Составляющие излучения

Солнечная энергия достигает атмосферы в виде направленного потока солнечного космического излучения. На поверхности Земли регистрируется как прямой поток, так и рассеянное атмосферой излучение.

Солнечная деятельность характеризуется приблизительными показателями, составляющими схему теплового баланса Земли (рис. 1.6).

Суммарная солнечная радиация включает в себя два вида излучения, падающего на горизонтальную плоскость – прямое и рассеянное (см.рис. 1.7).

Соотношение между прямой, рассеянной и суммарной радиацией имеет вид

, (1.7)

где - прямая солнечная радиация на поверхность перпендикулярную солнечным лучам;

прямая солнечная радиация на горизонтальную поверхность;

рассеянная солнечная радиация на горизонтальную поверхность;

- высота Солнца над горизонтом.

1 — преобразуется в энергию ветра (2,5%); 2 — преобразуется

в энергию морских течений (0,04%); 3 — падает на поверхность

океана (33%); 4 — падает на сушу (15%); 5 — усваивается

растениями (0,12%)

Рисунок 1.6 - Распределение лучистой энергии Солнца

Рисунок 1.7 - Поступление солнечного излучения

на земную поверхность

Рисунок 1.8 - Составляющие суммарной солнечной

радиации на наклонную поверхность

На практике прямые лучи от диффузной составляющей отличаются тем, что направленный поток может быть сфокусирован. Даже в ясный день имеется некоторое количество рассеянного излучения. Отношение интенсивности направленного потока к полной интенсивности излучения меняется от 0.9 в ясный день до 0 в очень пасмурный день.

Прямой солнечной радиацией называют радиацию, приходящую к

земной поверхности непосредственно от солнечного диска. Несмотря на то,

что солнечная радиация распространяется от Солнца по всем направлениям,

к Земле она приходит в виде пучка параллельных лучей, исходящих как бы

из бесконечности. Приток прямой солнечной радиации на земную поверхность или на любой уровень в атмосфере характеризуется энергетической освещенностью - количеством лучистой энергии, поступающей за единицу времени на единицу площади. Максимальный приток прямой солнечной радиации будет поступать на площадку, перпендикулярную солнечным лучам. Во всех остальных случаях энергетическая освещенность будет определяться высотой Солнца, или синусом угла, который образует солнечный луч с поверхностью площадки

S’=S sin hc (1.8)

В общем случае S (энергетическая освещенность площадки единичной

площади, перпендикулярной солнечным лучам) равно So. Поток прямой

солнечной радиации, приходящийся на горизонтальную площадку, называется инсоляцией.

Рисунок 1.9 – Прохождение солнечных лучей сквозь

земную атмосферу

Проходя через атмосферу, прямая солнечная радиация испытывает рас сеяние молекулами атмосферных газов и аэрозольных примесей (рис.1.9). При рассеянии частица, находящаяся на пути распространения электромагнитной волны, непрерывно поглощает энергию и переизлучает ее по всем направлениям. В результате поток параллельных солнечных лучей, идущих в определенном направлении, переизлучается по всем направлениям.

Рассеяние происходит на всех длинах волн электромагнитного излучения, но его интенсивность определяется соотношением размера рассеивающих

частиц и длин волн падающего излучения. В абсолютно чистой атмосфере,

где рассеяние производится только молекулами газов, размеры которых

меньше длин волн излучения, оно подчиняется закону Рэлея, который гласит,

что спектральная плотность энергетической освещенности рассеянной радиации обратно пропорциональна четвертой степени длины волны рассеиваемых лучей

Dλ=a Sλ /λ4 (1.9)

где Sλ - спектральная плотность энергетической освещенности прямой

радиации с длиной волны λ,

Dλ - спектральная плотность энергетической освещенности рассеянной радиации с той же длиной волны,

а - коэффициент пропорциональности.

