Радиацию, поступающую на верхнюю границу атмосферы и затем на земную поверхность непосредственно от Солнца (от солнечного диска) в виде пучка параллельных лучей, называют прямой солнечной радиацией. Прямая солнечная радиация, поступающая на верхнюю границу атмосферы, изменяется во времени в небольших пределах, поэтому ееназывают солнечной постоянной (Sq). При среднем расстоянии от Земли до Солнца 149,5 * 106 км Sq составляет около 1400 Вт/м2.

При прохождении потока прямой солнечной радиации через атмосферу происходит его ослабление, вызванное поглощением (около 15 %) и рассеянием (около 25 %) энергии газами, аэрозолями, облаками.

Согласно закону ослабления Буге прямая солнечная радиация, поступающая на поверхность Земли при отвесном (перпендикулярном) падении лучей,

где р -- коэффициент прозрачности атмосферы; т - число оптических масс атмосферы.

Ослабление солнечного потока в атмосфере зависит от высоты Солнца над горизонтом Земли и прозрачности атмосферы. Чем меньше высота его над горизонтом, тем большее число оптических масс атмосферы проходит солнечный луч. За одну оптическую массу атмосферы принимают массу, которую проходят лучи при положении Солнца в зените (рис. 2.1). Когда Солнце находится у горизонта, луч проходит в атмосфере путь, почти в 35 раз больший, чем при падении лучей под углом 90° к поверхности Земли. Число оптических масс атмосферы (т) при различных высотах Солнца (Лф) приведено далее.

т 1,0 1,0 1,1 1,2 1,3 1,6 2,0 2,9 5,6 10,4 26,0 34,4 Л0 90 80 70 60 50 40 30 20 10 5 1 0

Чем больший путь в атмосфере проходят солнечные лучи, тем сильнее их поглощение и рассеяние и тем больше изменяется их интенсивность.

Коэффициент прозрачности зависит от содержания в атмосфере водяного пара и аэрозолей: чем их больше, тем меньше коэффициент прозрачности при одинаковом числе проходимых оптических масс. В среднем для всего потока радиации в идеально чистой атмосфере р на уровне моря составляет около 0,9, в действительных атмосферных условиях - 0,70...0,85, зимой он несколько больше, чем летом. Приход прямой радиации на земную поверхность зависит от угла падения солнечных лучей. Поток прямой солнечной радиации, падающей на горизонтальную поверхность, называют инсоляцией".

S" = Ssin А. Если земная поверхность не горизонтальна, как это большей частью и бывает в природе, то приход радиации на нее зависит уже не только от высоты Солнца, но и от наклона поверхности, и от ее ориентировки по отношению к странам света (от экспозиции).

На метеорологических станциях термометры устанавливают в особой будке, называемой психрометрической будкой, стенки которой жалюзийные. В такую будку не проникают лучи Солнца, но в то же время воздух имеет свободный доступ в нее.

Термометры устанавливают на штативе так, чтобы резервуары располагались на высоте 2 м от деятельной поверхности.

Срочную температуру воздуха измеряют ртутным психрометрическим термометром ТМ-4, который устанавливают вертикально. При температуре ниже --35 °С используют низкоградусный спиртовой термометр ТМ-9.

Экстремальные температуры измеряют по максимальному ТМ-1 и минимальному ТМ-2 термометрам, которые укладывают горизонтально.

Для непрерывной записи температуры воздуха служит термограф М-16А, который помещают в жалюзийной будке для самописцев. Колебания температуры воспринимаются изогнутой биметаллической пластинкой. В зависимости от скорости вращения барабана термографы бывают суточные и недельные.

В посевах и насаждениях температуру воздуха измеряют, не нарушая растительный покров. Для этого используют дистанционные электрические термометры сопротивления с малогабаритной приемной частью.

