 1 m 2 \u003d 1 W / m 2.

Berechnungsformel direkte und gesamte Sonneneinstrahlung

Direkte Sonneneinstrahlung-I p stellt den Strahlungsfluss dar, der von der Sonnenscheibe kommt und in einer Ebene senkrecht zu den Sonnenstrahlen gemessen wird. Direkte Strahlung, die auf eine horizontale Oberfläche (S ") trifft, wird nach folgender Formel berechnet:

S" \u003d I p sin h, wo h ist die Höhe der Sonne über dem Horizont. Das Savinov-Yanishevsky-Aktinometer wird zur Messung der direkten Sonnenstrahlung verwendet. Gestreute Sonnenstrahlung (D) - bezeichnet die Strahlung, die von allen Punkten des Firmaments mit Ausnahme der Sonnenscheibe und der sonnennahen Zone mit einem Radius von 5 0 auf einer horizontalen Fläche als Ergebnis der Streuung der Sonnenstrahlung an Molekülen ankommt atmosphärische Gase, Wassertropfen oder Eiskristallwolken und feste Partikel in der Atmosphäre suspendiert. Gesamte Sonneneinstrahlung Q- umfasst auf einer horizontalen Ebene einfallende Strahlung von zwei Arten: direkt und diffus. Q=S"+D(4.7) Die gesamte auf die Erdoberfläche gelangte Strahlung wird in der oberen, dünnen Boden- oder Wasserschicht größtenteils absorbiert und in Wärme umgewandelt und teilweise reflektiert.

Bestimmen Sie die Hauptpunkte der Himmelskugel Himmelskugel ist eine imaginäre Kugel mit beliebigem Radius. Sein Zentrum wird je nach zu lösendem Problem mit dem einen oder anderen Punkt im Raum kombiniert. Das Lot schneidet die Oberfläche der Himmelskugel an zwei Punkten: oben Z - Zenit - und unten Z "- Nadir Grundpunkte und Kreise auf der Himmelskugel

Bestimmen Sie die Himmelskoordinaten des SunBasic Die Kreise, in Bezug auf die der Ort der Sonne (Leuchten) bestimmt wird, sind der wahre Horizont und der Himmel Meridiankoordinaten sind Sonnenhöhe (h) und ihr Azimut (A) .Die scheinbare Position der Sonne an jedem Punkt der Erde wird durch diese beiden Winkel bestimmt Horizontales Koordinatensystem Höhe h der Sonne über dem Horizont – der Winkel zwischen der Richtung zur Sonne vom Beobachtungspunkt und der horizontalen Ebene, die durch diesen Punkt verläuft. Azimut A der Sonne - der Winkel zwischen der Meridianebene und der vertikalen Ebene, die durch den Beobachtungspunkt und die Sonne gezogen wird. ZenitwinkelZ - der Winkel zwischen der Richtung zum Zenit (Z) und der Richtung zur Sonne. Dieser Winkel ist komplementär zur Höhe der Sonnenwende. h + z = 90. Wenn die Erde der Sonne zugewandt ist Südseite, der Azimut ist Null und die Höhe ist maximal. Daraus ergibt sich das Konzept Mittag, die als Beginn der Countdown-Zeit des Tages (oder der zweiten Hälfte des Tages) genommen wird.

Berechnungsverfahren zur Bestimmung der Winkelsonnenzeit (Stundenwinkel der Sonne) Winkelsonnenzeit (Stundenwinkel der Sonne) τ - repräsentiert die Winkelverschiebung der Sonne vom Mittag (1 h entspricht π/12 froh, oder 15° Winkelverschiebung). Die Verschiebung von Süden nach Osten (d. h. der Morgenwert) wird als positiv angesehen.Der stündliche Winkel der Sonne τ variiert zwischen den Ebenen des Ortsmeridians und des Sonnenmeridians. Einmal alle 24 Stunden tritt die Sonne in die Meridionalebene ein täglicher Wechsel Stundenwinkel der Erde τ ändert sich während des Tages von 0 auf 360 ° oder 2π rad (Radiant), in 24 Stunden dreht sich die Erde also, wenn sie sich entlang der Umlaufbahn bewegt, mit einer Winkelgeschwindigkeit um ihre Achse Nehmen wir die Sonnenzeit ab wahrer Mittag, entsprechend dem Moment des Durchgangs der Sonne durch die Ebenen des lokalen Meridians, dann können wir schreiben: , Heil oder froh

