Баганов Є.О. Конспект лекцій з дисципліни Джерела енергії на Землі

Подождите немного. Документ загружается.

Кафедра енергетики та електротехніки Джерела енергії на Землі

К.т.н., доц. Є.О. Баганов

(3)

де Н

сер

- середнє значення щільності потоку радіації на горизонтальному

поверхні в розглянутий період часу (наприклад, за місяць); Н'

, - щільність

потоку радіації на горизонтальній поверхні в ясні дні у той же період часу; п

— середньодобове число годин сонячного сяйва в той же період часу; N -

максимальне добове число годин сонячного сяйва в той же період часу;

Значення постійних a’ і b’ визначені поруч авторів шляхом статистичної

обробки радіаційних даних і даних про сонячне сяйво для тих самих станцій і

моментів часу. Фриц приводить значення a’ = 0,35 і b’ = 0,61. Значення Н'

використовувані в рівнянні (3), можуть бути визначені по графіках:

Дані по сонячній радіації в ясні дні на горизонтальній поверхні для різних

широт

Необхідно знати також тривалість дня; її можна визначити із зенітного

кута Сонця для горизонтальної поверхні:

Для θ

=90

- годинний кут сходу (заходу) Сонця

Тоді тривалість світлового дня:

N =

Кафедра енергетики та електротехніки Джерела енергії на Землі

К.т.н., доц. Є.О. Баганов

Основні труднощі рішення рівняння (3) пов'язана з невизначеністю

величин Н'

, і n/N. Точність визначення другої величини залежить від

вимірювальної апаратури (запису реєстраторів сонячного сяйва можуть по

різному інтерпретуватися), у той час як невизначеність першої пов'язана з

неможливістю точного визначення структури ясного дня. Пізніше Пейдж і ін.

модифікували цей метод, увівши в рівняння щільність позаатмосферної

сонячної радіації на горизонтальній поверхні:

де Н

- щільність потоку позаатмосферної сонячної радіації для тієї ж самої

місцевості, усереднена за розглянутий період часу; а, b - видозмінені постійні

залежно від координат місцевості.

Льоф і ін. запропонували ряд значень постійних а й b для різних

місцевостей і кліматичних зон.

можна розрахувати по співвідношенню

Однак використання цієї енергії для виробництва електрики у великих

розмірах пов'язано з великими труднощами, головні з яких - низька щільність

сонячної радіації на поверхні землі й переривчастий характер її надходження

(нічний час доби, хмарність, похмурі дні). Відомі шляхи подолання цих

перешкод - створення акумуляторів енергії й комбінованих сонячно-

паливних або сонячно

-атомних енергосистем, а також застосування

пристроїв, що концентрують сонячну енергію, що підвищують її щільність.

На жаль, ці рішення не знайшли широкого застосування особливо в країнах,

розташованих у високих широтах, через неконкурентоспроможність із

традиційними електростанціями.

Кафедра енергетики та електротехніки Джерела енергії на Землі

К.т.н., доц. Є.О. Баганов

Лекція 4

Енергетичний потенціал сонячного випромінювання

(продовження). Розсіяне випромінювання

Перші спроби пояснити синій колір неба відносяться до 16 в. Леонардо

да Вінчі пояснював синявий небесного зводу тим, що біле повітря на

темному тлі світового простору здається синім. Л. Ейлер уважав (1762), що

"самі частки повітря мають синюватий відтінок і в спільній масі

створюють

інтенсивну синь". На початку 18 ст. І. Ньютон пояснював колір неба

інтерференційним відбиттям сонячного світла від дрібних крапель води,

завжди зважених у повітрі. В 1809 французький фізик Д. Араго відкрив, що

світло неба сильно поляризоване.

Перше правильне пояснення синього кольору неба дав англійський

фізик Релей (Дж. У. Стрет) (1871, 1881). По теорії Релея кольорові

промені,

що утворюють сонячний спектр, розсіюються молекулами повітря

пропорційно λ

-4

(де λ — довжина світлової хвилі). Сині промені розсіюються,

приблизно, в 16 разів сильніше, ніж червоні. Тому колір неба (розсіяне

сонячне світло) — синій, а колір Сонця (пряме сонячне світло), коли воно

низько над обрієм і промені його проходять великий шлях в атмосфері, —

червоний. При цьому розсіяне світло повинно бути сильно поляризоване, а

під кутом 90° від напрямку на Сонце поляризація повинна бути повної.