Внутренний вид психрометрической будки:

1 - гигрометр; 2 - сухой и смоченный термометры; 3 - максимальный и минимальный термометры

Термограф М-16А:

1 - барабан с лентой; 2-- стрелка с пером; 3 - биметаллическая пластинка

Важнейшим источником, от которого поверхность Земли и атмосфера получают тепловую энергию, является Солнце. Оно посылает в мировое пространство колоссальное количество лучистой энергии: тепловой, световой, ультрафиолетовой. Излучаемые Солнцем электромагнитные волны распространяются со скоростью 300 000 км/с.

От величины угла падения солнечных лучей зависит нагревание земной поверхности. Все солнечные лучи приходят на поверхность Земли параллельно друг другу, но так как Земля имеет шарообразную форму, солнечные лучи падают на разные участки ее поверхности под разными углами. Когда Солнце в зените, его лучи падают отвесно и Земля нагревается сильнее.

Вся совокупность лучистой энергии, посылаемой Солнцем, называется солнечной радиацией, обычно она выражается в калориях на единицу поверхности в год.

Солнечная радиация определяет температурный режим воздушной тропосферы Земли.

Необходимо заметить, что общее количество солнечного излучения более чем в два миллиарда раз превышает количество энергии, получаемое Землей.

Радиация, достигающая земной поверхности, состоит из прямой и рассеянной.

Радиация, приходящая на Землю непосредственно от Солнца в виде прямых солнечных лучей при безоблачном небе, называется прямой. Она несет наибольшее количество тепла и света. Если бы у нашей планеты не было атмосферы, земная поверхность получала только прямую радиацию.

Однако, проходя через атмосферу, примерно четвертая часть солнечной радиации рассеивается молекулами газов и примесями, отклоняется от прямого пути. Некоторая их часть достигает поверхности Земли, образуя рассеянную солнечную радиацию. Благодаря рассеянной радиации свет проникает и в те места, куда прямые солнечные лучи (прямая радиация) не проникают. Эта радиация создает дневной свет и придает цвет небу.

Суммарная солнечная радиация

Все солнечные лучи, поступающие на Землю, составляют суммарную солнечную радиацию, т. е. совокупность прямой и рассеянной радиации (рис. 1).

Рис. 1. Суммарная солнечная радиация за год

Распределение солнечной радиации по земной поверхности

Солнечная радиация распределяется по земле неравномерно. Это зависит:

1. от плотности и влажности воздуха — чем они выше, тем меньше радиации получает земная поверхность;

2. от географической широты местности — количество радиации увеличивается от полюсов к экватору. Количество прямой солнечной радиации зависит от длины пути, который проходят солнечные лучи в атмосфере. Когда Солнце находится в зените (угол падения лучей 90°), его лучи попадают на Землю кратчайшим путем и интенсивно отдают свою энергию малой площади. На Земле это происходит в полосе между от 23° с. ш. и 23° ю. ш., т. е. между тропиками. По мере удаления от этой зоны на юг или на север длина пути солнечных лучей увеличивается, т. е. уменьшается угол их падения на земную поверхность. Лучи начинают падать на Землю под меньшим углом, как бы скользя, приближаясь в районе полюсов к касательной линии. В результате тот же поток энергии распределяется на большую площадь, поэтому увеличивается количество отраженной энергии. Таким образом, в районе экватора, где солнечные лучи падают на земную поверхность под углом 90°, количество получаемой земной поверхностью прямой солнечной радиации выше, а по мере передвижения к полюсам это количество резко сокращается. Кроме того, от широты местности зависит и продолжительность дня в разные времена года, что также определяет величину солнечной радиации, поступающей на земную поверхность;

3. от годового и суточного движения Земли — в средних и высоких широтах поступление солнечной радиации сильно изменяется по временам года, что связано с изменением полуденной высоты Солнца и продолжительности дня;

4. от характера земной поверхности — чем светлее поверхность, тем больше солнечных лучей она отражает. Способность поверхности отражать радиацию называется альбедо (от лат. белизна). Особенно сильно отражает радиацию снег (90 %), слабее песок (35 %), еше слабее чернозем (4 %).

