LEK 4


Чтобы посмотреть презентацию с картинками, оформлением и слайдами, скачайте ее файл и откройте в PowerPoint на своем компьютере.
Текстовое содержимое слайдов презентации:

Сонячна, земна та атмосферна радіаціяСонячна радіаціяІнтенсивність сонячної радіаціїПоглинання сонячної радіації в атмосфері ЗемліЯвища, пов’язані із розсіюванням радіаціїПрилади для вимірювання сонячної радіації Енергія, яку випромінює Сонце, називається сонячною радіацією. Електромагнітна радіація, або просто електромагнітне випромінювання є особливою формою матерії, що відрізняється від речовини. До неї належать: гама-промені, рентгенівські, ультрафіолетові, інфрачервоні промені, видиме світло та радіохвилі, які не сприймаються людським оком. 1. Сонячна радіація Спектр хвильового випромінювання Сонця поділяється на ряд областей:гама-промені ( < 10 5 мкм );рентгенівське випромінювання (105 << 10 2 мкм);ультрафіолетова радіація (0,01 <  < 0,39 мкм);видиме світло (0,39 <  < 0,75 мкм);інфрачервона радіація (0,76 <  < 3000 мкм);радіохвильове випромінювання ( > 0,3 см). Предметом вивчення в метеорології є теплова енергія 3-5. В інтервалах довжин хвиль від 0,1 до 4мкм є 99% усієї енергії сонячної радіації. Усього лише 1% енергії залишається на радіацію з меншими та довшими хвилями. Тому сонячну радіацію умовно називають короткохвильовою радіацією. Максимум випромінювання Сонця спостерігається за довжини хвилі 0,4738мкм. Радіацію, яка надходить до земної поверхні безпосередньо від сонячного диску, називають прямою сонячною радіацією. Притік прямої сонячної радіації (густина потоку) на земну поверхню називають інтенсивністю радіації. Вона характеризу-ється кількістю променевої енергії, що надходить за одиницю часу (1хв.) на одиницю площі (1см2), перпендикулярної до сонячних променів.2. Інтенсивність сонячної радіації Потік сонячної радіації на горизонтальну поверхню називають інсоляцією. Інтенсивність радіації, яка припадає на одиницю горизонтальної поверхні, буде меншою. Кількість сонячної радіації, яка надходить до верхньої межі земної поверхні за одиницю часу на одиничну поверхню, перпендикулярну до сонячних променів, при середній відстані від Землі до Сонця, називається сонячною сталою. Багаторічні вимірювання показали, що її величина становить 1,37кВт/м2 із можливими відхиленнями, пов’язаними із коливаннями активності Сонця, не більше як 2%. 3. Поглинання сонячної радіації в атмосфері Землі Розсіюванням називається часткове перетворення радіації в таку, що розповсюджується за всіма напрямками. Описується законом Релея:і = а λ4 ІІ – потік прямої радіації; а – коефіцієнт пропорційності, який залежить від кількості молекул газу в одиниці об’єму; λ – довжина хвилі радіації, і – потік розсіяної радіації. отже: В атмосфері Землі поглинається невелика частка сонячної радіації, в основному інфрачервоної та ульрафіолетовоїв атмосфері засвоюється 15-20 % радіації, яка надходить від Сонця на верхню межу атмосфериОсновними газами-поглиначами є: Н2О, О3, СО2, О2, а також домішки (пил, краплі хмар і туманів) Розсіюється в атмосфері близько 25% енергії сонячного проміння, близько 2/3 її досягає земної поверхні Величина відбитої радіації залежить від особливостей земної поверхні. Відношення кількості відбитої радіації до сумарної радіації називається альбедо - виражають в частках одиниці або у відсотках і характеризує відбивну здатність різних ділянок земної поверхні. Альбедо різних ділянок земної поверхні залежить від їх виду, кольору і вологості, стану рослинного покриву тощо. Альбедо водної поверхні дуже залежить від висоти Сонця: коли Сонце в зеніті, А=2%, коли його висота 450 – 5%, за висоти 50 – 35%. Тому середні значення альбедо Світового океану змінюється від 6% в екваторіальних широтах до 15 – 20% у високих 4.1. Блакитний колір неба: чим менша довжина хвилі світлового променя, ти сильніше розсіюється на молекулах повітря це випромінювання. Отже, найсильніше розсіюються фіолетові і сині промені. Оскільки енергія блакитних променів є більшою від енергії фіолетових, цим пояснюється колір небосхилу.4. Явища, пов’язані із розсіюванням радіації Із висотою при зменшенні густини повітря відповідно зменшенні кількості часточок, що розсіюють радіацію колір неба переходить у густо-синій, а в стратосфері – у фіолетовий і далі – чорно-фіолетовий і чорний. 