В атмосфері завжди ширяє як би мережа із дрібних порошин і крапель,

особливо густа в нижніх приземних шарах. Це атмосферний аерозоль, що і є

головною причиною мутності повітря. Він зменшує дальність видимості в

реальній атмосфері, у порівнянні з ідеальної, приблизно в

20 разів. Крім

аерозолю, велику роль в оптичних явищах в атмосфері грають водяна пара,

вуглекислий газ і озон, хоча вони становлять усього декілька % від об'єму

газів, з яких складається повітряна суміш. Тільки ці гази поглинають сонячне

й земне випромінювання й самі випромінюють радіацію.

Телуричні лінії (від лат. tellus, род. п. telluris - Земля),

лінії поглинання

Кафедра енергетики та електротехніки Джерела енергії на Землі

К.т.н., доц. Є.О. Баганов

в спектрах космічних джерел випромінювання, що виникають при

проходженні випромінювання крізь земну атмосферу. За утворення

телуричних ліній відповідальні головним чином молекули N

, О

, Н

О.

У розсіюванні світла в атмосфері вирішальне значення має аерозоль.

Німецький фізик Г. Мі (1908) побудував теорію розсіювання світла часткою

довільного розміру.

Проходження сонячного випромінювання через атмосферу Землі.

Інтенсивне поглинання рентгенівського й жорсткого ультрафіолетового

випромінювання молекулярним азотом, а також атомарним і молекулярним

киснем починається вже на висотах близько 1000 км, через що

температура в

термосфері, досягає 1000 К. На рівні мезопаузи (висота 90-100 км) уже

практично повністю поглинене все сонячне випромінювання з довжинами

хвиль коротше 0,1 мкм. У мезосфері молекули кисню й озону практично

повністю поглинають сонячне випромінювання з довжинами хвиль коротше

0,2 мкм. У стратосфері, в основному, на висотах 25-30 км молекулами озону

й вуглекислого газу

цілком поглинається випромінювання з довжинами

хвиль коротше 0,3 мкм. У нижніх шарах атмосфери й у тропосфері

поглинання викликається хмарами, аерозолем і атмосферним розсіюванням.

Таким чином, поглинання сонячного короткохвильового випромінювання

поверхнею Землі підтримує на постійному рівні середньорічну її

температуру, що у свою чергу забезпечує її випромінювання в

довгохвильовій частині спектра з максимумом близько

10 мкм.

Розподіл температури в тропосфері визначається її тепловою взаємодією

з поверхнею, що підстилає, і конвекційним переносом прихованого і явного

тепла по висоті й горизонталі. Тропосфера прогрівається за рахунок

конвекційного й турбулентного теплообміну з поверхнею, поглинання

довгохвильового випромінювання поверхні Землі, а також за рахунок

поглинання тепла, що виділяється при конденсації в

атмосфері різних парів.

Вміст вуглекислого газу СО

становить усього 0,03%, так що основним

Кафедра енергетики та електротехніки Джерела енергії на Землі

К.т.н., доц. Є.О. Баганов

поглиначем теплового інфрачервоного випромінювання є пари води Н

О, на

які припадає ~ 0,1 %. Поглинання цих газів забезпечує збільшення

температури на 40 К. Ефективність процесів, мвочевидь, залежить від

кількості й непрозорості структурних утворень (наприклад, хмар), швидкості

конвекційного переносу тепла, перепадів температури й особливо від

динамічних переміщень повітряних мас (атмосферна циркуляція,різні типи

вітрів і т.п.). Тому парниковий ефект, що грає дуже

важливу роль у

формуванні місцевих особливостей клімату й сильно залежний від багатьох

факторів, призводить до надзвичайного різноманіття кліматичних і погодних

умов на Землі.

Наявність в атмосфері вуглекислого газу підсилює парниковий ефект

на нашій планеті. Він проявляється не так сильно, як на Венері, але все-таки

піднімає середню температуру на Землі

від мінус 23 до плюс 15 градусів за

Цельсієм.

Дифузійне випромінювання неба це сонячне випромінювання, що

сягає земної поверхні після того, як воно було розсіяно на молекулах або

твердих частинках у атмосфері. Із усього світла, що залишає пряме

випромінювання Сонця в атмосфері (близько 25% від падаючого

випромінювання, коли Сонце перебуває високо в небі),

біля двох третин в

остаточному підсумку досягає Землі, як дифузійне випромінювання неба.