В соответствии с законом Рэлея, в рассеянной радиации преобладают более короткие длины волн, так как красные лучи, будучи в два раза длиннее фиолетовых, рассеиваются в 14 раз меньше.

Инфракрасная радиация рассеивается очень незначительно. Считают, что рассеянию подвергается около 26% общего потока солнечной радиации, 2/3 этой радиации приходит к земной поверхности. Так как рассеянная радиация поступает не от солнечного диска, а от всего небосвода, то ее

энергетическую освещенность измеряют на горизонтальной поверхности.

Единицей измерения энергетической освещенности рассеянной радиации

является Вт/м2 или кВт/м2.

Если рассеяние происходит на частицах, соизмеримых с длинами волн

излучения (аэрозольные примеси, кристаллы льда и капельки воды), то

рассеяние не подчиняется закону Рэлея и энергетическая освещенность рассеянной радиации становится обратно пропорциональной не четвертой, а меньшим степеням длин волн - т.е. максимум рассеяния смещается в более

длинноволновую часть спектра. При большом содержании в атмосфере

крупных частиц рассеяние сменяется диффузным отражением, при котором

поток света отражается частицами как зеркалами, без изменения спектрального состава. Поскольку падает белый свет, то и отражается тоже поток белого света. В результате цвет неба становится белесым.

С рассеянием связаны два интересных явления - это голубой цвет неба и

сумерки. Голубой цвет неба - это цвет самого воздуха, обусловленный

рассеянием в нем солнечных лучей. Так как в чистом небе рассеяние

подчиняется закону Рэлея, то максимум энергии рассеянной радиации,

идущей от небесного свода, приходится на голубой цвет. Голубой цвет

воздуха можно видеть, рассматривая отдаленные предметы, которые кажутся

окутанными голубоватой дымкой. С высотой, по мере уменьшения плотности воздуха, цвет неба становится темнее и переходит в густо-синий, а в стратосфере - в фиолетовый. Чем больше примесей содержится в атмосфере, тем больше доля длинноволновой радиации в спектре солнечного

света, тем белесоватее становится небо.

Из-за рассеяния наиболее коротких волн прямая солнечная радиация

обедняется волнами этого диапазона, поэтому максимум энергии в прямой

радиации смещается в желтую часть и солнечный диск окрашивается в

желтый цвет. При низких углах Солнца рассеяние происходит очень

интенсивно, смещаясь в длинноволновую часть электромагнитного спектра,

особенно при загрязненной атмосфере. Максимум прямой солнечной

радиации смещается в красную часть, солнечный диск становится красным, и

возникают яркие желто-красные закаты.

После захода Солнца темнота наступает не сразу, аналогично утром, на

земной поверхности становится светло за некоторое время до появления

солнечного диска. Это явление неполной темноты при отсутствии солнечного диска получило название сумерек вечерних и утренних.

Причиной этого является освещение Солнцем, находящимся под горизонтом, высоких слоев атмосферы и рассеяние ими солнечного света. Различают астрономические сумерки, которые продолжаются, пока Солнце не опустится ниже горизонта на 180 и при этом станет так темно, что будут различимы самые слабые звезды. Первая часть вечерних астрономических сумерек и последняя часть утренних астрономических сумерек называется гражданскими сумерками, при которых Солнце опускается под горизонт не ниже 80. Продолжительность астрономических сумерек зависит от широты местности. Над экватором они короткие, до 1 часа, в умеренных широтах составляют 2 часа. В высоких широтах в летний сезон вечерние сумерки сливаются с утренними, образуя белые ночи.

Поток прямой солнечной радиации зависит от высоты Солнца над горизонтом. Поэтому в течение дня поток солнечной радиации сначала

быстро, потом медленно нарастает от восхода Солнца до полудня и сначала

медленно, потом быстро уменьшается от полудня до захода Солнца. Но

прозрачность атмосферы в течение дня меняется, поэтому кривая дневного хода прямой радиации не плавная, а имеет отклонения. Но в среднем за

длительный период наблюдений изменения радиации в течение дня приобретают вид плавной кривой. В течение года энергетическая освещенность прямой солнечной радиации для основной части поверхности Земли существенно меняется, что связано с изменениями высоты Солнца.

