A Terra recebe do Sol 1,36 * 10v24 cal de calor por ano. Comparada a essa quantidade de energia, a quantidade restante de energia radiante que atinge a superfície da Terra é insignificante. Assim, a energia radiante das estrelas é centésima milionésima energia solar, radiação cósmica - dois bilionésimos, calor interno A Terra em sua superfície é igual a um quinto milésimo do calor solar.
Radiação do Sol - radiação solar- é a principal fonte de energia para quase todos os processos que ocorrem na atmosfera, hidrosfera e nas camadas superiores da litosfera.
A unidade de medida da intensidade da radiação solar é o número de calorias de calor absorvidas por 1 cm2 de uma superfície absolutamente preta perpendicular à direção dos raios solares em 1 minuto (cal/cm2*min).

O fluxo de energia radiante do Sol, atingindo a atmosfera terrestre, é muito constante. Sua intensidade é chamada de constante solar (Io) e é considerada em média como 1,88 kcal/cm2 min.
O valor da constante solar flutua dependendo da distância da Terra ao Sol e da atividade solar. Suas flutuações durante o ano são de 3,4-3,5%.
Se os raios do sol caíssem verticalmente sobre a superfície da Terra, então, na ausência de uma atmosfera e a uma constante solar de 1,88 cal/cm2*min, cada centímetro quadrado receberia 1000 kcal por ano. Devido ao fato de a Terra ser esférica, essa quantidade é reduzida em 4 vezes e 1 sq. cm recebe uma média de 250 kcal por ano.
A quantidade de radiação solar recebida pela superfície depende do ângulo de incidência dos raios.
Quantia máxima a radiação recebe uma superfície perpendicular à direção dos raios solares, pois neste caso toda a energia é distribuída para um local com seção transversal, igual ao corte transversal feixe de raios - a. Com incidência oblíqua do mesmo feixe de raios, a energia é distribuída por uma grande área (seção c) e uma superfície unitária recebe uma quantidade menor dela. Quanto menor o ângulo de incidência dos raios, menor a intensidade da radiação solar.
A dependência da intensidade da radiação solar no ângulo de incidência dos raios é expressa pela fórmula:

I1 = I0 * sinh,

onde I0 é a intensidade da radiação solar em uma simples incidência de raios. Fora da atmosfera, a constante solar;
I1 - a intensidade da radiação solar quando os raios do sol incidem em um ângulo h.
I1 é tantas vezes menor que I0, quantas vezes a seção a é menor que a seção b.
A Figura 27 mostra que a / b \u003d sin A.
O ângulo de incidência dos raios do sol (a altura do Sol) é igual a 90 ° apenas nas latitudes de 23 ° 27 "N a 23 ° 27" S. (ou seja, entre os trópicos). Em outras latitudes, é sempre inferior a 90° (Tabela 8). De acordo com a diminuição do ângulo de incidência dos raios, a intensidade da radiação solar que chega à superfície em diferentes latitudes também deve diminuir. Como a altura do Sol não permanece constante ao longo do ano e durante o dia, a quantidade de calor solar recebida pela superfície muda continuamente.

A quantidade de radiação solar recebida pela superfície está diretamente relacionada desde a duração da sua exposição à luz solar.

Na zona equatorial fora da atmosfera, a quantidade de calor solar durante o ano não sofre grandes flutuações, enquanto em altas latitudes essas flutuações são muito grandes (ver Tabela 9). NO período de inverno as diferenças no ganho de calor solar entre latitudes altas e baixas são especialmente significativas. NO período de verão, em condições de iluminação contínua, as regiões polares recebem a quantidade máxima de calor solar por dia na Terra. No dia do solstício de verão no hemisfério norte, é 36% maior do que a quantidade diária de calor no equador. Mas como a duração do dia no equador não é de 24 horas (como neste momento no pólo), mas de 12 horas, a quantidade de radiação solar por unidade de tempo no equador continua sendo a maior. O máximo de verão da soma diária do calor solar, observado em cerca de 40-50° de latitude, está associado a um dia relativamente longo (maior do que neste momento em 10-20° de latitude) a uma altura significativa do Sol. As diferenças na quantidade de calor recebida pelas regiões equatorial e polar são menores no verão do que no inverno.
O hemisfério sul recebe mais calor no verão do que o norte e vice-versa no inverno (é afetado pela mudança na distância da Terra ao Sol). E se a superfície de ambos os hemisférios fosse completamente homogênea, as amplitudes anuais das flutuações de temperatura no hemisfério sul seriam maiores do que no norte.
A radiação solar na atmosfera sofre mudanças quantitativas e qualitativas.
Mesmo uma atmosfera ideal, seca e limpa absorve e dispersa os raios, reduzindo a intensidade da radiação solar. O efeito de enfraquecimento da atmosfera real, contendo vapor d'água e impurezas sólidas, sobre a radiação solar é muito maior do que o ideal. A atmosfera (oxigênio, ozônio, dióxido de carbono, poeira e vapor d'água) absorve principalmente os raios ultravioleta e infravermelho. A energia radiante do Sol absorvida pela atmosfera é convertida em outros tipos de energia: térmica, química, etc. Em geral, a absorção enfraquece a radiação solar em 17-25%.
Moléculas de gases atmosféricos espalham raios com ondas relativamente curtas - violeta, azul. Isso é o que explica a cor azul do céu. As impurezas espalham igualmente os raios com ondas de diferentes comprimentos de onda. Portanto, com um conteúdo significativo deles, o céu adquire uma tonalidade esbranquiçada.
Devido à dispersão e reflexão dos raios do sol pela atmosfera, a luz do dia é observada em dias nublados, os objetos à sombra são visíveis e ocorre o fenômeno do crepúsculo.
Quanto mais longo o caminho do feixe na atmosfera, maior sua espessura deve passar e mais significativamente a radiação solar é atenuada. Portanto, com a elevação, a influência da atmosfera na radiação diminui. O comprimento do caminho da luz solar na atmosfera depende da altura do Sol. Se tomarmos como unidade o comprimento do caminho do feixe solar na atmosfera à altura do Sol 90 ° (m), a razão entre a altura do Sol e o comprimento do caminho do feixe na atmosfera será como mostrado na Tabela. dez.

A atenuação total da radiação na atmosfera a qualquer altura do Sol pode ser expressa pela fórmula de Bouguer: Im = I0 * pm, onde Im é a intensidade da radiação solar alterada na atmosfera y superfície da Terra; I0 - constante solar; m é a trajetória do feixe na atmosfera; a uma altitude solar de 90 ° é igual a 1 (a massa da atmosfera), p é o coeficiente de transparência ( número fracionário, mostrando qual fração de radiação atinge a superfície em m=1).
A uma altura do Sol de 90°, em m=1, a intensidade da radiação solar perto da superfície da Terra I1 é p vezes menor que Io, ou seja, I1=Io*p.
Se a altura do Sol for menor que 90°, então m é sempre maior que 1. O caminho de um raio solar pode consistir em vários segmentos, cada um dos quais é igual a 1. A intensidade da radiação solar na fronteira entre os primeiro (aa1) e segundo (a1a2) segmentos I1 é obviamente igual a Io *p, intensidade de radiação após passar o segundo segmento I2=I1*p=I0 p*p=I0 p2; I3=I0p3 etc.

A transparência da atmosfera não é constante e não é a mesma em várias condições. A razão entre a transparência da atmosfera real e a transparência da atmosfera ideal - o fator de turbidez - é sempre maior que um. Depende do conteúdo de vapor de água e poeira no ar. Com o aumento da latitude geográfica, o fator de turbidez diminui: nas latitudes de 0 a 20 ° N. sh. é igual a 4,6 em média, nas latitudes de 40 a 50 ° N. sh. - 3,5, nas latitudes de 50 a 60 ° N. sh. - 2,8 e nas latitudes de 60 a 80 ° N. sh. - 2,0. Em latitudes temperadas, o fator de turbidez é menor no inverno do que no verão, e menor de manhã do que à tarde. Ela diminui com a altura. Quanto maior o fator de turbidez, maior a atenuação da radiação solar.
Distinguir radiação solar direta, difusa e total.
Parte da radiação solar que penetra através da atmosfera até a superfície terrestre é radiação direta. Parte da radiação espalhada pela atmosfera é convertida em radiação difusa. Toda radiação solar que entra na superfície da Terra, direta e difusa, é chamada de radiação total.
A relação entre radiação direta e espalhada varia consideravelmente dependendo da nebulosidade, poeira da atmosfera e também da altura do Sol. Em céu claro, a fração de radiação espalhada não excede 0,1%; em céu nublado, a radiação difusa pode ser maior que a radiação direta.
A uma baixa altitude do Sol, a radiação total consiste quase inteiramente de radiação espalhada. A uma altitude solar de 50° e céu claro, a fração de radiação espalhada não excede 10-20%.
Mapas de valores médios anuais e mensais radiação total permitem perceber os principais padrões em sua distribuição geográfica. Os valores anuais de radiação total são distribuídos principalmente zonal. A maior quantidade anual de radiação total na Terra é recebida pela superfície em desertos tropicais do interior (Saara Oriental e parte central Arábia). Uma diminuição notável na radiação total no equador é causada pela alta umidade do ar e alta nebulosidade. No Ártico, a radiação total é de 60-70 kcal/cm2 por ano; na Antártida, devido à frequente recorrência de dias claros e à maior transparência da atmosfera, é um pouco maior.