Земная поверхность, поглощая солнечную радиацию (поглощенная радиация), нагревается и сама излучает тепло в атмосферу (отраженная радиация). Нижние слои атмосферы в значительной мерс задерживают земное излучение. Поглощенная земной поверхностью радиация расходуется на нагрев почвы, воздуха, воды.

Та часть суммарной радиации, которая остается после отражения и теплового излучения земной поверхности, называется радиационным балансом. Радиационный баланс земной поверхности меняется в течение суток и по сезонам года, однако в среднем за год имеет положительное значение всюду, за исключением ледяных пустынь Гренландии и Антарктиды. Максимальных значений радиационный баланс достигает в низких широтах (между 20° с. ш. и 20° ю. ш.) — свыше 42*10 2 Дж/м 2 , на широте около 60° обоих полушарий он снижается до 8*10 2 -13*10 2 Дж/м 2 .

Солнечные лучи отдают атмосфере до 20 % своей энергии, которая распределяется по всей толще воздуха, и потому вызываемое ими нагревание воздуха относительно невелико. Солнце нагревает поверхность Земли, которая передает тепло атмосферному воздуху за счет конвекции (от лат.convectio - доставка), т. е. вертикального перемещения нагретого у земной поверхности воздуха, на место которого опускается более холодный воздух. Именно так атмосфера получает большую часть тепла — в среднем в три раза больше, чем непосредственно от Солнца.

Присутствие в углекислого газа и водяного пара не позволяет теплу, отраженному от земной поверхности, беспрепятственно уходить в космическое пространство. Они создают парниковый эффект, благодаря которому перепад температуры на Земле в течение суток не превышает 15 °С. При отсутствии в атмосфере углекислого газа земная поверхность остывала бы за ночь на 40-50 °С.

В результате роста масштабов хозяйственной деятельности человека — сжигания угля и нефти на ТЭС, выбросов промышленными предприятиями, увеличения автомобильных выбросов — содержание углекислого газа в атмосфере повышается, что ведет к усилению парникового эффекта и грозит глобальным изменением климата.

Солнечные лучи, пройдя атмосферу, попадают на поверхность Земли и нагревают ее, а та, в свою очередь, отдает тепло атмосфере. Этим объясняется характерная особенность тропосферы: понижение температуры воздуха с высотой. Но бывают случаи, когда высшие слои атмосферы оказываются более теплыми, чем низшие. Такое явление носит название температурной инверсии (от лат. inversio — переворачивание).

Количество поступающей к земной поверхности прямой солнечной радиации (S) в условиях безоблачного неба зависит от высоты солнца и прозрачности . В таблице для трех широтных зон приведено распределении месячных сумм прямой радиации при безоблачном небе (возможных сумм) в виде осредненных значений для центральных месяцев сезонов и года.

Повышенный приход прямой радиации в Азиатской части обусловлен более высокой прозрачностью атмосферы в этом регионе. Высокие значения прямой радиации летом в северных районах России объясняются сочетанием высокой прозрачности атмосферы и большой продолжительностью дня

Снижает приход прямой радиации и может существенно изменить ее суточный и годовой ход. Однако при средних условиях облачности астрономический фактор является преобладающим и, следовательно, максимум прямой радиации наблюдается при наибольшей высоте солнца.

В большей части континентальных районов России в весенне-летние месяцы прямая радиация в дополуденные часы больше, чем в послеполуденные. Это связано с развитием конвективной облачности в послеполуденные часы и с уменьшением прозрачности атмосферы в это время суток по сравнению с утренними часами. Зимой соотношение до- и послеполуденных значений радиации обратное - дополуденные значения прямой радиации меньше в связи с утренним максимумом облачности и уменьшением ее во вторую половину дня. Разница между до- и послеполуденными значениями прямой радиации может достигать 25–35%.

В годовом ходе максимум прямой радиации приходится на июнь-июль за исключением районов Дальнего Востока, где происходит его смещение на май, а на юге Приморья в сентябре отмечается вторичный максимум.
Максимальная месячная сумма прямой радиации составляет на территории России 45–65% от возможной при безоблачном небе и даже на юге Европейской части она достигает лишь 70%. Минимальные значения отмечаются в декабре и январе.