Berechnungsverfahren zur Bestimmung der Deklination der Sonne Deklination Sonne - Der Winkel zwischen der Richtung zur Sonne und der Äquatorebene wird als Deklination bezeichnet δ und ist ein Maß für saisonale Veränderungen. Die Deklination wird normalerweise in Radiant (oder Grad) nördlich oder südlich des Äquators ausgedrückt. Gemessen von 0° bis 90° (positiv nördlich des Äquators, negativ südlich) Die Erde dreht sich in einem Jahr um die Sonne. Richtung Erdachse bleibt schräg im Raum fixiert δ 0 \u003d 23,5 ° zur Normalen zum Flugzeug Drehung, Norden Hemisphäre δ ändert sich glatt von δ 0 = +23,5° während der Sommersonnenwende zu δ 0 = –23,5° während der Wintersonnenwende Heil

wo P- Tag des Jahres ( n= 1 entspricht dem 1. Januar) An den Tagundnachtgleichen δ = 0 , und die Sonnenauf- und -untergangspunkte befinden sich streng auf der Linie des E-W-Horizonts. Daher ist die Bahn der Sonne entlang der Himmelskugel keine geschlossene Kurve, sondern eine Art sphärische Spirale, Füllung Seitenfläche Sphären innerhalb der Band - .

Im Sommerhalbjahr vom 21. März bis 23. September steht die Sonne auf der nördlichen Himmelshalbkugel über der Äquatorebene. Im Winterhalbjahr vom 23. September bis 21. März steht die Sonne auf der südlichen Himmelshalbkugel unterhalb der Äquatorebene.

Die wichtigste Quelle, aus der die Erdoberfläche und die Atmosphäre thermische Energie erhalten, ist die Sonne. Es sendet eine kolossale Menge an Strahlungsenergie in den Weltraum: Wärme, Licht, Ultraviolett. Von der Sonne ausgesandte elektromagnetische Wellen breiten sich mit einer Geschwindigkeit von 300.000 km/s aus.

Die Erwärmung der Erdoberfläche hängt vom Einfallswinkel der Sonnenstrahlen ab. Alle Sonnenstrahlen treffen parallel zueinander auf die Erdoberfläche, aber da die Erde eine Kugelform hat, fallen die Sonnenstrahlen in unterschiedlichen Winkeln auf verschiedene Teile ihrer Oberfläche. Wenn die Sonne im Zenit steht, fallen ihre Strahlen senkrecht und die Erde erwärmt sich stärker.

Die Gesamtheit der von der Sonne ausgesandten Strahlungsenergie wird als bezeichnet Sonnenstrahlung, sie wird üblicherweise in Kalorien pro Fläche und Jahr ausgedrückt.

Die Sonnenstrahlung bestimmt das Temperaturregime der Lufttroposphäre der Erde.

Es sei darauf hingewiesen, dass die Gesamtmenge der Sonnenstrahlung mehr als das Zweimilliardenfache der von der Erde empfangenen Energiemenge beträgt.

Strahlung, die die Erdoberfläche erreicht, besteht aus direkter und diffuser Strahlung.

Strahlung, die direkt von der Sonne in Form von direktem Sonnenlicht bei wolkenlosem Himmel auf die Erde gelangt, wird als Strahlung bezeichnet gerade. Es trägt die größte Menge an Wärme und Licht. Wenn unser Planet keine Atmosphäre hätte, würde die Erdoberfläche nur direkte Strahlung erhalten.

Beim Durchgang durch die Atmosphäre wird jedoch etwa ein Viertel der Sonnenstrahlung von Gasmolekülen und Verunreinigungen gestreut und weicht vom direkten Weg ab. Einige von ihnen erreichen die Erdoberfläche und bilden sich gestreute Sonnenstrahlung. Dank Streustrahlung dringt Licht auch dort ein, wo direktes Sonnenlicht (Direktstrahlung) nicht eindringt. Diese Strahlung erzeugt Tageslicht und verleiht dem Himmel Farbe.

Gesamte Sonneneinstrahlung

Alle Sonnenstrahlen, die die Erde treffen, sind Gesamte Sonneneinstrahlung also die Summe aus direkter und diffuser Strahlung (Abb. 1).

Reis. 1. Gesamte Sonneneinstrahlung pro Jahr

Verteilung der Sonnenstrahlung über die Erdoberfläche

Die Sonnenstrahlung ist ungleichmäßig über die Erde verteilt. Es hängt davon ab, ob:

1. von der Dichte und Feuchtigkeit der Luft - je höher sie sind, desto weniger Strahlung erhält die Erdoberfläche;