Em junho, o hemisfério norte recebe as maiores quantidades de radiação, especialmente as regiões tropicais e subtropicais do interior. As quantidades de radiação solar recebidas pela superfície nas latitudes temperadas e polares do hemisfério norte diferem pouco, devido principalmente à longa duração do dia nas regiões polares. Zoneamento na distribuição da radiação total acima. continentes do hemisfério norte e latitudes tropicais hemisfério sul quase não expresso. É melhor manifestado no hemisfério norte sobre o oceano e é claramente expresso nas latitudes extratropicais do hemisfério sul. No círculo polar sul, o valor da radiação solar total se aproxima de 0.
Em dezembro, as maiores quantidades de radiação entram no hemisfério sul. A superfície de gelo da Antártida, com alta transparência do ar, recebe significativamente mais radiação total do que a superfície do Ártico em junho. Há muito calor nos desertos (Kalahari, Great Australian), mas devido à maior oceanicidade do hemisfério sul (a influência da alta umidade do ar e nebulosidade), suas quantidades aqui são um pouco menores do que em junho nas mesmas latitudes do hemisfério norte. Nas latitudes equatoriais e tropicais do hemisfério norte, a radiação total varia relativamente pouco, e o zoneamento em sua distribuição é claramente expresso apenas ao norte do trópico norte. Com o aumento da latitude, a radiação total diminui rapidamente; sua isolinha zero passa um pouco ao norte do Círculo Polar Ártico.
A radiação solar total, caindo na superfície da Terra, é parcialmente refletida de volta para a atmosfera. A razão entre a quantidade de radiação refletida de uma superfície e a quantidade de radiação incidente nessa superfície é chamada de albedo. Albedo caracteriza a refletividade de uma superfície.
O albedo da superfície da Terra depende de sua condição e propriedades: cor, umidade, rugosidade, etc. A neve recém-caída tem a maior refletividade (85-95%). Uma superfície de água calma reflete apenas 2-5% dos raios do sol quando cai verticalmente, e quase todos os raios que incidem sobre ela (90%) quando o sol está baixo. Albedo de chernozem seco - 14%, molhado - 8, floresta - 10-20, vegetação de prado - 18-30, superfície arenosa do deserto - 29-35, superfície de gelo marinho - 30-40%.
O grande albedo da superfície do gelo, especialmente quando coberto de neve fresca (até 95%), é o motivo das baixas temperaturas nas regiões polares no verão, quando a chegada da radiação solar é significativa.
Radiação da superfície e atmosfera da Terra. Qualquer corpo com temperatura acima zero absoluto(maior que menos 273°), emite energia radiante. A emissividade total de um corpo negro é proporcional à quarta potência de sua temperatura absoluta (T):
E \u003d σ * T4 kcal / cm2 por minuto (lei de Stefan-Boltzmann), onde σ é um coeficiente constante.
Quanto maior a temperatura corpo radiante, menor o comprimento de onda dos raios nm emitidos. O Sol incandescente envia ao espaço radiação de ondas curtas. A superfície da Terra, absorvendo a radiação solar de ondas curtas, aquece e também se torna uma fonte de radiação (radiação terrestre). Ho, uma vez que a temperatura da superfície da Terra não excede várias dezenas de graus, sua radiação de onda longa, invisível.
A radiação da Terra é em grande parte retida pela atmosfera (vapor de água, dióxido de carbono, ozônio), mas os raios com comprimento de onda de 9-12 mícrons vão livremente além da atmosfera e, portanto, a Terra perde parte de seu calor.
A atmosfera, absorvendo parte da radiação solar que passa por ela e mais da metade da da Terra, ela mesma irradia energia tanto para o espaço do mundo quanto para a superfície da Terra. A radiação atmosférica direcionada para a superfície da Terra em direção à superfície da Terra é chamada radiação oposta. Esta radiação, como a terrestre, de onda longa, invisível.
Dois fluxos de radiação de ondas longas se encontram na atmosfera - a radiação da superfície da Terra e a radiação da atmosfera. A diferença entre eles, que determina a perda real de calor pela superfície da Terra, é chamada de radiação eficiente. A radiação efetiva é tanto maior quanto maior for a temperatura da superfície radiante. A umidade do ar reduz a radiação efetiva, suas nuvens a reduzem bastante.
O maior valor das somas anuais de radiação efetiva é observado em desertos tropicais- 80 kcal/cm2 por ano - graças a Temperatura alta superfície, secura do ar e claridade do céu. No equador, com alta umidade do ar, a radiação efetiva é apenas cerca de 30 kcal/cm2 por ano, e seu valor para a terra e para o oceano difere muito pouco. A radiação efetiva mais baixa nas regiões polares. Em latitudes temperadas, a superfície da Terra perde cerca de metade da quantidade de calor que recebe da absorção da radiação total.
A capacidade da atmosfera de passar a radiação de ondas curtas do Sol (radiação direta e difusa) e retardar a radiação de ondas longas da Terra é chamada de efeito estufa. Devido ao efeito estufa, a temperatura média da superfície da Terra é de +16°, na ausência de atmosfera seria de -22° (38° mais baixa).
Balanço de radiação (radiação residual). A superfície da Terra simultaneamente recebe radiação e a distribui. A chegada da radiação é a radiação solar total e a contra-radiação da atmosfera. Consumo - a reflexão da luz solar da superfície (albedo) e a própria radiação da superfície da Terra. A diferença entre a radiação de entrada e de saída é balanço de radiação, ou radiação residual. O valor do balanço de radiação é determinado pela equação

R \u003d Q * (1-α) - I,

onde Q é a radiação solar total por unidade de superfície; α - albedo (fração); I - radiação efetiva.
Se a entrada for maior que a saída, o balanço de radiação é positivo; se a entrada for menor que a saída, o balanço é negativo. À noite, em todas as latitudes, o balanço de radiação é negativo; durante o dia, até o meio-dia, é positivo em todos os lugares, exceto nas altas latitudes no inverno; à tarde - novamente negativo. Em média por dia, o balanço de radiação pode ser positivo e negativo (Tabela 11).


No mapa das somas anuais do balanço de radiação da superfície terrestre, pode-se ver mudança abrupta posições das isolinhas durante sua transição da terra para o oceano. Como regra, o balanço de radiação da superfície do oceano excede o balanço de radiação da terra (o efeito do albedo e da radiação efetiva). A distribuição do balanço de radiação é geralmente zonal. No Oceano em latitudes tropicais, os valores anuais do balanço de radiação atingem 140 kcal/cm2 (Mar da Arábia) e não excedem 30 kcal/cm2 perto da fronteira gelo flutuante. Os desvios da distribuição zonal do balanço de radiação no Oceano são insignificantes e são causados ​​pela distribuição das nuvens.
Em terra nas latitudes equatoriais e tropicais, os valores anuais do balanço de radiação variam de 60 a 90 kcal/cm2, dependendo das condições de umidade. As maiores somas anuais do balanço de radiação são observadas nas áreas onde o albedo e a radiação efetiva são relativamente pequenos (florestas tropicais úmidas, savanas). Seu valor mais baixo está em regiões muito úmidas (grande nebulosidade) e muito secas (grande radiação efetiva). Em latitudes temperadas e altas, o valor anual do balanço de radiação diminui com o aumento da latitude (o efeito de uma diminuição na radiação total).
As somas anuais do balanço de radiação sobre regiões centrais Antártica são negativas (algumas calorias por 1 cm2). No Ártico, esses valores são próximos de zero.
Em julho, o balanço de radiação da superfície terrestre em uma parte significativa do hemisfério sul é negativo. A linha de equilíbrio zero corre entre 40 e 50°S. sh. O valor mais alto do balanço de radiação é alcançado na superfície do Oceano nas latitudes tropicais do hemisfério norte e na superfície de alguns mares interiores, como o Mar Negro (14-16 kcal/cm2 por mês).
Em janeiro, a linha de equilíbrio zero está localizada entre 40 e 50°N. sh. (sobre os oceanos sobe um pouco para o norte, sobre os continentes desce para o sul). Uma parte significativa do hemisfério norte tem um balanço de radiação negativo. Os maiores valores do balanço de radiação estão confinados às latitudes tropicais do hemisfério sul.
Em média para o ano, o balanço de radiação da superfície da Terra é positivo. Nesse caso, a temperatura da superfície não aumenta, mas permanece aproximadamente constante, o que só pode ser explicado pelo consumo contínuo de excesso de calor.
O balanço de radiação da atmosfera consiste na radiação solar e terrestre absorvida por ela, por um lado, e pela radiação atmosférica, por outro. É sempre negativo, pois a atmosfera absorve apenas uma pequena parte da radiação solar e irradia quase tanto quanto a superfície.
O balanço de radiação da superfície e da atmosfera juntos, como um todo, para toda a Terra por um ano é igual a zero em média, mas nas latitudes pode ser positivo e negativo.
A consequência de tal distribuição do balanço de radiação deve ser a transferência de calor na direção do equador para os pólos.
Equilíbrio térmico. O balanço de radiação é o componente mais importante do balanço de calor. A equação do balanço de calor da superfície mostra como a energia da radiação solar recebida é convertida na superfície da Terra:

onde R é o balanço de radiação; LE - consumo de calor por evaporação (L - calor latente de vaporização, E - evaporação);
P - troca de calor turbulenta entre a superfície e a atmosfera;
A - troca de calor entre a superfície e as camadas subjacentes de solo ou água.
O balanço de radiação de uma superfície é considerado positivo se a radiação absorvida pela superfície exceder a perda de calor, e negativo se não repor os mesmos. Todos os outros termos do balanço térmico são considerados positivos se causarem perda de calor pela superfície (se corresponderem ao consumo de calor). Porque. todos os termos da equação podem mudar, o equilíbrio térmico é constantemente perturbado e restaurado novamente.
A equação do balanço térmico da superfície considerada acima é aproximada, pois não leva em consideração alguns fatores secundários, mas em condições específicas, que se tornam importantes, por exemplo, a liberação de calor durante o congelamento, seu consumo para descongelamento, etc. .
O balanço de calor da atmosfera consiste no balanço de radiação da atmosfera Ra, o calor vindo da superfície, Pa, o calor liberado na atmosfera durante a condensação, LE, e a transferência de calor horizontal (advecção) Aa. O balanço de radiação da atmosfera é sempre negativo. O influxo de calor como resultado da condensação de umidade e a magnitude da transferência turbulenta de calor são positivos. A advecção de calor leva, em média por ano, à sua transferência de baixas latitudes para altas latitudes: portanto, significa consumo de calor em baixas latitudes e chegada em altas latitudes. Em uma derivação plurianual, o balanço térmico da atmosfera pode ser expresso pela equação Ra=Pa+LE.
O balanço de calor da superfície e da atmosfera juntos é igual a 0 em uma média de longo prazo (Fig. 35).

A quantidade de radiação solar que entra na atmosfera por ano (250 kcal/cm2) é considerada como 100%. A radiação solar, penetrando na atmosfera, é parcialmente refletida pelas nuvens e volta para além da atmosfera - 38%, parcialmente absorvida pela atmosfera - 14%, e parcialmente na forma de radiação solar direta atinge a superfície da terra - 48%. Dos 48% que chegam à superfície, 44% são absorvidos por ela e 4% são refletidos. Assim, o albedo da Terra é de 42% (38+4).
A radiação absorvida pela superfície terrestre é gasta da seguinte forma: 20% são perdidos por radiação efetiva, 18% são gastos na evaporação da superfície, 6% são gastos no aquecimento do ar durante a transferência de calor turbulenta (total de 24%). A perda de calor pela superfície equilibra sua chegada. O calor recebido pela atmosfera (14% diretamente do Sol, 24% da superfície da Terra), juntamente com a radiação efetiva da Terra, é direcionado para o espaço mundial. O albedo da Terra (42%) e a radiação (58%) equilibram o influxo de radiação solar para a atmosfera.

A radiação solar é o principal fator formador do clima e praticamente a única fonte de energia para todos os processos físicos que ocorrem na superfície da Terra e em sua atmosfera. Determina a atividade vital dos organismos, criando um ou outro regime de temperatura; leva à formação de nuvens e precipitação; é a causa fundamental da circulação geral da atmosfera, um enorme impacto sobre a vida humana em todas as suas manifestações. Na construção e na arquitetura, a radiação solar é o fator ambiental mais importante - a orientação dos edifícios, suas soluções construtivas, de planejamento espacial, colorísticas, plásticas e muitas outras características dependem dela.

De acordo com a GOST R 55912-2013 "Climatologia da Construção", são adotadas as seguintes definições e conceitos relacionados à radiação solar:

• radiação direta - parte da radiação solar total que entra na superfície na forma de um feixe de raios paralelos vindo diretamente do disco visível do sol;
• radiação solar espalhada- parte da radiação solar total que chega à superfície de todo o céu após espalhamento na atmosfera;
• radiação refletida- parte da radiação solar total refletida da superfície subjacente (incluindo as fachadas, telhados de edifícios);
• intensidade da radiação solar- a quantidade de radiação solar que passa por unidade de tempo através de uma única área localizada perpendicularmente aos raios.

Todos os valores de radiação solar em GOSTs domésticos modernos, SP (SNiPs) e outros documentos regulatórios relacionados à construção e arquitetura são medidos em quilowatts por hora por 1 m 2 (kW h / m 2). Como regra, um mês é considerado uma unidade de tempo. Para obter o valor instantâneo (segundo) da potência do fluxo de radiação solar (kW / m 2), o valor dado para o mês deve ser dividido pelo número de dias em um mês, o número de horas em um dia e segundos em horas.