Для северного полушария минимальные значения как прямой радиации на перпендикулярную поверхность, так и инсоляции приходятся на декабрь, максимальные - не на летний период, а на весну, когда воздух менее замутнен продуктами конденсации и мало запылен. Средняя полуденная энергетическая освещенность в Москве в декабре составляет 0,54, апреле 1,05, июне-июле 0,86-0,99 кВт/м2. Суточные же значения прямой радиации максимальны летом, при максимальной продолжительности солнечного сияния.

Максимальные значения прямой солнечной радиации мало растут с

убыванием широты, несмотря на рост высоты Солнца. Это связано с тем, что

в южных широтах возрастает влагосодержание и запыленность воздуха.

Поэтому на экваторе максимальные значения составляют чуть больше

максимумов умеренных широт. Наибольшие на Земле годовые значения

прямой солнечной радиации наблюдаются в Сахаре - до 1,10 кВт/м².

Сезонные различия прихода прямой радиации следующие. В летний

период наибольшие значения прямой солнечной радиации наблюдаются под

30-40⁰ широты летнего полушария, к экватору и к полярным кругам значения

прямой солнечной радиации уменьшаются. К полюсам для летнего полушария уменьшения прямой солнечной радиации небольшие, в зимнем - она становится равной нулю. Весной и осенью максимальные значения прямой солнечной радиации наблюдаются на 10-20⁰ весеннего полушария и 20-30⁰ -осеннего. Только зимняя часть приэкваториальной зоны получает

максимальные для данного периода значения прямой солнечной радиации.

С высотой над уровнем моря максимальные значения радиации возрастают вследствие уменьшения оптической толщины атмосферы: на каждые 100 метров высоты величина радиации в тропосфере возрастает на

0,007-0,14 кВт/м2. Максимальные значения радиации, зафиксированные в

горах, составляют 1,19 кВт/м2.

Рассеянная радиация, поступающая на горизонтальную поверхность, также меняется в течение дня: возрастает до полудня и уменьшается после

полудня. Величина потока рассеянной радиации в целом зависит от продолжительности дня и высоты Солнца над горизонтом, а также прозрачности атмосферы (уменьшение прозрачности приводит к увеличению рассеяния). Кроме того, рассеянная радиация в очень широких пределах меняется в зависимости от облачности. Отраженная облаками радиация также рассеивается. Рассеивается и отраженная снегом радиация, что увеличивает ее долю зимой. Рассеянная радиация при средней облачности более чем в два раза превосходит ее значения в безоблачный день.

Рассеянная радиация может существенно дополнять прямую радиацию,

особенно при низком Солнце. Вследствие рассеянного света вся атмосфера

днем служит источником освещения: днем светло и там, куда солнечные лучи непосредственно не падают, и тогда, когда Солнце скрыто облаками.

Рассеянная радиация увеличивает не только освещенность, но и нагревание земной поверхности. Величины рассеянной радиации в общем меньше, чем прямой, но порядок величин тот же. В тропических и средних широтах величина рассеянной радиации составляет от половины до двух третей значений прямой радиации. На 50-60⁰ их значения близки, а ближе к полюсам рассеянная радиация преобладает.

Всю солнечную радиацию, приходящую к земной поверхности, называют суммарной солнечной радиацией.

Q = S sin hc + D (1.10)

где S - энергетическая освещенность прямой радиации,

hc - высота Солнца,

D - энергетическая освещенность рассеянной радиации.

При безоблачном небе суммарная солнечная радиация имеет суточный

ход с максимумом около полудня и годовой ход с максимумом летом.