Основні механізми розсіювання світла в атмосфері (розсіяння Релея,

розсіяння Мі) є пружними, тобто при розсіюванні в атмосфері практично не

відбувається поглинання енергії; основний ефект розсіювання —

просторовий перерозподіл випромінювання.

Чому небо синє?

Небо виглядає синім, тому що повітря розсіює

світло з короткою

довжиною хвилі сильніше за довгохвильове випромінювання. Оскільки синій

колір перебуває на короткохвильовому кінці видимого спектра, він більше

Кафедра енергетики та електротехніки Джерела енергії на Землі

К.т.н., доц. Є.О. Баганов

розсіюється в атмосфері, ніж червоний. Завдяки цьому, якщо подивитися на

ділянку неба поза Сонцем, ми побачимо блакитне світло — результат

розсіювання сонячного випромінювання. Під час заходу Сонця і світанку,

світло проходить по дотичній до земної поверхні, так що шлях, що

пройдений світлом в атмосфері, стає набагато більше, ніж удень. Через це

більша

частина синього й навіть зеленого світла залишає пряме сонячне

світло в результаті розсіювання, завдяки чому, пряме світло Сонця, а також

освітлювані їм хмари й небо поблизу обрію, офарблюються в червоні

кольори.

Розсіяння і поглинання — головні причини затухання світла в

атмосфері. Розсіювання змінюється як функція від відношення діаметра

частинки, що розсіює,

до довжини хвилі світла. Коли це відношення менше

1/10, виникає Релеєвське розсіяння, при якому коефіцієнт розсіювання

обернено пропорційний четвертому ступеню довжини хвилі. При більших

значеннях відношення діаметра частинки до довжини хвилі розсіювання

змінюється відповідно до теорії Мі; коли ж це відношення більше 10,

починають працювати закони геометричної оптики.

Релеєвське розсіювання

— розсіювання світла без зміни довжини хвилі

(також має назву пружного розсіювання) на частках, неоднорідностях або

інших об'єктах, коли частота світла, що розсіюється, істотно менше власної

частоти об'єкта, що розсіює, або системи. Еквівалентне формулювання -

розсіювання світла на об'єктах, розміри яких менше його довжини хвилі.

Для розсіювання на осциляторі

маси m, із зарядом q і власною

частотою ν

перетин розсіювання σ

пропорційно четвертого ступеня частоти

світла, що розсіюється ν:

Залежність вивів британський фізик Джон Релей у 1871 р.

Кафедра енергетики та електротехніки Джерела енергії на Землі

К.т.н., доц. Є.О. Баганов

Перетин σ

залежить від кута розсіювання θ між напрямками падаючої

і розсіяної хвиль:

Розсіяна хвиля лінійно поляризована уздовж напрямку, перпендикулярному

площині, що проходить через напрямки поширення падаючої і розсіяної

хвиль. При розсіюванні на сферичних частинках (неоднорідностях) ступінь

поляризації p для неполяризованого падаючого світла дорівнює:

При наближенні частоти падаючого світла до власної частоти частки,

що розсіює, релеєвське розсіювання переходить у томсонівське (сферичне).

Релеївським розсіюванням сонячного світла на неоднорідностях

атмосфери (флуктуаційні неоднорідності щільності повітря) пояснюється

блакитний колір неба й кольори заходу Сонця (селективне розсіювання).

Розсіювання Мі

При розсіюванні на молекулах та дуже маленьких частинках (< 1/10

довжини хвилі) має місце переважно розсіювання Релея. Для частинок з

розмірами, більшими за довжину хвилі, має місце переважно розсіювання Мі.

Це розсіювання має вигляд пелюстка антени, з витягнутим та більш

інтенсивним переднім пелюстком для великих частинок

Кафедра енергетики та електротехніки Джерела енергії на Землі

К.т.н., доц. Є.О. Баганов

Розсіювання Мі слабко залежить від довжини хвилі і проявляється у

білому сяйві навколо Сонця, внаслідок присутності розмаїття частинок у

повітрі. Воно також обумовлює біле світло у тумані або димі.

Порівняння розсіянь Мі та Релея

Ефект Тиндаля

Розсіювання Тиндаля — розсіювання

світла при проходженні світлового пучка

через оптично неоднорідне середовище.