Em muitas edições anteriores de regulamentos de construção e em muitos livros de referência modernos sobre climatologia, os valores de radiação solar são dados em megajoules ou quilocalorias por m 2 (MJ / m 2, Kcal / m 2). Os coeficientes para a conversão dessas quantidades de uma para outra são dados no Apêndice 1.

entidade física. A radiação solar chega à Terra a partir do Sol. O Sol é a estrela mais próxima de nós, que está, em média, a 149.450.000 km da Terra. No início de julho, quando a Terra está mais distante do Sol (“afélio”), essa distância aumenta para 152 milhões de km, e no início de janeiro diminui para 147 milhões de km (“periélio”).

Dentro do núcleo solar, a temperatura excede 5 milhões de K e a pressão é vários bilhões de vezes maior que a da Terra, como resultado do qual o hidrogênio se transforma em hélio. No decorrer dessa reação termonuclear, nasce a energia radiante, que se propaga do Sol em todas as direções na forma de ondas eletromagnéticas. Ao mesmo tempo, todo um espectro de comprimentos de onda chega à Terra, que na meteorologia geralmente é dividido em seções de ondas curtas e ondas longas. onda curta chame a radiação na faixa de comprimento de onda de 0,1 a 4 mícrons (1 mícron \u003d 10 ~ 6 m). A radiação com comprimentos longos (de 4 a 120 mícrons) é chamada de Onda longa. A radiação solar é predominantemente de ondas curtas - a faixa de comprimento de onda indicada é responsável por 99% de toda a energia radiação solar, enquanto a superfície e a atmosfera da Terra emitem radiação de ondas longas e só podem refletir a radiação de ondas curtas.

O sol é uma fonte não só de energia, mas também de luz. A luz visível ocupa uma estreita faixa de comprimentos de onda, apenas de 0,40 a 0,76 mícrons, mas 47% de toda a energia solar radiante está contida nesse intervalo. A luz com um comprimento de onda de cerca de 0,40 mícrons é percebida como violeta, com um comprimento de onda de cerca de 0,76 mícrons - como vermelho. Todos os outros comprimentos de onda não são percebidos pelo olho humano; eles são invisíveis para nós 1 . A radiação infravermelha (de 0,76 a 4 mícrons) é responsável por 44% e a ultravioleta (de 0,01 a 0,39 mícron) - 9% de toda a energia. A energia máxima no espectro da radiação solar no limite superior da atmosfera está na região azul-azul do espectro e perto da superfície da Terra - no verde-amarelo.

Uma medida quantitativa da radiação solar que entra em uma determinada superfície é iluminação de energia, ou fluxo de radiação solar, - a quantidade de energia radiante incidente em uma unidade de área por unidade de tempo. A quantidade máxima de radiação solar entra no limite superior da atmosfera e é caracterizada pelo valor da constante solar. constante solar -é o fluxo de radiação solar no limite superior da atmosfera terrestre através de uma área perpendicular aos raios do sol, a uma distância média da Terra ao Sol. De acordo com os últimos dados aprovados pela Organização Meteorológica Mundial (OMM) em 2007, esse valor é de 1.366 kW/m 2 (1366 W/m 2).

Muito menos radiação solar atinge a superfície da Terra, pois à medida que os raios do sol se movem pela atmosfera, a radiação sofre uma série de mudanças significativas. Parte dela é absorvida pelos gases atmosféricos e aerossóis e passa para o calor, ou seja, vai aquecer a atmosfera, e parte é espalhada e entra em uma forma especial de radiação difusa.

Processo aquisições a radiação na atmosfera é seletiva por natureza - diferentes gases a absorvem em diferentes partes do espectro e em diferentes graus. Os principais gases que absorvem a radiação solar são o vapor de água (H 2 0), o ozônio (0 3) e o dióxido de carbono (CO 2). Por exemplo, como mencionado acima, o ozônio estratosférico absorve completamente a radiação prejudicial aos organismos vivos com comprimentos de onda inferiores a 0,29 mícrons, razão pela qual a camada de ozônio é um escudo natural para a existência de vida na Terra. Em média, o ozônio absorve cerca de 3% da radiação solar. Nas regiões vermelha e infravermelha do espectro, o vapor de água absorve a radiação solar de forma mais significativa. Na mesma região do espectro estão as bandas de absorção do dióxido de carbono, porém

Mais detalhes sobre luz e cor são discutidos em outras seções da disciplina "Física da Arquitetura".

em geral, sua absorção de radiação direta é pequena. A absorção da radiação solar ocorre tanto por aerossóis de origem natural quanto antropogênica, especialmente fortemente por partículas de fuligem. No total, cerca de 15% da radiação solar é absorvida pelo vapor de água e aerossóis, e cerca de 5% pelas nuvens.

Espalhamento radiação é processo físico interações radiação eletromagnética e substâncias, durante as quais moléculas e átomos absorvem parte da radiação e depois a reemitem em todas as direções. Isto é muito processo importante, que depende da razão entre o tamanho das partículas espalhadas e o comprimento de onda da radiação incidente. Em absolutamente ar puro, onde o espalhamento é produzido apenas por moléculas de gás, obedece Lei de Rayleigh, ou seja inversamente proporcional à quarta potência do comprimento de onda dos raios espalhados. Assim, a cor azul do céu é a cor do próprio ar, devido à dispersão da luz solar nele, uma vez que os raios violeta e azul são espalhados pelo ar muito melhor do que os laranja e vermelhos.

Se houver partículas no ar cujas dimensões sejam comparáveis ​​ao comprimento de onda da radiação - aerossóis, gotículas de água, cristais de gelo - então o espalhamento não obedecerá à lei de Rayleigh, e a radiação espalhada não será tão rica em raios de comprimento de onda curto. Em partículas com diâmetro maior que 1-2 mícrons, não haverá espalhamento, mas reflexão difusa, que determina a cor esbranquiçada do céu.

Jogadas de dispersão grande papel na formação da iluminação natural: na ausência do Sol durante o dia, cria luz difusa (difusa). Se não houvesse dispersão, seria luz apenas onde a luz solar direta cairia. O anoitecer e o amanhecer, a cor das nuvens no nascer e no pôr do sol também estão associados a esse fenômeno.

Assim, a radiação solar atinge a superfície terrestre na forma de dois fluxos: radiação direta e difusa.

radiação direta(5) chega à superfície da Terra diretamente do disco solar. Neste caso, a quantidade máxima possível de radiação será recebida por um único local localizado perpendicularmente aos raios do sol (5). por unidade horizontal superfície terá uma quantidade menor de energia radiante Y, também chamada insolação:

Y \u003d? -8shA 0, (1.1)

Onde E 0- A altura do sol acima do horizonte, que determina o ângulo de incidência dos raios do sol em uma superfície horizontal.

radiação espalhada(/)) chega à superfície da Terra de todos os pontos do firmamento, com exceção do disco solar.

Toda radiação solar que atinge a superfície da Terra é chamada de radiação solar total (0:

• (1.2)
• 0 = + /) = E 0+ /).

A chegada desses tipos de radiação depende significativamente não apenas de causas astronômicas, mas também da nebulosidade. Portanto, em meteorologia costuma-se distinguir possíveis quantidades de radiação observado sob condições sem nuvens, e quantidades reais de radiação, que acontecem em condições reais nebulosidade.

Nem toda a radiação solar que incide na superfície da Terra é absorvida por ela e convertida em calor. Parte dela é refletida e, portanto, perdida pela superfície subjacente. Essa parte é chamada radiação refletida(/? k), e seu valor depende albedo superfície do solo (L a):

K = - 100%.

O valor do albedo é medido em frações de uma unidade ou como uma porcentagem. Na construção e arquitetura, as frações de uma unidade são mais usadas. Eles também medem a refletividade dos materiais de construção e acabamento, a leveza das fachadas, etc. Na climatologia, o albedo é medido como uma porcentagem.

Albedo tem um impacto significativo na formação do clima da Terra, pois é um indicador integral da refletividade da superfície subjacente. Depende do estado dessa superfície (rugosidade, cor, umidade) e varia em uma faixa muito ampla. Os valores mais altos de albedo (até 75%) são característicos de neve recém-caída, enquanto os valores mais baixos são característicos da superfície da água durante a luz do sol (“3%). O albedo do solo e da superfície da vegetação varia em média de 10 a 30%.

Se considerarmos a Terra inteira como um todo, seu albedo é de 30%. Esse valor é chamado Albedo planetário da Terra e representa a razão entre a radiação solar refletida e espalhada que sai para o espaço e a quantidade total de radiação que entra na atmosfera.

No território das cidades, o albedo é, via de regra, mais baixo do que em paisagens naturais não perturbadas. O valor característico do albedo para o território das grandes cidades com clima temperado é de 15 a 18%. Nas cidades do sul, o albedo costuma ser maior devido ao uso de tons mais claros na cor das fachadas e telhados, em cidades do norte com edifícios densos e soluções de cores escuras de edifícios albedo abaixo. Isso permite reduzir a quantidade de radiação solar absorvida nos países quentes do sul, reduzindo assim o fundo térmico dos edifícios, e nas regiões frias do norte, pelo contrário, aumentar a participação da radiação solar absorvida, aumentando o fundo térmico geral .

Radiação absorvida(* U P0GL) também é chamado equilíbrio da radiação de ondas curtas (VC) e é a diferença entre a radiação total e refletida (dois fluxos de ondas curtas):

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

Aquece as camadas superiores da superfície terrestre e tudo o que nela se encontra (cobertura vegetal, estradas, edifícios, estruturas, etc.), pelo que emitem radiações de ondas longas invisíveis ao olho humano. Essa radiação é frequentemente chamada de própria radiação da superfície da Terra(? 3). Seu valor, de acordo com a lei de Stefan-Boltzmann, é proporcional à quarta potência da temperatura absoluta.

A atmosfera também emite radiação de ondas longas, a maior parte da qual atinge a superfície da Terra e é quase completamente absorvida por ela. Essa radiação é chamada contra-radiação da atmosfera (E a). A contra-radiação da atmosfera aumenta com o aumento da nebulosidade e da umidade do ar e é uma fonte de calor muito importante para a superfície da Terra. No entanto, a radiação de onda longa da atmosfera é sempre um pouco menor que a da Terra, devido à qual a superfície da Terra perde calor, e a diferença entre esses valores é chamada radiação efetiva da Terra (E ef).

Em média, em latitudes temperadas, a superfície da Terra por radiação efetiva perde cerca de metade da quantidade de calor que recebe da radiação solar absorvida. Ao absorver a radiação terrestre e enviar contra-radiação à superfície terrestre, a atmosfera reduz o resfriamento dessa superfície à noite. Durante o dia, faz pouco para evitar o aquecimento da superfície da Terra. Essa influência da atmosfera terrestre no regime térmico da superfície terrestre é chamada de efeito estufa. Assim, o fenômeno do efeito estufa consiste na retenção de calor próximo à superfície da Terra. Grande papel esse processo é desempenhado por gases de origem tecnogênica, principalmente dióxido de carbono, cuja concentração nas áreas urbanas é especialmente alta. Mas o papel principal ainda pertence aos gases de origem natural.

A principal substância na atmosfera que absorve a radiação de onda longa da Terra e a envia de volta é vapor de água. Absorve quase toda a radiação de ondas longas, exceto a faixa de comprimento de onda de 8,5 a 12 mícrons, que é chamada de "janela de transparência" vapor de água. Somente neste intervalo a radiação terrestre passa para o espaço mundial através da atmosfera. Além do vapor d'água, o dióxido de carbono absorve fortemente a radiação de ondas longas, e é na janela de transparência do vapor d'água que o ozônio é muito mais fraco, assim como o metano, o óxido de nitrogênio, os clorofluorcarbonos (freons) e algumas outras impurezas gasosas.