Частичная облачность, не закрывающая диск Солнца, увеличивает суммарную радиацию по сравнению с безоблачным небом, полная облачность, наоборот, уменьшает ее. В среднем же, облачность уменьшает радиацию. Поэтому летом приход суммарной радиации в дополуденные часы больше, чем в послеполуденные и в первую половину года больше, чем во вторую.

Распределение значений суммарной радиации по земному шару отклоняется от зонального, что объясняется влиянием прозрачности атмосферы и облачности. Максимальные годовые значения суммарной радиации составляют 84*10² – 92*10² МДж/м² и наблюдаются в пустынях Северной Африки. Над областями приэкваториальных лесов с большой облачностью значения суммарной радиации снижены до 42*10² – 50*10² МДж/м². К более высоким широтам обоих полушарий значения суммарной радиации убывают, составляя под 60-й параллелью 25*10² – 33*10² МДж/м². Но затем снова растут - мало над Арктикой и значительно - над Антарктидой, где в центральных частях материка составляют 50*10² – 54*10² МДж/м². Над океанами в целом значения суммарной радиации ниже, чем над соответствующими широтами суши.

Рисунок 1.10 - Распределение солнечной радиации

на поверхности Земли, кВтч/г

В декабре наибольшие значения суммарной радиации отмечаются в пустынях Южного полушария (8*10² – 9*10² МДж/м2). Над экватором

значения суммарной радиации снижаются до 3*10² – 5*10² МДж/м². В Северном полушарии радиация быстро убывает к полярным районам и за

полярным кругом равна нулю. В Южном полушарии суммарная радиация

убывает к югу до 50-60⁰ ю.ш. (4*10² МДж/м²), а затем возрастает до 13*10²

МДж/м² в центре Антарктиды.

В июле наибольшие значения суммарной радиации (свыше 9*10² МДж/м²) наблюдаются над северо-восточной Африкой и Аравийским полуостровом. Над экваториальной областью значения суммарной радиации невысоки и равны декабрьским. К северу от тропика суммарная радиация убывает медленно до 60⁰с.ш., а затем возрастает до 8*10² МДж/м² в Арктике.

В южном полушарии суммарная радиация от экватора быстро убывает к югу, достигая нулевых значений у полярного круга.

При поступлении на поверхность суммарная радиация частично поглощается в верхнем тонком слое почвы или воды и переходит в тепло, а

частично отражается. Условия отражения солнечной радиации от земной

поверхности характеризуются величиной альбедо, равной отношению

отраженной радиации к приходящему потоку (к суммарной радиации).

А = Qотр / Q (1.11)

Теоретически значения альбедо могут меняться от 0 (абсолютно черная

поверхность) до 1 (абсолютно белая поверхность). Имеющиеся материалы

наблюдений показывают, что величины альбедо подстилающих поверхностей меняются в широких пределах, причем их изменения охватывают почти полностью возможный интервал значений отражательной способности различных поверхностей. В экспериментальных исследованиях найдены значения альбедо почти для всех распространенных естественных подстилающих поверхностей. Эти исследования прежде всего показывают, что условия поглощения солнечной радиации на суше и на водоемах заметно различаются. Наибольшие значения альбедо наблюдаются для чистого и сухого снега (90-95%). Но так как снежный покров редко бывает совершенно

чистым, то средние значения альбедо снега в большинстве случаев равны 70-

80%. Для влажного и загрязненного снега эти значения еще ниже - 40-50%.

При отсутствии снега наибольшие альбедо на поверхности суши свойственны некоторым пустынным районам, где поверхность покрыта слоем кристаллических солей (дно высохших озер). В этих условиях альбедо имеет значение 50%. Немногим меньше значения альбедо в песчаных пустынях. Альбедо влажной почвы меньше альбедо сухой почвы. Для влажных черноземов значения альбедо составляют предельно малые величины - 5%. Альбедо естественных поверхностей со сплошным растительным покровом изменяется в сравнительно небольших пределах - от 10 до 20-25%. При этом альбедо леса (особенно хвойного) в большинстве случаев меньше, чем альбедо луговой растительности.