Зазвичай спостерігається у вигляді світного

конуса (конус Тиндаля), видимого на

темному тлі. Характерний для розчинів

колоїдних систем (наприклад, золів металів, розведених латексів,

тютюнового диму), у яких частинки й оточуюче їх середовище різняться по

показнику заломлення.

Кафедра енергетики та електротехніки Джерела енергії на Землі

К.т.н., доц. Є.О. Баганов

Нейтральні точки.

Невеликі ділянки небесного зводу, у напрямку яких розсіяне сонячне

світло неполяризоване. В ідеальній релеєвській атмосфері таких точок було б

дві: співпадаюча із сонячним диском і діаметрально йому протилежна

(антисолярна). Внаслідок багаторазового розсіювання й розсіювання на

великих частинках у реальній атмосфері виявляється три Н. Т. у вертикальній

площині, що

проходить через зеніт, спостерігача й Сонце. Це: Точка Араго,

названа на честь відкривача, це точка, що на 15°-20° вище анти солярної

точки. Але вона розташована вище в туманному повітрі. Тому, по діапазону її

зміни визначають ступінь мутності атмосфери.

• Точка Бабіне, відкрита Бабіньє в 1840, розташована на 15°-20°

градусів вище Сонця, але її важко спостерігати через близькість

сонячного світла.

• Точка Брюстера, відкрита Брюстером в 1840, розташована на 15°-20°

нижче Сонця, але її важко спостерігати через близькість сонячного

світла.

У міру наближення Сонця до обрію відстань точки Араго від

антисолярної точки поступово зменшується, а відстані точок Бабіне й

Брюстера від Сонця поступово збільшуються. При знаходженні Сонця в

зеніті точки Бабіне й Брюстера зливаються

з ним. Зі зростанням мутності

повітря відстані Н. Т. від сонця або від антисолярної точки ростуть.

Випромінювання на поверхні Землі

Щільність потоку й спектр сонячного випромінювання на поверхні

Землі залежить від висоти Сонця над обрієм, від висоти місцевості над

рівнем моря, від стану атмосфери й оптичних властивостей самої поверхні.

Висота

Сонця над обрієм визначає довжину шляху променів в

атмосфері, для визначення якої уведена спеціальна величина, називана

оптичною масою атмосфери m. Одиничній атмосферній масі відповідає

шлях, пройдений сонячними променями при вертикальному падінні до рівня

Кафедра енергетики та електротехніки Джерела енергії на Землі

К.т.н., доц. Є.О. Баганов

моря. Для плоскопаралельної моделі атмосфери оптична маса на рівні моря

практично дорівнює косекансу висоти Сонця. Для реальної атмосфери це

співвідношення гарне виконується, починаючи від кута 10°.

Атмосферним масам (на рівні моря) 1; 1,5; 2; 3; 5 відповідають наступні

значення висоти Сонця: 90°, 41°49’, 30°, 19°27’; і 11°32’. Атмосферна, або

повітряна маса залежить також від висоти місцевості над рівнем моря: зі

збільшенням висоти

значення атмосферної маси знижується пропорційно

тиску повітря. На верхній межі атмосфери маса дорівнює нулю, що звичайно

позначається як умови АМ0, у тієї година як наземним вимірам відповідають

умови AM1, AM1,5 і т.д.

Повітряна маса приймається рівній одиниці на Землі на рівні моря при

ясному безхмарному небі, коли Сонце перебуває в зеніті,

і промені його

попадають перпендикулярно на поверхню вимірюваних елементів

(атмосферний тиск у цьому випадку р

= 1,013 · 10

Па).

Повітряна маса в будь-якій точці земної поверхні може бути визначена

за рівнянням

(

)

/eccossin/ ppppm

⋅

де p - тиск повітря в даній точці поверхні Землі; θ - кут, що визначає висоту

Сонця над лінією обрію.

Склад атмосфери істотно впливає на параметри наземного сонячного

випромінювання. Проходячи крізь атмосферу, космічне сонячне

випромінювання перетерплює поглинання й розсіювання. Поглинання

зумовлене складовими атмосфери: водяною парою, озоном, киснемо,

вуглекислим газом і ін. В основному

поглинання визначається водяною

парою й озоном. Розсіювання відбувається на молекулах газів (релеєвське

розсіювання) і аерозолях. Аерозольне розсіювання залежить від кількості й

розміру часток пилку, зважених в атмосфері.