Manter o calor próximo à superfície da Terra é um processo muito importante para a manutenção da vida. Sem ela, a temperatura média da Terra seria 33°C inferior à atual, e os organismos vivos dificilmente poderiam viver na Terra. Portanto, a questão não está no efeito estufa em si (afinal, ele surgiu a partir do momento em que a atmosfera se formou), mas no fato de que sob a influência atividades antropogênicas indo ganho este efeito. O motivo é o rápido crescimento da concentração de gases de efeito estufa de origem tecnogênica, principalmente o CO 2 emitido durante a combustão de combustíveis fósseis. Isso pode levar ao fato de que, com a mesma radiação incidente, a proporção de calor remanescente no planeta aumentará e, consequentemente, a temperatura da superfície e da atmosfera da Terra também aumentará. Nos últimos 100 anos, a temperatura do ar do nosso planeta aumentou em média 0,6 ° C.

Acredita-se que quando a concentração de CO 2 dobra em relação ao seu valor pré-industrial aquecimento global será de cerca de 3°C (de acordo com várias estimativas - de 1,5 a 5,5°C). Em que maiores mudanças deve ocorrer na troposfera de alta latitude durante o período de outono-inverno. Como resultado, o gelo no Ártico e na Antártida começará a derreter e o nível do Oceano Mundial começará a subir. Esse aumento pode variar de 25 a 165 cm, o que significa que muitas cidades localizadas nas zonas costeiras dos mares e oceanos serão inundadas.

Assim, esta é uma questão muito importante que afeta a vida de milhões de pessoas. Com isso em mente, em 1988, a primeira Conferência Internacional sobre o problema da mudança antropogênica clima. Os cientistas chegaram à conclusão de que as consequências de um aumento do efeito estufa devido ao aumento do teor de dióxido de carbono na atmosfera só perdem para as consequências de uma guerra nuclear global. Ao mesmo tempo, foi formado o Painel Intergovernamental sobre Mudanças Climáticas (IPCC) na Organização das Nações Unidas (ONU). IPCC - Painel Intergovernamental sobre Mudanças Climáticas), que estuda o impacto do aumento da temperatura da superfície no clima, no ecossistema do Oceano Mundial, na biosfera como um todo, incluindo a vida e a saúde da população do planeta.

Em 1992, foi adotada em Nova York a Convenção-Quadro sobre Mudanças Climáticas (FCCC), cujo principal objetivo foi proclamar a estabilização das concentrações de gases de efeito estufa na atmosfera em níveis que consequências perigosas intervenção humana no sistema climático. Para a implementação prática da convenção em dezembro de 1997 em Kyoto (Japão) em uma conferência internacional, foi adotado o Protocolo de Kyoto. Ele define cotas específicas para emissões de gases de efeito estufa pelos países membros, incluindo a Rússia, que ratificou este Protocolo em 2005.

No momento da redação deste texto, uma das últimas conferências dedicadas à das Alterações Climáticas, é a Conferência do Clima em Paris, realizada de 30 de novembro a 12 de dezembro de 2015. O objetivo desta conferência é a assinatura de um acordo internacional para conter o aumento da temperatura média do planeta até 2100 não superior a 2 ° C.

Assim, como resultado da interação de vários fluxos de radiação de ondas curtas e ondas longas, a superfície da Terra recebe e perde calor continuamente. O valor resultante da radiação de entrada e saída é balanço de radiação (NO), que determina o estado térmico da superfície terrestre e da camada superficial do ar, nomeadamente o seu aquecimento ou arrefecimento:

NO = Q- «k - ?ef \u003d 60 - MAS)-? ef =

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

Os dados sobre o balanço de radiação são necessários para avaliar o grau de aquecimento e resfriamento de várias superfícies tanto em condições naturais quanto no ambiente arquitetônico, para calcular regime térmico edifícios e estruturas, determinação da evaporação, reservas de calor no solo, regulação da irrigação de campos agrícolas e outros fins econômicos nacionais.

Métodos de medição. A importância fundamental de estudar o balanço de radiação da Terra para entender os padrões do clima e a formação das condições microclimáticas determina o papel fundamental dos dados observacionais sobre seus componentes - observações actinométricas.

Nas estações meteorológicas da Rússia, método termoelétrico medições de fluxos de radiação. A radiação medida é absorvida pela superfície preta receptora dos dispositivos, transforma-se em calor e aquece as junções ativas da termopilha, enquanto as junções passivas não são aquecidas por radiação e têm mais temperatura baixa. Devido à diferença de temperatura das junções ativa e passiva, surge uma força termoeletromotriz na saída da termopilha, que é proporcional à intensidade da radiação medida. Assim, a maioria dos instrumentos actinométricos são relativo- eles não medem os fluxos de radiação em si, mas quantidades proporcionais a eles - intensidade ou tensão da corrente. Para fazer isso, os dispositivos são conectados, por exemplo, a multímetros digitais e, anteriormente, a galvanômetros de ponteiro. Ao mesmo tempo, no passaporte de cada dispositivo, o chamado "fator de conversão" - preço de divisão de um instrumento de medição elétrico (W / m 2). Este multiplicador é calculado comparando as leituras de um ou outro instrumento relativo com as leituras absoluto eletrodomésticos - pireliômetros.

O princípio de operação de dispositivos absolutos é diferente. Assim, no pireliômetro de compensação de Angstrom, o enegrecido prato de metal exposto ao sol, enquanto outro prato semelhante permanece na sombra. Uma diferença de temperatura surge entre eles, que é transferida para as junções do termoelemento ligado às placas e, assim, uma corrente termoelétrica é excitada. Nesse caso, a corrente da bateria passa pela placa sombreada até aquecer à mesma temperatura da placa ao sol, após o que a corrente termoelétrica desaparece. Pela força da corrente "compensadora" passada, você pode determinar a quantidade de calor recebida pela placa enegrecida, que, por sua vez, será igual à quantidade de calor recebida do Sol pela primeira placa. Assim, é possível determinar a quantidade de radiação solar.

Nas estações meteorológicas da Rússia (e anteriores - a URSS), realizando observações dos componentes do balanço de radiação, a homogeneidade da série de dados actinométricos é garantida pelo uso do mesmo tipo de instrumentos e sua calibração cuidadosa, bem como como os mesmos métodos de medição e processamento de dados. Como receptores de radiação solar integral (

No actinômetro termoelétrico Savinov-Yanishevsky, aparência que é mostrado na Fig. 1.6, a parte receptora é um disco fino de metal enegrecido de folha de prata, ao qual as junções ímpares (ativas) da termopilha são coladas através do isolamento. Durante as medições, este disco absorve a radiação solar, pelo que a temperatura do disco e das junções ativas aumenta. As junções uniformes (passivas) são coladas através do isolamento ao anel de cobre na caixa do dispositivo e têm uma temperatura próxima da temperatura externa. Essa diferença de temperatura, quando o circuito externo da termopilha é fechado, cria uma corrente termoelétrica, cuja intensidade é proporcional à intensidade da radiação solar.

Arroz. 1.6.

Em um piranômetro (Fig. 1.7), a parte receptora é mais frequentemente uma bateria de termoelementos, por exemplo, de manganina e constantan, com junções enegrecidas e brancas, que são aquecidas de maneira diferente sob a ação da radiação incidente. A parte receptora do dispositivo deve ter uma posição horizontal para perceber a radiação espalhada de todo o firmamento. Da radiação direta, o piranômetro é sombreado por uma tela e da radiação que se aproxima da atmosfera é protegido por uma tampa de vidro. Ao medir a radiação total, o piranômetro não é protegido de raios diretos.

Arroz. 1.7.

Um dispositivo especial (placa dobrável) permite que você dê à cabeça do piranômetro duas posições: receptor para cima e receptor para baixo. Neste último caso, o piranômetro mede a radiação de ondas curtas refletida da superfície da Terra. Nas observações de rota, os chamados acampamento albemetro, que é uma cabeça de piranômetro conectada a uma suspensão de gimbal basculante com uma alça.

O medidor de balança termoelétrica é composto por um corpo com uma termopilha, duas placas receptoras e uma alça (Fig. 1.8). O corpo em forma de disco (/) possui um recorte quadrado onde a termopilha é fixada (2). Lidar com ( 3 ), soldado ao corpo, serve para instalar o medidor de balanço no rack.

Arroz. 1.8.

Uma placa receptora enegrecida do medidor de equilíbrio é direcionada para cima, a outra para baixo, em direção à superfície da terra. O princípio de operação de um medidor de equilíbrio não sombreado é baseado no fato de que todos os tipos de radiação que chegam à superfície ativa (Y, /) e E a), são absorvidas pela superfície receptora enegrecida do dispositivo, voltada para cima, e todos os tipos de radiação que saem da superfície ativa (/? k, /? le E 3), absorvido pela placa virada para baixo. Cada placa receptora em si também emite radiação de onda longa, além disso, há troca de calor com o ar circundante e o corpo do aparelho. No entanto, devido à alta condutividade térmica do corpo, ocorre uma grande transferência de calor, o que não permite a formação de uma diferença significativa de temperatura entre as placas receptoras. Por esta razão, a auto-radiação de ambas as placas pode ser desprezada, e a diferença em seu aquecimento pode ser usada para determinar o valor do balanço de radiação de qualquer superfície no plano em que o medidor de balanço está localizado.

Como as superfícies receptoras do medidor de balança não são cobertas por uma cúpula de vidro (caso contrário, seria impossível medir a radiação de onda longa), as leituras deste dispositivo dependem da velocidade do vento, o que reduz a diferença de temperatura entre as superfícies receptoras. Por esta razão, as leituras do medidor de equilíbrio levam a condições calmas, tendo sido previamente medido a velocidade do vento ao nível do dispositivo.

Por registro automático medições, a corrente termoelétrica que surge nos dispositivos descritos acima é alimentada a um potenciômetro eletrônico de auto-gravação. As mudanças na intensidade da corrente são registradas em uma fita de papel em movimento, enquanto o actinômetro deve girar automaticamente para que sua parte receptora siga o Sol, e o piranômetro deve sempre ser protegido da radiação direta por uma proteção especial de anel.

As observações actinométricas, ao contrário das principais observações meteorológicas, são realizadas seis vezes por dia nos seguintes horários: 00:30, 06:30, 09:30, 12:30, 15:30 e 18:30. Como a intensidade de todos os tipos de radiação de ondas curtas depende da altura do Sol acima do horizonte, o tempo das observações é definido de acordo com tempo solar médio estações.

valores característicos. Os valores dos fluxos de radiação direta e total desempenham um dos papéis críticos em análise arquitetônica e climática. É com essa consideração que se conectam a orientação dos edifícios nas laterais do horizonte, seu planejamento espacial e solução colorística, layout interno, dimensões das aberturas de luz e várias outras características arquitetônicas. Portanto, a variação diária e anual dos valores característicos será considerada para esses valores de radiação solar.

Iluminação de energia radiação solar direta em um céu sem nuvens depende da altura do sol, das propriedades da atmosfera no caminho do raio do sol, caracterizada por fator de transparência(um valor que mostra qual fração da radiação solar atinge a superfície da Terra durante uma simples incidência de luz solar) e o comprimento desse caminho.