Условия поглощения радиации на водоемах отличаются от условий

поглощения на поверхности суши. Чистая вода сравнительно прозрачна для

коротковолновой радиации, вследствие чего солнечные лучи, проникающие в

верхние слои, многократно рассеиваются и только после этого в значительной мере поглощаются. Поэтому процесс поглощения солнечной радиации зависит от высоты Солнца. Если оно стоит высоко - значительная часть приходящей радиации проникает в верхние слои воды и, в основном,

поглощается. Поэтому альбедо водной поверхности составляет первые

единицы процента при высоком Солнце, а при низком Солнце альбедо

возрастает до нескольких десятков процентов.

Альбедо системы «Земля-атмосфера» имеет более сложную природу.

Приходящая в атмосферу солнечная радиация частично отражается в результате обратного рассеивания атмосферы. При наличии облаков значительная часть радиации отражается от их поверхности. Альбедо облаков зависит от толщины их слоя и составляет в среднем 40-50%. При полном или частичном отсутствии облаков альбедо системы «Земля-атмосфера» существенно зависит от альбедо самой земной поверхности.

Характер географического распределения планетарного альбедо по наблюдениям со спутников показывает существенные различия между альбедо высоких и средних широт Северного и Южного полушарий. В тропиках наибольшие значения альбедо наблюдаются над пустынями, в зонах конвективной облачности над Центральной Америкой и над акваториями океанов. В Южном полушарии, в отличие от Северного, наблюдается зональный ход альбедо вследствие более простого распределения суши и моря. Наиболее высокие значения альбедо находятся в полярных широтах.

Преобладающая часть радиации, отраженной земной поверхностью и

верхней границей облаков, уходит в мировое пространство. Также уходит и

треть рассеянной радиации. Отношение уходящей в космос отраженной и

рассеянной радиации к общему количеству солнечной радиации, поступающей к атмосфере, носит название планетарного альбедо Земли или альбедо Земли. Его значение оценивают в 30%. Основную часть планетарного альбедо составляет радиация, отраженная облаками.

1 – распределение коротковолнового излучения Солнца; 2 - распределение длинноволнового излучения Земли

Рисунок 1.11 - Спектральное распределение коротковолнового и

длинноволнового излучений

На рис.1.11 показано спектральное распределение коротковолнового излучения Солнца и длинноволнового излучения Земли. На рис. 1.9 процессы происходящие при прохождение солнечного излучения сквозь атмосферу годовой радиационный баланс Земли.

Радиационный баланс, который приведен на рисунке 1.12, отнесен к 100 % солнечной радиации, приходящей на верх­нюю границу атмосферы.

а — коротковолновая солнечная радиация;

б — длинноволновая радиация Земли

Рисунок 1.12 - Годовой радиационный баланс Земли

1 .5 Геометрия Земли и Солнца.

Земля обращается за 24 ч вокруг своей оси (рис.1.13), которая обозначена точками северного и южного полюсов N и S. Ось перпендикулярна экваториальной плоскости Земли. На рис. 1.13 точка С - центр Земли. Точка Р на поверхности Земли характеризуется широтой j и долготой y. Величина j положительна для точек, лежащих севернее экватора, отрицательна- для точек южнее экватора. Долгота y положительна к востоку от Гринвича (Великобритания). Вертикальная плоскость, построенная с севера на юг через точку Р - локальная меридиальная плоскость. Точки Е и G на рис. 1.13 – точки на экваторе, имеющие те же долготы, что и точка Р и Гринвич соответственно.

Для расчетов количества поступающей солнечной энергии необходимо знать углы падения солнечных лучей на наклонную и горизонтальную поверхности в данной точке. Положение некоторой точки А на земной поверхности определяется тремя основными углами - широтой j, склонением d и часовым углом w (рис.1.14).

Широта j - это угол между линией, соединяющей точку А с центром Земли и ее проекцией на плоскость экватора.