4.2. Зміна забарвлення прямого сонячного світла: внаслідок розсіювання знижується енергія найбільш короткохвильових сонячних променів видимої частини спектру (блакитних, синіх, фіолетових). Тому пряме сонячне світло, що залишилося після розсіювання набуває жовтуватого кольору. Чим більший шлях проходять ці промені в атмосфері (Сонце заходить за горизонт), тим червонішого кольору вони набуватимуть. Ось чому на горизонті Сонце ми бачимо майже червоним. 4.3. Розсіяне світло в денні часи: розсіювання сонячної радіації в атмосфері породжує розсіяне світло в денні часи і тому вся атмосфера вдень є джерелом освітлення. При відсутності атмосфери ясно було б тільки там, куди потрапляли прямі сонячні промені. 4.4. Сутінки: причиною сутінок (вечірніх і ранішніх) є освітлення Сонцем, яке вже знаходиться під горизонтом, високих шарів атмосфери. Завдяки цьому поверхня Землі, яка знаходиться в тіні, освітлюється розсіяними сонячними променями у верхніх шарах атмосфери. Розрізняють астрономічні і громадянські сутінки. Астрономічні – сонце під (або над) горизонт на 18О. Громадянські визначаються можливістю здійснювати роботу на відкритій місцевості без штучного освітлення. Білі ночі – злиття переходу вечірніх сутінок в ранішні. 4.5. Зоря – різнокольорові забарвлення неба при сутінках. Причиною цього є, що прямі сонячні промені стають багатші на червоні, оранжеві і жовті промені. Відповідно забарвлюється і небосхил. Радіаційний баланс – це різниця між надходженням та витратою сонячної, земної та атмосферної радіації В=І´+і-R+Еа-Ез І´ - інсоляція і – розсіяна Р R – відбита Р Еа – в-ня атмосфери Ез – в-ня Землі5. Радіаційний баланс земної поверхні {5C22544A-7EE6-4342-B048-85BDC9FD1C3A}Радіаційнийбаланс та його складовіМісяціРік010203040506070809101112І 10516329732747855756649941126492753834І´255413019329735634429720510525172048і 719617222628530229323917612263502095Q9615030241958265863753638122788674143R5971807110111711310980462933909А, %61472617191818202121334922В-178105197293327327247155590-131689Середні місячні та річні величини складових радіаційного балансу в Києві, МДж/м2 Річні величини радіаційного балансу поверхні суходолу змінюються від значень менше -200 МДж/м2 в Антарктиді до 3700-4000 МДж/м2 в тропічних широтах. Радіаційний баланс поверхні океанів значно більший. На межі плаваючої криги він становить 600-800 МДж/м2, а найбільше його значення 5800 МДж/м2 в середині тропічних широт океанів. Радіаційний баланс переходить від нічних від’ємних значень до денних додатних після сходу Сонця при його висоті 10-15О. АктинометрПіранометр альбедометр Геліограф – для реєстрації тривалості сонячного сяйва6. Прилади для вимірювання сонячної радіації Призначений для вимірювання інтенсивності прямої сонячної радіації. Принцип дії полягає фіксацією гальванометром термоелектричного струму, що виникає від різниці температур затемненої і незатемненої частин срібної фольгиАктинометр Призначений для вимірювання інтенсивності сумарної, розсіяної і відбитої короткохвильової радіації. Чорні і білі поля по різному поглинають енергію Сонця. Гальванометром визначається різниця температур. Для вимірювання розсіяної радіації використовують диск – затемнювач.Піранометр Призначений для вимірювання інтенсивності сумарної, розсіяної і відбитої короткохвильової радіації в польових умовах. Альбедометр

Приложенные файлы

  • pptx 18814116
    Размер файла: 1 MB Загрузок: 0

Добавить комментарий