A radiação solar direta com céu sem nuvens tem uma variação diária bastante simples com um máximo por volta do meio-dia (Fig. 1.9). Como segue na figura, durante o dia, o fluxo de radiação solar primeiro rapidamente, depois aumenta mais lentamente do nascer ao meio-dia e lentamente no início, depois diminui rapidamente do meio-dia ao pôr do sol. As diferenças na irradiância do meio-dia de céu claro em janeiro e julho são principalmente devido a diferenças na altura do meio-dia do Sol, que é menor no inverno do que no verão. Ao mesmo tempo, nas regiões continentais, observa-se frequentemente uma assimetria da variação diurna, devido à diferença na transparência da atmosfera nos horários da manhã e da tarde. A transparência da atmosfera também afeta o curso anual dos valores médios mensais de radiação solar direta. A radiação máxima em um céu sem nuvens pode mudar por meses de primavera, uma vez que na primavera o teor de poeira e umidade da atmosfera são menores do que no outono.

5 1 , kW/m 2

b", kW/m2

Arroz. 1.9.

e em condições de nebulosidade média (b):

7 - na superfície perpendicular aos raios em julho; 2 - em uma superfície horizontal em julho; 3 - em uma superfície perpendicular em janeiro; 4 - em uma superfície horizontal em janeiro

A nebulosidade reduz a chegada da radiação solar e pode alterar significativamente seu curso diário, que se manifesta na proporção de somas horárias pré e pós-meio-dia. Assim, na maioria das regiões continentais da Rússia nos meses de primavera-verão, as quantidades horárias de radiação direta nas horas antes do meio-dia são maiores do que na tarde (Fig. 1.9, b). Isso é determinado principalmente pelo curso diário de nebulosidade, que começa a se desenvolver às 9-10 horas e atinge um máximo à tarde, reduzindo assim a radiação. A diminuição geral no influxo de radiação solar direta sob condições reais de nebulosidade pode ser muito significativa. Por exemplo, em Vladivostok, com seu clima de monções, essas perdas no verão chegam a 75%, e em São Petersburgo, mesmo em média por ano, as nuvens não transmitem 65% da radiação direta à superfície da Terra, em Moscou - cerca de metade.

Distribuição valores anuais a radiação solar direta sob nebulosidade média sobre o território da Rússia é mostrada na fig. 1.10. Em grande medida, esse fator, que reduz a quantidade de radiação solar, depende da circulação da atmosfera, o que leva a uma violação da distribuição latitudinal da radiação.

Como pode ser visto na figura, em geral, as quantidades anuais de radiação direta que chegam em uma superfície horizontal aumentam de latitudes altas para baixas de 800 para quase 3000 MJ/m 2 . Um grande número de nuvens na parte européia da Rússia leva a uma diminuição nos totais anuais em comparação com as regiões da Sibéria Oriental, onde, principalmente devido à influência do anticiclone asiático, os totais anuais aumentam no inverno. Ao mesmo tempo, a monção de verão leva a uma diminuição do influxo anual de radiação nas áreas costeiras do Extremo Oriente. A faixa de mudanças na intensidade do meio-dia da radiação solar direta no território da Rússia varia de 0,54-0,91 kW / m 2 no verão a 0,02-0,43 kW / m 2 no inverno.

radiação espalhada, chegar a uma superfície horizontal também muda durante o dia, aumentando antes do meio-dia e diminuindo depois (Fig. 1.11).

Como no caso da radiação solar direta, a chegada da radiação espalhada é afetada não apenas pela altura do sol e pela duração do dia, mas também pela transparência da atmosfera. No entanto, uma diminuição no último leva a um aumento na radiação espalhada (em contraste com a radiação direta). Além disso, a radiação espalhada depende muito da nebulosidade: sob nebulosidade média, sua chegada é mais que o dobro dos valores observados em céu claro. Em alguns dias, a nebulosidade aumenta esse número em 3-4 vezes. Assim, a radiação espalhada pode complementar significativamente a linha direta, especialmente em uma posição baixa do Sol.

Arroz. 1.10. Radiação solar direta que chega em uma superfície horizontal sob nebulosidade média, MJ / m 2 por ano (1 MJ / m 2 \u003d 0,278 kW h / m 2)

/), kW / m 2 0,3 g

• 0,2 -
• 0,1 -

4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 horas

Arroz. 1.11.

e sob condições médias de nebulosidade (b)

O valor da radiação solar espalhada nos trópicos é de 50 a 75% da direta; nas latitudes 50-60° aproxima-se de uma linha reta e nas altas latitudes excede a radiação solar direta durante quase todo o ano.

Um fator muito importante que influencia o fluxo de radiação espalhada é albedo superfície subjacente. Se o albedo for grande o suficiente, então a radiação refletida da superfície subjacente, espalhada pela atmosfera na direção oposta, pode causar um aumento significativo na chegada da radiação espalhada. O efeito é mais pronunciado na presença de cobertura de neve, que tem a maior refletividade.

Radiação total em um céu sem nuvens (possível radiação) depende da latitude do local, da altura do sol, das propriedades ópticas da atmosfera e da natureza da superfície subjacente. Em condições céu limpo tem um curso diário simples com um máximo ao meio-dia. A assimetria da variação diurna, característica da radiação direta, é pouco manifestada na radiação total, pois a diminuição da radiação direta devido ao aumento da turbidez atmosférica na segunda metade do dia é compensada pelo aumento da radiação espalhada devido à o mesmo fator. No curso anual, a intensidade máxima de radiação total com céu sem nuvens sobre a maior parte do território

O território da Rússia é observado em junho devido à altura máxima do sol ao meio-dia. No entanto, em algumas regiões essa influência é sobreposta pela influência da transparência atmosférica, e o máximo é deslocado para maio (por exemplo, na Transbaikalia, Primorye, Sakhalin e em várias regiões da Sibéria Oriental). A distribuição da radiação solar total mensal e anual em um céu sem nuvens é dada na Tabela. 1.9 e na fig. 1,12 como valores médios de latitude.

A partir da tabela e figura acima, pode-se ver que em todas as estações do ano, tanto a intensidade quanto a quantidade de radiação aumentam de norte a sul de acordo com a mudança na altura do sol. A exceção é o período de maio a julho, quando a combinação de um longo dia e a altura do sol fornece valores bastante altos de radiação total no norte e, em geral, no território da Rússia, o campo de radiação é turva, ou seja não tem gradientes pronunciados.

Tabela 1.9

Radiação solar total em uma superfície horizontal

com céu sem nuvens (kW h / m 2)

	Latitude geográfica, ° N
Setembro

Arroz. 1.12. Radiação solar total para uma superfície horizontal com céu sem nuvens em diferentes latitudes (1 MJ / m 2 \u003d 0,278 kWh / m 2)

Na presença de nuvens a radiação solar total é determinada não apenas pelo número e forma das nuvens, mas também pelo estado do disco solar. Com o disco solar translúcido através das nuvens, a radiação total, comparada com as condições sem nuvens, pode até aumentar devido ao crescimento da radiação espalhada.

Para condições de nebulosidade média, observa-se um curso diário completamente regular da radiação total: um aumento gradual do nascer ao meio-dia e uma diminuição do meio-dia ao pôr do sol. Ao mesmo tempo, o curso diário de nebulosidade viola a simetria do curso em relação ao meio-dia, característica de um céu sem nuvens. Assim, na maioria das regiões da Rússia, durante o período quente, os valores pré-meio-dia da radiação total são 3-8% superiores aos valores da tarde, com exceção das regiões de monções do Extremo Oriente, onde a proporção é invertido. No curso anual das somas mensais médias de longo prazo da radiação total, juntamente com o fator astronômico determinante, manifesta-se um fator de circulação (através da influência da nebulosidade), de modo que o máximo pode mudar de junho para julho e até maio ( Fig. 1.13).

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

m. Chelyuskin

Salekhard

Arkhangelsk

São Petersburgo

Petropavlovsk

Kamchatsky

Khabarovsk

Astracã

Arroz. 1.13. Radiação solar total em uma superfície horizontal em cidades individuais da Rússia sob condições reais de nebulosidade (1 MJ / m 2 \u003d 0,278 kW h / m 2)

5", MJ/m 2 700

Assim, a chegada real mensal e anual da radiação total é apenas uma parte do possível. Os maiores desvios de valores reais em relação aos possíveis no verão são observados no Extremo Oriente, onde a nebulosidade reduz a radiação total em 40-60%. Em geral, a receita anual total de radiação total varia ao longo do território da Rússia na direção latitudinal, aumentando de 2.800 MJ/m 2 nas costas dos mares do norte para 4.800-5.000 MJ/m 2 em regiões do sul Rússia - o norte do Cáucaso, a região do Baixo Volga, Transbaikalia e Primorsky Krai (Fig. 1.14).

Arroz. 1.14. Radiação total que entra em uma superfície horizontal, MJ/m 2 por ano

No verão, as diferenças na radiação solar total sob condições reais de nebulosidade entre cidades localizadas em diferentes latitudes não são tão “dramáticas” quanto pode parecer à primeira vista. Para a parte europeia da Rússia, de Astrakhan ao Cabo Chelyuskin, esses valores estão na faixa de 550-650 MJ/m 2 . No inverno, na maioria das cidades, com exceção do Ártico, onde noite polar, a radiação total é de 50-150 MJ/m 2 por mês.

Para comparação: os valores médios de calor para janeiro para 1 área urbana (calculado de acordo com dados reais para Moscou) variam de 220 MJ/m2 por mês em centros de desenvolvimento urbano urbano a 120-150 MJ/m2 em áreas interprincipais com desenvolvimento residencial de baixa densidade. Nos territórios das zonas de armazenamento industriais e comunais, o índice de calor em janeiro é de 140 MJ/m 2 . A radiação solar total em Moscou em janeiro é de 62 MJ/m 2 . Assim, em inverno devido ao uso da radiação solar, é possível cobrir não mais que 10-15% (levando em conta a eficiência dos painéis solares 40%) do valor calórico estimado do edifício densidade média mesmo em Irkutsk e Yakutsk, famosas por seu clima ensolarado de inverno, mesmo que seu território seja completamente coberto por painéis fotovoltaicos.

No verão, a radiação solar total aumenta de 6 a 9 vezes e o consumo de calor é reduzido em 5 a 7 vezes em comparação com o inverno. Os valores térmicos em julho diminuem para 35 MJ/m 2 ou menos em áreas residenciais e 15 MJ/m 2 ou menos em áreas industriais, ou seja, até valores que constituam não mais que 3-5% da radiação solar total. Portanto, no verão, quando a demanda por aquecimento e iluminação é mínima, há um excesso desse recurso natural renovável em toda a Rússia que não pode ser utilizado, o que mais uma vez coloca em dúvida a viabilidade do uso de painéis fotovoltaicos, pelo menos nas cidades e prédios de apartamentos.