Часовой угол w - это угол, измеренный в экваториальной плоскости между проекцией линии АО и проекцией линии, соединяющей центры Земли и Солнца. Угол w = 0 в солнечный полдень (при совпадении декретного и солнечного времени).

Склонение Солнца d - это угол между линией, соединяющей центры Земли и Солнца, и ее проекцией на плоскость экватора.

Рисунок 1.13 - Схема обращения Земли вокруг своей оси

Один раз каждые 24 ч Солнце попадает в меридиальную плоскость. Это – полдень по солнечному времени для всех точек, имеющих данную долготу. Полдень по солнечному времени не обязательно совпадает с двенадцатью часами, поскольку часы показывают так называемое декретное время, установленное единым для больших пространств местности в пределах 15^о долготы, называемых часовыми поясами. Перевод часов на “летнее время”

1- экваториальная плоскость; 2 – меридиальная плоскость

Рисунок 1.14 - Схема определения широты j и долготы y

означает, что солнечное и декретное время могут различаться более чем на 1 ч. Более того, эллиптичность земной орбиты приводит к тому, что период между солнечными полднями составляет не точно 24ч, хотя в среднем этот интервал составляет 24,0000 ч. Поправка не превышает 15 мин. Часовой угол w в точке Р есть угол, на который Земля поворачивается с момента солнечного полдня. Так как Земля поворачивается на (360^о/24 ч)=15^о за 1ч, то часовой угол определяется выражением

w = (15^оч^-1)(t_solar –12 ч) = (15^оч^-1)×(t_zone-12ч)+w_eq+(y₀ - y_zone), (1.12)

где t_solar и t_zone- соответственно локальное солнечное и декретное время, (в часах);

y_0.- долгота, на которой находится Солнце, когда t_zone соответствует полдню (когда солнечное и декретное время совпадают).

Малым поправочным членом w_eq чаще всего можно пренебречь. Согласно (1.12) угол w положителен вечером и отрицателен в утренние часы.

Для определение времени истинного солнечного полдня, т.е. времени, когда наступает полдень и Солнце находится точно на юге, необходимо знать уравнение времени (положительная или отрицательная поправка, которую нужно добавить или вычесть из среднего солнечного времени, показываемого равномерно идущими часами). В табл. 1.1 приведены месячные изменения угла склонения Солнца и уравнение времени.

Таблица 1.1 - Месячные колебания угла склонения Солнца и уравнение времени

Дата	Угол склонения Солнца	Уравнение времени
21 декабря	- 23^027^/	+ 1^/ 32^//
15 января	- 21^017^/	- 9^/ 00^//
15 февраля	- 12^0 58^/	- 14^/ 30^//
15 марта	- 2^0 23^/	- 9^/ 30^//
21 марта		- 7^/ 19^//
15 апреля	+ 9^0 33^/	-0^/ 30^//
15 мая	+18^0 44^/	+ 4^/ 00^//
15 июня	+23^0 17^/	0 00
21 июня	+23^0 27^/	- 1^/ 48^//
15 июля	+21^0 37^/	- 5^/ 30^//
15 августа	+14^0 15^/	- 4^/ 30^//
15 сентября	+ 3^0 17^/	+ 4^/ 30^//
21 сентября		+ 7^/ 30^//
15 октября	- 8^0 18^/	+ 14^/ 00^//
15 ноября	-18^0 20^/	+ 15^/ 30^//
15 декабря	-23^0 15^/	+ 5^/ 00^//

Еще одна поправка вводится, чтобы перейти от времени, показываемого часами в конкретном пункте, к среднему солнечному времени в этом же пункте. Земной шар делится на временные пояса, в каждом из которых имеется центральная долгота, от которой ведется отсчет времени и на которой среднее солнечное время и время на часах совпадают. Для любой местности к востоку или западу от этой центральной долготы в пределах данного часового пояса в показаниях часов необходимо вводить поправку, равную 4 мин на 1⁰ долготы (так как время полного оборота Земли вокруг оси (360⁰) составляет 24 часа). Если местности находится к западу от центральной долготы, эта величина должна прибавляться к времени на часах, чтобы получить местное среднее солнечное время, а если к востоку, то вычитываться. Если проводится перевод часов на летнее или зимнее время, то необходимо учитывать среднее солнечное время для центрального меридиана.