2. von der geografischen Breite des Gebiets - die Strahlungsmenge nimmt von den Polen zum Äquator zu. Die Menge der direkten Sonnenstrahlung hängt von der Länge des Weges ab, den die Sonnenstrahlen durch die Atmosphäre zurücklegen. Wenn die Sonne im Zenit steht (der Einfallswinkel der Strahlen beträgt 90°), treffen ihre Strahlen auf kürzestem Weg auf die Erde und geben ihre Energie intensiv an eine kleine Fläche ab. Auf der Erde geschieht dies im Band zwischen 23° N. Sch. und 23° S sh., also zwischen den Wendekreisen. Entfernt man sich von dieser Zone nach Süden oder Norden, nimmt die Weglänge der Sonnenstrahlen zu, d.h. der Einfallswinkel auf die Erdoberfläche nimmt ab. Die Strahlen beginnen in einem kleineren Winkel auf die Erde zu fallen, als würden sie gleiten, und nähern sich der Tangente im Bereich der Pole. Dadurch wird der gleiche Energiefluss auf eine größere Fläche verteilt, wodurch die Menge der reflektierten Energie zunimmt. Daher ist in der Region des Äquators, wo die Sonnenstrahlen in einem Winkel von 90 ° auf die Erdoberfläche fallen, die Menge an direkter Sonnenstrahlung, die von der Erdoberfläche empfangen wird, höher, und wenn Sie sich in Richtung der Pole bewegen, ist diese Menge höher stark reduziert. Darüber hinaus hängt die Länge des Tages zu verschiedenen Jahreszeiten auch vom Breitengrad des Gebiets ab, der auch die Menge der Sonnenstrahlung bestimmt, die auf die Erdoberfläche trifft;

3. aus der jährlichen und täglichen Bewegung der Erde - in den mittleren und hohen Breiten schwankt die Einstrahlung der Sonnenstrahlung über die Jahreszeiten stark, was mit einer Veränderung verbunden ist Mittagshöhe Sonne und Tageslänge;

4. von der Beschaffenheit der Erdoberfläche – je heller die Oberfläche, desto mehr Sonnenlicht reflektiert sie. Man bezeichnet die Fähigkeit einer Oberfläche, Strahlung zu reflektieren Albedo(von lat. Weiße). Schnee reflektiert die Strahlung besonders stark (90 %), Sand ist schwächer (35 %), Schwarzerde noch schwächer (4 %).

Erdoberfläche, absorbiert Sonnenstrahlung (absorbierte Strahlung), erwärmt sich und gibt Wärme an die Atmosphäre ab (reflektierte Strahlung). Die unteren Schichten der Atmosphäre verzögern die terrestrische Strahlung weitgehend. Die von der Erdoberfläche absorbierte Strahlung wird zur Erwärmung von Boden, Luft und Wasser verbraucht.

Der Teil der Gesamtstrahlung, der nach Reflexion und Wärmestrahlung Erdoberfläche heißt Strahlungsbilanz. Die Strahlungsbilanz der Erdoberfläche schwankt im Tages- und Jahreszeitenverlauf, hat aber im Jahresmittel überall einen positiven Wert, mit Ausnahme der Eiswüsten Grönlands und der Antarktis. Die Strahlungsbilanz erreicht ihre Maximalwerte in niedrigen Breiten (zwischen 20°N und 20°S) - über 42*10 2 J/m 2 , bei einer Breite von etwa 60° in beiden Hemisphären sinkt sie auf 8*10 2 - 13 * 10 2 J / m 2.

Die Sonnenstrahlen geben bis zu 20 % ihrer Energie an die Atmosphäre ab, die sich über die gesamte Luftdicke verteilt, und daher ist die durch sie verursachte Erwärmung der Luft relativ gering. Die Sonne erwärmt die Erdoberfläche, die Wärme überträgt atmosphärische Luft auf Kosten der Konvektion(von lat. Konvektion- Lieferung), das heißt, die vertikale Bewegung von Luft, die an der Erdoberfläche erwärmt wird, an deren Stelle mehr als kalte Luft. Auf diese Weise erhält die Atmosphäre den größten Teil ihrer Wärme, im Durchschnitt dreimal mehr als direkt von der Sonne.

Das Vorhandensein von Kohlendioxid und Wasserdampf lässt die von der Erdoberfläche reflektierte Wärme nicht ungehindert in den Weltraum entweichen. Sie kreieren Treibhauseffekt, wodurch der Temperaturabfall auf der Erde tagsüber 15 ° C nicht überschreitet. Ohne Kohlendioxid in der Atmosphäre würde sich die Erdoberfläche über Nacht um 40-50 °C abkühlen.

Als Folge des Wachstums im Umfang der menschlichen Wirtschaftstätigkeit - die Verbrennung von Kohle und Öl in Wärmekraftwerken, Emissionen Industrieunternehmen, ein Anstieg der Autoemissionen - der Kohlendioxidgehalt in der Atmosphäre steigt, was zu einer Verstärkung des Treibhauseffekts führt und den globalen Klimawandel bedroht.

Nachdem die Sonnenstrahlen die Atmosphäre durchdrungen haben, fallen sie auf die Erdoberfläche und erwärmen sie, was wiederum Wärme an die Atmosphäre abgibt. Dies erklärt hervorstechendes Merkmal Troposphäre: Abnahme der Lufttemperatur mit der Höhe. Aber es gibt Zeiten, in denen die oberen Schichten der Atmosphäre wärmer sind als die unteren. Ein solches Phänomen wird genannt Temperaturumkehr(von lat. inversio - umdrehen).

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Verteilung der Sonnenstrahlung über die Erdoberfläche

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