O consumo de energia eléctrica (sem aquecimento e abastecimento de água quente), também associado à distribuição desigual da área total do edifício, densidade populacional e finalidade funcional dos vários territórios, encontra-se na

Calor - um indicador médio do consumo de todos os tipos de energia (eletricidade, aquecimento, abastecimento de água quente) por 1 m 2 da área do edifício.

casos de 37 MJ/m 2 por mês (calculado como 1/12 do valor anual) em áreas densamente construídas e até 10-15 MJ/m 2 por mês em áreas com baixa densidade de construção. Durante o dia e no verão, o consumo de eletricidade cai naturalmente. A densidade de consumo de eletricidade em julho na maioria das áreas de desenvolvimento residencial e misto é de 8-12 MJ/m 2 com radiação solar total sob condições reais de nebulosidade em Moscou cerca de 600 MJ/m 2 . Assim, para cobrir as necessidades no fornecimento de energia das áreas urbanas (por exemplo, Moscou), é necessário utilizar apenas cerca de 1,5-2% da radiação solar. O restante da radiação, se descartado, será redundante. Ao mesmo tempo, a questão do acúmulo e preservação da radiação solar diurna para iluminação à noite e à noite, quando as cargas nos sistemas de alimentação são máximas e o sol quase ou não brilha, continua a ser resolvida. Isso exigirá a transmissão de eletricidade por longas distâncias entre áreas onde o Sol ainda está alto o suficiente e aquelas onde o Sol já se pôs abaixo do horizonte. Ao mesmo tempo, as perdas de eletricidade nas redes serão comparáveis ​​às suas economias através do uso de painéis fotovoltaicos. Ou será necessário o uso de baterias de alta capacidade, cuja produção, instalação e posterior descarte exigirão custos de energia, que dificilmente serão cobertos pelas economias de energia acumuladas ao longo de todo o período de operação.

Outro fator, não menos importante, que torna duvidosa a viabilidade de mudar para painéis solares Como as fonte alternativa fornecimento de energia em escala de cidade é que, em última análise, a operação de células fotovoltaicas levará a um aumento significativo da radiação solar absorvida na cidade e, consequentemente, a um aumento da temperatura do ar na cidade em horário de verão. Assim, simultaneamente ao resfriamento devido aos fotopainéis e condicionadores de ar alimentados por eles, o ambiente interno aumento geral temperatura na cidade, o que acabará por anular todos os benefícios económicos e ambientais da poupança de electricidade através da utilização de painéis fotovoltaicos ainda muito caros.

Daqui resulta que a instalação de equipamentos de conversão da radiação solar em electricidade justifica-se numa lista muito limitada de casos: só no verão, apenas em regiões climáticas com tempo seco, quente, nublado, apenas em pequenas cidades ou aldeias de casas de campo e somente se essa eletricidade for utilizada para o funcionamento das instalações de ar condicionado e ventilação do ambiente interno dos edifícios. Em outros casos - outras áreas, outras condições urbanas e em outras épocas do ano - o uso de painéis fotovoltaicos e coletores solares para as necessidades de fornecimento de eletricidade e calor de edifícios comuns em cidades médias e grandes localizadas em clima temperado é ineficiente.

Significado bioclimático da radiação solar. O papel decisivo do impacto da radiação solar nos organismos vivos se reduz à participação na formação de seus balanços de radiação e calor devido à energia térmica nas partes visível e infravermelha do espectro solar.

Raios visíveis são de particular importância para os organismos. A maioria dos animais, como os humanos, são bons em distinguir a composição espectral da luz, e alguns insetos podem até ver na faixa ultravioleta. A presença de visão de luz e orientação de luz é um importante fator de sobrevivência. Por exemplo, em humanos, a presença da visão de cores é um dos fatores mais psicoemocionais e otimizadores da vida. Ficar no escuro tem o efeito oposto.

Como você sabe, as plantas verdes sintetizam matéria orgânica e, consequentemente, produzem alimentos para todos os outros organismos, incluindo os humanos. Este processo mais importante para a vida ocorre durante a assimilação da radiação solar, e as plantas usam uma certa faixa do espectro na faixa de comprimento de onda de 0,38 a 0,71 mícron. Essa radiação é chamada radiação fotossinteticamente ativa(PAR) e é muito importante para a produtividade das plantas.

A parte visível da luz cria luz natural. Em relação a isso, todas as plantas são divididas em amantes da luz e tolerantes à sombra. A iluminação insuficiente causa fraqueza do caule, enfraquece a formação de espigas e espigas nas plantas, reduz o teor de açúcar e a quantidade de óleos nas plantas cultivadas e dificulta o uso de nutrição mineral e fertilizantes.

Ação biológica raios infravermelhos consiste no efeito térmico quando são absorvidos pelos tecidos de plantas e animais. Ao mesmo tempo, muda energia cinética moléculas, há uma aceleração dos processos elétricos e químicos. Devido à radiação infravermelha, a falta de calor (especialmente em regiões de alta montanha e em altas latitudes) recebido por plantas e animais do espaço circundante é compensado.

Radiação ultravioleta sobre propriedades biológicas e o impacto em humanos é geralmente dividido em três áreas: área A - com comprimentos de onda de 0,32 a 0,39 mícron; região B, de 0,28 a 0,32 μm e região C, de 0,01 a 0,28 μm. A área A é caracterizada por um efeito biológico relativamente fraco. Causa apenas a fluorescência de várias substâncias orgânicas, em humanos contribui para a formação de pigmento na pele e eritema leve (vermelhidão da pele).

Os raios da área B são muito mais ativos. Diversas reações dos organismos à radiação ultravioleta, alterações na pele, sangue, etc. principalmente devido a eles. Um conhecido efeito formador de vitaminas da luz ultravioleta é que a ergosterona dos nutrientes é convertida em vitamina O, que tem um forte efeito estimulante no crescimento e no metabolismo.

Os raios da região C têm o efeito biológico mais poderoso sobre as células vivas.O efeito bactericida da luz solar se deve principalmente a eles. Em pequenas doses raios ultravioleta necessário para plantas, animais e humanos, especialmente crianças. No entanto, em em grande número os raios da região C são destrutivos para todos os seres vivos, e a vida na Terra só é possível porque essa radiação de ondas curtas é quase completamente bloqueada pela camada de ozônio da atmosfera. A solução da questão do impacto de doses excessivas de radiação ultravioleta na biosfera e nos seres humanos tornou-se especialmente relevante na décadas recentes devido ao esgotamento da camada de ozônio na atmosfera da Terra.

O efeito da radiação ultravioleta (UVR), que atinge a superfície da Terra, em um organismo vivo é muito diverso. Como mencionado acima, em doses moderadas, tem um efeito benéfico: aumenta a vitalidade, aumenta a resistência do corpo a doenças infecciosas. A falta de UVR leva a fenômenos patológicos, que são chamados de deficiência de UV ou fome de UV e se manifestam na falta de vitamina E, o que leva a uma violação do metabolismo fósforo-cálcio no corpo.

O excesso de RUV pode levar a consequências muito graves: a formação de câncer de pele, o desenvolvimento de outras formações oncológicas, o aparecimento de fotoceratite (“cegueira da neve”), fotoconjuntivite e até catarata; violação do sistema imunológico de organismos vivos, bem como processos mutagênicos em plantas; alteração nas propriedades e destruição de materiais poliméricos amplamente utilizados na construção e arquitetura. Por exemplo, a UVR pode descolorir as tintas de fachada ou levar à destruição mecânica do acabamento polimérico e dos produtos estruturais de construção.

Importância arquitetônica e construtiva da radiação solar. Os dados de energia solar são usados ​​no cálculo do balanço térmico de edifícios e sistemas de aquecimento e ar condicionado, na análise de processos de envelhecimento vários materiais, levando em consideração o efeito da radiação no estado térmico de uma pessoa, escolhendo a composição ideal de espécies de espaços verdes para plantar vegetação em uma área específica e muitos outros propósitos. A radiação solar determina o modo de iluminação natural da superfície da terra, cujo conhecimento é necessário ao planejar o consumo de eletricidade, projetar várias estruturas e organizar a operação de transporte. Assim, o regime de radiação é um dos principais fatores de planejamento urbano e arquitetura e construção.

A insolação dos edifícios é um dos condições essenciais higiene da edificação, portanto, a irradiação de superfícies com luz solar direta recebe atenção especial como importante fator ambiental. Ao mesmo tempo, o Sol não apenas tem um efeito higiênico no ambiente interno, matando patógenos, mas também afeta psicologicamente uma pessoa. O efeito de tal irradiação depende da duração do processo de exposição à luz solar, portanto, a insolação é medida em horas e sua duração é normalizada pelos documentos relevantes do Ministério da Saúde da Rússia.

Radiação solar mínima necessária, proporcionando condições confortáveis o ambiente interno dos edifícios, as condições de trabalho e descanso de uma pessoa, consiste na iluminação necessária das instalações de vida e trabalho, na quantidade de radiação ultravioleta necessária para o corpo humano, na quantidade de calor absorvida pelas cercas externas e transferida para os edifícios , proporcionando conforto térmico do ambiente interno. Com base nesses requisitos, as decisões arquitetônicas e de planejamento são tomadas, a orientação das salas de estar, cozinhas, utilidades e salas de trabalho é determinada. Com excesso de radiação solar, prevê-se a instalação de loggias, persianas, persianas e outros dispositivos de proteção solar.

Recomenda-se analisar as somas de radiação solar (direta e difusa) que chegam a superfícies de orientação variada (vertical e horizontal) de acordo com a seguinte escala:

• menos de 50 kW h / m 2 por mês - radiação insignificante;
• 50-100 kW h/m 2 por mês - radiação média;
• 100-200 kW h / m 2 por mês - alta radiação;
• mais de 200 kW h / m 2 por mês - excesso de radiação.

Com radiação insignificante, observada em latitudes temperadas principalmente nos meses de inverno, sua contribuição para o equilíbrio térmico dos edifícios é tão pequena que pode ser desprezada. Com radiação média em latitudes temperadas, há uma transição para a região de valores negativos​​do balanço de radiação da superfície terrestre e dos edifícios, estruturas, revestimentos artificiais, etc. localizados nela. Nesse sentido, eles começam a perder mais energia térmica no curso diário do que recebem calor do sol durante o dia. Essas perdas no equilíbrio térmico dos edifícios não são cobertas por fontes de calor internas (aparelhos elétricos, tubulações de água quente, liberação de calor metabólico de pessoas, etc.), e devem ser compensadas pela operação de sistemas de aquecimento - a estação de aquecimento começa .

Em condições de alta radiação e sob condições reais de nebulosidade, o fundo térmico da área urbana e o ambiente interno dos edifícios está na zona de conforto sem o uso de sistemas artificiais aquecimento e resfriamento.

Com o excesso de radiação nas cidades de latitudes temperadas, principalmente aquelas localizadas em clima temperado continental e acentuadamente continental, pode-se observar o superaquecimento das edificações, seus ambientes internos e externos no verão. Nesse sentido, os arquitetos se deparam com a tarefa de proteger o ambiente arquitetônico da insolação excessiva. Eles aplicam soluções apropriadas de planejamento de espaço, escolhem a orientação ideal dos edifícios nas laterais do horizonte, elementos arquitetônicos de proteção solar de fachadas e aberturas de luz. Se os meios arquitetônicos para proteger contra o superaquecimento não forem suficientes, haverá a necessidade de condicionamento artificial do ambiente interno dos edifícios.

O regime de radiação também afeta a escolha da orientação e as dimensões das aberturas de luz. Em baixa radiação, o tamanho das aberturas de luz pode ser aumentado para qualquer tamanho, desde que as perdas de calor através das cercas externas sejam mantidas em um nível que não exceda o padrão. Em caso de radiação excessiva, as aberturas de luz são de tamanho mínimo, atendendo aos requisitos de insolação e iluminação natural das instalações.