Земля вращается вокруг Солнца за год. Направление земной оси остается фиксированным в пространстве под углом d_о=23,5^о к нормали к плоскости вращения (рис. 1.15).

Видимое движение Солнца по небосводу обусловлено суточным вращением Земли вокруг своей оси (за 24 ч). Суточные изменения траектории движения от дня ко дню вызываются годичным вращением Земли вокруг Солнца (за 365 дней).Для многих целей проектирования необходимо учитывать положение Солнца на определенный день и час.

Рисунок 1.15 - Схема вращения Земли вокруг Солнца

(сплошная линия на поверхности Земли – экватор)

Ось Земли наклонена по отношению к плоскости эклиптики, которая проходит через Солнце и экватор, на 23.5⁰. Этот наклон обусловливает изменение количества приходящей радиации, продолжительности дня и смену сезонов. Если бы ось составляла с плоскостью эклиптики прямой угол, то на протяжении всего года на Земле наблюдались бы одинаковые условия.

Видимое движение Солнца по небосводу можно наблюдать ежедневно; оно проходит через зенит (высота 90⁰) в полдень на экваторе 21 сентября и 21 марта (дни равноденствий, т.е. когда продолжительность дня и ночи равны), 21 июня (летнее солнцестояние) – через тропик Рака (23.5⁰ с.ш.), а 21 декабря (зимнее солнцестояние) – через тропик Козерога (23.5⁰ ю.ш.). Это происходит также благодаря наклону оси вращения Земли на 23.5⁰.

Дни равноденствий существуют на всех широтах, и в эти дни Солнце встает точно на востоке и садится точно на западе. В северном полушарии продолжительность дня возрастает от декабря к июню и уменьшается от июня к декабрю, в южном – наоборот.

Угол склонения меняется с изменением даты, меняется и орбитальная скорость Земли, перемещающейся по эллипсу вокруг Солнца. Таким образом, часы, идущие равномерно, покажут время, несколько отличающееся от истинного солнечного времени, определенного, например, по солнечным часам.

Угол между направлением к Солнцу и экваториальной плоскостью называется склонением d и является мерой сезонных изменений. Склонение есть широта точки, для которой Солнце находится в зените в полдень по солнечному времени. Как следует из рис. 1.16, в северном полушарии d плавно меняется от d_о= + 23,5^о в период летнего солнцестояния до d_о= - 23,5^о в период зимнего солнце стояния. Оно равно нулю в дни весеннего и осеннего равноденствия. Аналитически получено (формула Купера)

d = d_о sin [360^o (284 +n)/365], (1.13)

где n – день года (n=1 соответствует 1 января).

Продолжительность дня между восходом и закатом Солнца определяется следующим образом:

Тс = (2|15)cos^-1(- tg j tgd). (1.14)

На широте 48^о, например, Тс меняется от 16 ч в период летнего солнцестояния до 8 ч в период зимнего солнцестояния.

В полярных широтах (|j|>66,5^o) значение |tgj tgd| близко к единице. В этих случаях Тс = 24ч (летом) или Тс = 0 (зимой)(см. рис.24.).

Склонение Солнца d, продолжительность светового дня Тс и время захода (восхода) Солнца можно также определить при помощи номограммы, приведенной на рис. 1.17.

Рисунок 1.16 - Схема освещения поверхности Земли солнечным

излучением в различные времена года

Рисунок 1.17 - Определение склонения Солнца d, продолжительности

светового дня Тс и время захода (восхода)

.

Дата добавления: 2015-08-18