A leveza das fachadas, que determina sua refletividade (albedo), também é selecionada com base nos requisitos de proteção solar ou, inversamente, levando em consideração a possibilidade de absorção máxima da radiação solar em áreas com clima úmido frio e frio e com um nível médio ou baixo de radiação solar nos meses de verão. Para selecionar materiais de revestimento com base em sua refletividade, é necessário saber quanta radiação solar penetra nas paredes de edifícios de várias orientações e qual é a capacidade de vários materiais absorverem essa radiação. Como a chegada da radiação à parede depende da latitude do local e de como a parede está orientada em relação aos lados do horizonte, o aquecimento da parede e a temperatura no interior das instalações adjacentes a ela dependerão disso.

A capacidade de absorção de vários materiais de acabamento de fachada depende de sua cor e condição (Tabela 1.10). Se as somas mensais de radiação solar que entram nas paredes de várias orientações 1 e o albedo dessas paredes são conhecidas, então a quantidade de calor absorvida por elas pode ser determinada.

Tabela 1.10

absorção materiais de construção

Os dados sobre a quantidade de radiação solar incidente (direta e difusa) com um céu sem nuvens em superfícies verticais de várias orientações são fornecidos na Joint Venture "Construção Climatologia".

Nome do material e processamento	Característica superfícies	superfícies	Radiação absorvida,%
Concreto	Rude
		azul claro
		Cinza escuro
		Azulado
	Talhado
		Amarelado Castanho
	polido
	Limpo esculpido	cinza claro
	Talhado
Cobertura
Ruberoide		Castanho
Cink Steel		cinza claro
Telhas

Escolher os materiais e cores apropriados para a construção de envelopes, ou seja, alterando o albedo das paredes, é possível alterar a quantidade de radiação absorvida pela parede e, assim, reduzir ou aumentar o aquecimento das paredes pelo calor solar. Esta técnica é usada ativamente na arquitetura tradicional. varios paises. Todo mundo sabe disso cidades do sul diferem na cor geral da luz (branco com decoração colorida) da maioria dos edifícios residenciais, enquanto, por exemplo, as cidades escandinavas são principalmente cidades construídas com tijolos escuros ou usando tesa de cor escura para revestimento.

Calcula-se que 100 kWh/m 2 de radiação absorvida eleva a temperatura da superfície externa em cerca de 4°C. Essa quantidade de radiação, em média, por hora é recebida pelas paredes dos edifícios na maioria das regiões da Rússia, se estiverem orientadas para o sul e leste, bem como oeste, sudoeste e sudeste, se forem feitas de tijolos escuros e não rebocadas ou com reboco de cor escura.

Para passar da temperatura média mensal da parede sem levar em consideração a radiação para a característica mais comumente usada nos cálculos de engenharia térmica - a temperatura do ar externo, é introduzido um aditivo de temperatura adicional No, dependendo da quantidade mensal de radiação solar absorvida pela parede VC(Fig. 1.15). Assim, conhecendo a intensidade da radiação solar total que chega à parede e o albedo da superfície desta parede, é possível calcular a sua temperatura introduzindo uma correcção adequada à temperatura do ar.

VC, kWh/m2

Arroz. 1.15. Aumento da temperatura da superfície externa da parede devido à absorção da radiação solar

NO caso Geral a adição de temperatura devido à radiação absorvida é determinada sob outras condições iguais, i.e. à mesma temperatura do ar, umidade e resistência térmica da envolvente do edifício, independentemente da velocidade do vento.

Em tempo claro ao meio-dia, o sul, antes do meio-dia - sudeste e à tarde - as paredes do sudoeste podem absorver até 350-400 kWh / m 2 de calor solar e aquecer para que sua temperatura possa exceder 15-20 ° C do ar externo temperatura. Isso cria uma grande temperatura

confiança entre as paredes do mesmo edifício. Esses contrastes em algumas áreas se tornam significativos não apenas no verão, mas também na estação fria com clima ensolarado e com pouco vento, mesmo com temperaturas do ar muito baixas. As estruturas metálicas estão sujeitas a superaquecimento especialmente severo. Assim, de acordo com as observações disponíveis, em Yakutia, localizada em um clima temperado acentuadamente continental, caracterizado por tempo nublado no inverno e no verão, ao meio-dia com céu claro, as partes de alumínio das estruturas de fechamento e o telhado da UHE Yakutskaya calor até 40-50 ° C acima da temperatura do ar, mesmo em baixos valores deste último.

O superaquecimento de paredes isoladas devido à absorção de radiação solar deve ser previsto já na fase de projeto arquitetônico. Este efeito requer não só a proteção das paredes da insolação excessiva por métodos arquitetónicos, mas também a decisões de planejamento edifícios, o uso de sistemas de aquecimento de várias capacidades para fachadas orientadas de maneira diferente, a colocação no projeto de costuras para aliviar o estresse nas estruturas e a violação da estanqueidade das juntas devido às deformações de temperatura, etc.

Na tabela. 1.11 como exemplo, somas mensais de radiação solar absorvida em junho são fornecidas para vários objetos geográficos ex-URSS em determinados valores de albedo. Esta tabela mostra que, se o albedo da parede norte do edifício for 30% e o sul for 50%, em Odessa, Tbilisi e Tashkent eles aquecerão na mesma medida. Se em regiões do norte reduza o albedo da parede norte para 10%, então ela receberá quase 1,5 vezes mais calor do que a parede com 30% de albedo.

Tabela 1.11

Somas mensais de radiação solar absorvida por muros em junho em valores diferentes albedo (kW h / m 2)

Os exemplos acima, baseados em dados de radiação solar total (direta e difusa) contidos no Joint Venture "Construção Climatologia" e livros de referência climática, não levam em consideração a radiação solar refletida da superfície da Terra e objetos circundantes (por exemplo, edifícios existentes) chegando a várias paredes de edifícios. Depende menos de sua orientação, portanto, não é dada nos documentos normativos para construção. No entanto, esta radiação refletida pode ser bastante intensa e comparável em poder à radiação direta ou difusa. Portanto, no projeto arquitetônico, deve-se levar em consideração, calculando para cada caso específico.

Resposta de caucasiano[novato]
Radiação total - parte da radiação refletida e parte da radiação direta. Depende das nuvens e da cobertura de nuvens.

Resposta de Arman Shaysultanov[novato]
valor da radiação solar em saryarka

Resposta de Vova Vasiliev[novato]
Radiação solar - radiação eletromagnética e corpuscular do Sol

Resposta de Nasofaringe[ativo]
Radiação solar - radiação eletromagnética e corpuscular do Sol. radiação eletromagnética propaga na forma de ondas eletromagnéticas na velocidade da luz e penetra no atmosfera da Terra. A radiação solar atinge a superfície terrestre na forma de radiação direta e difusa.
Radiação solar - principal fonte energia para todos os processos físicos e geográficos que ocorrem na superfície da Terra e na atmosfera. A radiação solar é geralmente medida pela sua ação térmica e é expresso em calorias por unidade de superfície por unidade de tempo. No total, a Terra recebe do Sol menos de um bilionésimo de sua radiação.
A radiação solar total é medida em quilocalorias por centímetro quadrado.
Ao se deslocar de norte a sul, a quantidade de radiação solar recebida pelo território aumenta.
A radiação solar é a radiação de luz e calor do Sol.

TAREFA-RES

Como é determinada a quantidade total de energia irradiada por 1 m 2 da superfície em 1 segundo. RESPOSTA Como a quantidade total de energia emitida por 1 m 2 da superfície em 1 segundo é determinada E (T) \u003d aA 4

Onde a \u003d 5,67 10 -8 W / (m 2 K 4), T- a temperatura absoluta de um corpo completamente preto na escala Kelvin. Este padrão é chamado pela lei de radiação de Stefan-Boltzmann. foi estabelecido no século passado com base em inúmeras observações experimentais e Stefan, teoricamente fundamentado por L. Boltzmann, com base nas leis clássicas da termodinâmica e eletrodinâmica da radiação de equilíbrio, e mais tarde, no início do nosso século, descobriu-se que esta regularidade decorre da lei quântica de distribuição de energia no espectro de radiação de equilíbrio, derivada por M. Planck.

Método de cálculo para determinar o comprimento de onda λm, que representa a energia máxima de radiação de um corpo negroDe acordo com a lei de deslocamento de Wien, o comprimento de onda λm, que representa a energia máxima de radiação de um corpo negro, é inversamente proporcional à temperatura absoluta T:

A lei de distribuição do poder espectral da radiação de um corpo completamente negro foi estabelecida por Planck, é chamada por isso Lei da radiação de Planck. Esta lei estabelece que a potência de radiação em um intervalo de comprimento de onda unitário é determinada pela temperatura T corpo absolutamente preto: Além disso, A derivação desta fórmula, além da hipótese de equilíbrio termodinâmico da radiação, é baseada em sua natureza quântica, ou seja, a energia da radiação é somada da energia dos fótons individuais com a energia E h \u003d hv. Observe que ela representa a energia total irradiada por uma superfície unitária de um corpo completamente preto em um ângulo sólido de 2π em 1 segundo, em toda a faixa de frequência, e coincide com a lei de Stefan-Boltzmann

O método de cálculo para determinar a massa óptica da luz solar direta através da atmosfera A distância percorrida pela luz solar direta através da atmosfera depende do ângulo de incidência (ângulo zenital) e da altura do observador acima do nível do mar. céu sem nuvens, poeira ou poluição do ar. Como o limite superior da atmosfera não é exatamente definido, mais importante do que a distância percorrida é a interação da radiação com os gases e vapores atmosféricos.Um fluxo direto que normalmente passa pela atmosfera à pressão normal interage com uma certa massa de ar. Aumentar o comprimento do caminho com uma incidência oblíqua da viga.

Um fluxo direto, normalmente passando pela atmosfera à pressão normal, interage com uma certa massa de ar. Aumentar o comprimento do caminho com uma incidência oblíqua da viga.

massa óptica m = secθz:1-duração da corrida, aumentada por um fator t; 2-incidência normal Em um ângulo θ z , comparado ao caminho de incidência normal, é chamado massa óptica e é indicado pelo símbolo t. Da figura, sem levar em conta a curvatura da superfície da Terra, obtemos m=secθz.

Método de cálculo para determinar a intensidade da radiação solar cósmica (constante solar) S o recebido do Sol Raio da Terra R, e a intensidade da radiação solar cósmica (constante solar) S o, então a energia recebida do Sol é π R2 (1 - ρ 0)Então. Essa energia é igual à energia emitida em espaço Terra com emissividade ε = 1 e temperatura média T e, Consequentemente .

A distribuição espectral da radiação de longo comprimento de onda da superfície da Terra, observada do espaço, corresponde aproximadamente à distribuição espectral de um corpo negro a uma temperatura de 250 K. A radiação atmosférica se propaga tanto para a superfície da Terra quanto para direção oposta. A temperatura efetiva do corpo negro da Terra como radiador é equivalente à temperatura na qual as camadas externas da atmosfera irradiam, e não a superfície da Terra.

Método de cálculo para determinar o fluxo e a densidade da energia radiante do sol Em meteorologia, os fluxos de energia radiante são subdivididos em radiação de onda curta com comprimentos de onda de 0,2 a 5,0 µm e radiação de onda longa com comprimento de onda de 5,0 a 100 µm. Os fluxos de radiação solar de ondas curtas são divididos em: - direto;

- espalhado (difuso); - total. Energia solar W- chamada de energia transportada por ondas eletromagnéticas. A unidade de energia de radiação C no sistema internacional de unidades SI é de 1 joule. fluxo radianteФ e - que é determinado pela fórmula: F e \u003d W / t,

Onde C- energia de radiação ao longo do tempo t.

Assumindo W=1 j, t=1 s, obtemos: 1 SI (F e) \u003d 1 J / 1 seg \u003d 1 W. Densidade de fluxo radiante radiação ( fluxo de radiação I) que é definido pela fórmula: onde F e é o fluxo de radiação incidente uniformemente na superfície S.

Assumindo F e \u003d 1 W, S \u003d 1 m 2, nós achamos: 1 SI (E e) \u003d 1 W / 1 m 2 \u003d 1 W / m 2.

Fórmula de cálculo radiação solar direta e total

Radiação solar direta-I p representa o fluxo de radiação proveniente do disco solar e medido em um plano perpendicular aos raios do sol. A radiação direta que chega a uma superfície horizontal (S ") é calculada pela fórmula:

S" \u003d I p sin h, Onde hé a altura do sol acima do horizonte. O actinômetro Savinov-Yanishevsky é usado para medir a radiação solar direta. Radiação solar dispersa (D) - chamada de radiação que chega em uma superfície horizontal de todos os pontos do firmamento, com exceção do disco do Sol e da zona quase solar com um raio de 5 0, como resultado do espalhamento da radiação solar por moléculas gases atmosféricos, gotas de água ou nuvens de cristal de gelo e particulas solidas suspenso na atmosfera. Radiação solar total Q- inclui radiação incidente em um plano horizontal, de dois tipos: direta e difusa. Q=S"+D(4.7) A radiação total que atingiu a superfície da Terra é absorvida principalmente na camada superior e fina do solo ou da água e passa para o calor, sendo parcialmente refletida.

Determinar os principais pontos da esfera celeste Esfera celestial é uma esfera imaginária de raio arbitrário. Seu centro, dependendo do problema a ser resolvido, é combinado com um ou outro ponto no espaço. A linha de prumo cruza a superfície da esfera celeste em dois pontos: na parte superior Z - zênite - e na parte inferior Z "- nadir Pontos básicos e círculos na esfera celeste

Determine as coordenadas celestes do SunBasic os círculos em relação aos quais o lugar do Sol (luminárias) é determinado são o horizonte verdadeiro e o celeste coordenadas do meridiano são Altura do sol (h) e seu azimute (A) .A posição aparente do Sol em qualquer ponto da Terra é determinada por esses dois ângulos Sistema de coordenadas horizontais Altura h do Sol acima do horizonte – o ângulo entre a direção do Sol a partir do ponto de observação e o plano horizontal que passa por este ponto. Azimute A do Sol - o ângulo entre o plano meridiano e o plano vertical traçado através do ponto de observação e o Sol. Ângulo Zênite Z - o ângulo entre a direção do zênite (Z) e a direção do Sol. Este ângulo é complementar à altura do solstício. h + z = 90. Quando a terra está de frente para o sol lado sul, o azimute é zero e a altura é máxima. Daí vem o conceito meio-dia, que é considerado como o início da hora de contagem regressiva do dia (ou a segunda metade do dia).

Técnica de cálculo para determinar o tempo solar angular (ângulo horário do Sol) Tempo solar angular (ângulo horário do Sol) τ - representa o deslocamento angular do Sol a partir do meio-dia (1 h corresponde a π/12 alegre, ou deslocamento angular de 15°). O deslocamento para o leste do sul (ou seja, o valor da manhã) é considerado positivo. O ângulo horário do Sol τ varia entre os planos do meridiano local e do meridiano solar. Uma vez a cada 24 horas, o Sol entra no plano meridional. rotação diáriaÂngulo da hora terrestre τ muda durante o dia de 0 a 360 o ou 2π rad (radiano), em 24 horas, assim, a Terra, movendo-se ao longo da órbita, gira em torno de seu eixo com uma velocidade angular Se tomarmos o tempo solar de meio-dia verdadeiro, correspondente ao momento de passagem do Sol pelos planos do meridiano local, então podemos escrever: , saudação ou alegre

Método de cálculo para determinar a declinação do sol declinação Sol - o ângulo entre a direção do Sol e o plano equatorial é chamado de declinação δ e é uma medida da variação sazonal. A declinação é geralmente expressa em radianos (ou graus) ao norte ou ao sul do equador. Medido de 0° a 90° (positivo ao norte do equador, negativo ao sul) A terra gira em torno do sol em um ano. Direção eixo da terra permanece fixo no espaço em um ângulo δ 0 \u003d 23,5 °à normal ao plano rotação, norte hemisfério δ muda suavemente de δ 0 = + 23,5 ° durante o solstício de verão para δ 0 = -23,5 ° durante o solstício de inverno. saudação

Onde P- dia do ano ( n= 1 corresponde a 1º de janeiro). Nos equinócios δ = 0 , e os pontos do nascer e do pôr do sol estão localizados estritamente na linha do horizonte E-W. Assim, a trajetória do Sol ao longo da esfera celeste não é uma curva fechada, mas é uma espécie de espiral esférica, enfiada em superfície lateral esferas dentro da banda - .

Durante o semestre de verão, de 21 de março a 23 de setembro, o Sol está acima do plano equatorial no hemisfério celeste norte. Durante o semestre de inverno, de 23 de setembro a 21 de março, o Sol está abaixo do plano equatorial no hemisfério celeste sul.

A fonte mais importante da qual a superfície da Terra e a atmosfera recebem energia térmica é o Sol. Ele envia uma quantidade colossal de energia radiante para o espaço do mundo: térmica, luz, ultravioleta. As ondas eletromagnéticas emitidas pelo Sol se propagam a uma velocidade de 300.000 km/s.

O aquecimento da superfície terrestre depende do ângulo de incidência dos raios solares. Todos os raios do sol atingem a superfície da Terra paralelamente uns aos outros, mas como a Terra tem uma forma esférica, os raios do sol caem em diferentes partes de sua superfície em ângulos diferentes. Quando o Sol está em seu zênite, seus raios caem verticalmente e a Terra se aquece mais.

A totalidade da energia radiante enviada pelo Sol é chamada radiação solar,é geralmente expresso em calorias por área de superfície por ano.

A radiação solar determina o regime de temperatura da troposfera aérea da Terra.

Deve-se notar que a quantidade total de radiação solar é mais de dois bilhões de vezes a quantidade de energia recebida pela Terra.

A radiação que atinge a superfície da Terra consiste em direta e difusa.

A radiação que chega à Terra diretamente do Sol na forma de luz solar direta em um céu sem nuvens é chamada direto. Ele carrega a maior quantidade de calor e luz. Se nosso planeta não tivesse atmosfera, a superfície da Terra receberia apenas radiação direta.

No entanto, ao passar pela atmosfera, cerca de um quarto da radiação solar é espalhada por moléculas de gás e impurezas, desviando-se do caminho direto. Alguns deles atingem a superfície da Terra, formando radiação solar espalhada. Graças à radiação espalhada, a luz também penetra em locais onde a luz solar direta (radiação direta) não penetra. Essa radiação cria a luz do dia e dá cor ao céu.

Radiação solar total

Todos os raios do sol que atingem a terra são radiação solar total ou seja, a totalidade da radiação direta e difusa (Fig. 1).

Arroz. 1. Radiação solar total por ano

Distribuição da radiação solar sobre a superfície da Terra

A radiação solar é distribuída de forma desigual sobre a Terra. Depende:

1. na densidade e umidade do ar - quanto mais altas, menos radiação a superfície terrestre recebe;

2. da latitude geográfica da área - a quantidade de radiação aumenta dos pólos para o equador. A quantidade de radiação solar direta depende do comprimento do caminho que os raios do sol percorrem na atmosfera. Quando o Sol está em seu zênite (o ângulo de incidência dos raios é de 90°), seus raios atingem a Terra pelo caminho mais curto e emitem sua energia intensivamente para uma pequena área. Na Terra, isso ocorre na faixa entre 23° N. sh. e 23°S sh., ou seja, entre os trópicos. À medida que você se afasta desta zona para o sul ou norte, o comprimento do caminho dos raios do sol aumenta, ou seja, o ângulo de sua incidência na superfície da Terra diminui. Os raios começam a cair sobre a Terra em um ângulo menor, como se estivessem deslizando, aproximando-se da linha tangente na região dos polos. Como resultado, o mesmo fluxo de energia é distribuído por uma área maior, de modo que a quantidade de energia refletida aumenta. Assim, na região do equador, onde os raios do sol incidem sobre a superfície da terra em um ângulo de 90°, a quantidade de radiação solar direta recebida pela superfície da terra é maior e, à medida que você se move em direção aos pólos, essa quantidade é acentuadamente reduzido. Além disso, a duração do dia em diferentes épocas do ano também depende da latitude da área, que também determina a quantidade de radiação solar que entra na superfície da Terra;

3. do movimento anual e diário da Terra - nas latitudes médias e altas, o influxo de radiação solar varia muito ao longo das estações, o que está associado a uma mudança altura do meio-dia Sol e duração do dia;

4. sobre a natureza da superfície da Terra - quanto mais brilhante a superfície, mais luz solar ela reflete. A capacidade de uma superfície de refletir a radiação é chamada de albedo(de lat. brancura). A neve reflete a radiação especialmente fortemente (90%), a areia é mais fraca (35%), o chernozem é ainda mais fraco (4%).

Superfície da Terra, absorvendo a radiação solar (radiação absorvida), aquece e irradia calor para a atmosfera (radiação refletida). As camadas inferiores da atmosfera retardam em grande parte a radiação terrestre. A radiação absorvida pela superfície da Terra é gasta no aquecimento do solo, do ar e da água.

A parte da radiação total que permanece após reflexão e radiação térmica a superfície da Terra é chamada equilíbrio de radiação. O balanço de radiação da superfície da Terra varia durante o dia e as estações do ano, mas na média do ano tem um valor positivo em todos os lugares, com exceção dos desertos gelados da Groenlândia e da Antártida. O balanço de radiação atinge seus valores máximos em baixas latitudes (entre 20°N e 20°S) - acima de 42*10 2 J/m 2 , em uma latitude de cerca de 60° em ambos os hemisférios diminui para 8*10 2 - 13 * 10 2 J/m 2.

Os raios do sol cedem até 20% de sua energia para a atmosfera, que é distribuída por toda a espessura do ar e, portanto, o aquecimento do ar causado por eles é relativamente pequeno. O sol aquece a superfície da Terra, que transfere calor ar atmosféricoà custa convecção(de lat. convecção- entrega), ou seja, o movimento vertical do ar aquecido na superfície da terra, no lugar do qual mais de ar frio. É assim que a atmosfera recebe a maior parte de seu calor - em média, três vezes mais do que diretamente do Sol.

A presença de dióxido de carbono e vapor de água não permite que o calor refletido da superfície da Terra escape livremente para o espaço sideral. Eles criam Efeito estufa, devido ao qual a queda de temperatura na Terra durante o dia não excede 15 ° C. Na ausência de dióxido de carbono na atmosfera, a superfície da Terra esfriaria 40-50°C durante a noite.

Como resultado do crescimento da escala da atividade econômica humana - a queima de carvão e petróleo em usinas termelétricas, as emissões empresas industriais, um aumento nas emissões de automóveis - o teor de dióxido de carbono na atmosfera está aumentando, o que leva a um aumento do efeito estufa e ameaça as mudanças climáticas globais.

Os raios do sol, tendo passado pela atmosfera, caem na superfície da Terra e a aquecem, e isso, por sua vez, emite calor para a atmosfera. Isso explica característica saliente troposfera: diminuição da temperatura do ar com a altura. Mas há momentos em que as camadas superiores da atmosfera são mais quentes que as inferiores. Tal fenômeno é chamado inversão de temperatura(de lat. inversio - virar).