Вклад прямой радиации в суммарный приход при действительных условиях облачности достигает максимума в летние месяцы и составляет в среднем 50–60%. Исключением является Приморский край, где наибольший вклад прямой радиации приходится на осенние и зимние месяцы.

Распределение прямой радиации при средних (действительных) условиях облачности по территории России в значительной степени зависит от . Это приводит к заметному нарушению зонального распределения радиации в отдельные месяцы. Особенно это проявляется в весенний период. Так, в апреле отмечается два максимума - один в южных районах

1. Общая характеристика солнечной радиации
2. Прямая солнечная радиация
3. Суммарная солнечная радиация
4. Поглощение солнечной радиации в атмосфере

Лучистая энергия Солнца, или солнечная радиация, является основным источником тепла для поверхности Земли и для ее атмосферы. Радиация, поступающая от звезд и Луны, ничтожно мала по сравнению с солнечной радиацией и существенного вклада в тепловые процессы на Земле не вносит. Так же ничтожно мал поток тепла, направленный к поверхности из глубин планеты. Солнечная радиация распространяется по всем направлениям от источника (Солнца) в виде электромагнитных волн со скоростью, близкой к 300 000 км/сек. В метеорологии рассматривают преимущественно тепловую радиацию, определяемую температурой тела и его излучательной способностью. Тепловая радиация имеет длины волн от сотен микрометров до тысячных долей микрометра. Рентгеновское излучение и гамма-излучение в метеорологии не рассматриваются, так как в нижние слои атмосферы они практически не поступают. Тепловую радиацию принято подразделять на коротковолновую и длинноволновую. Коротковолновой радиацией называют радиацию в диапазоне длин волн от 0,1до 4 мкм, длинноволновой - от 4 до 100 мкм. Солнечная радиация, поступающая к поверхности Земли, на 99% является коротковолновой. Коротковолновую радиацию подразделяют на ультрафиолетовую (УФ), с длинами волн от 0,1 до 0,39 мкм; видимый свет (ВС) - 0,4 - 0,76 мкм; инфракрасную (ИК) - 0,76 - 4 мкм. ВС и ИК радиация дают наибольшую энергию: на ВС приходится 47% лучистой энергии, на ИК - 44%, а на УФ - только 9% лучистой энергии. Такое распределение тепловой радиации соответствует распределению энергии в спектре абсолютно черного тела с температурой в 6000К. Эту температуру считают условно близкой к фактической температуре на поверхности Солнца (в фотосфере, являющейся источником лучистой энергии Солнца). Максимум лучистой энергии при такой температуре излучателя, согласно закону Вина l= 0,2898/Т (см*град). (1) приходится на сине-голубые лучи с длинами около 0,475 мкм (l.- длина волны, Т - абсолютная температура излучателя). Общее количество излучаемой тепловой энергии пропорционально, согласно закону Стефана-Больцмана, четвертой степени абсолютной температуры излучателя: Е = sТ 4 (2) где s = 5,7*10-8 Вт/м 2 *К 4 (постоянная Стефана-Больцмана). Количественной мерой солнечной радиации, поступающей на поверхность, служит энергетическая освещенность, или плотность потока радиации. Энергетическая освещенность - это количество лучистой энергии, поступающей на единицу площади в единицу времени. Она измеряется в Вт/м 2 (или кВт/м 2). Это означает, что на 1 м 2 в секунду поступает 1 Дж (или 1 кДж) лучистой энергии. Энергетическую освещенность солнечной радиации, падающей на площадку единичной площади, перпендикулярную солнечным лучам в единицу времени на верхней границе атмосферы при среднем расстоянии от Земли до Солнца называют солнечной постоянной Sо. При этом под верхней границей атмосферы понимают условие отсутствия воздействия атмосферы на солнечную радиацию. Поэтому величина солнечной постоянной определяется только излучательной способностью Солнца и расстоянием между Землей и Солнцем. Современными исследованиями с помощью спутников и ракет установлено значение Sо, равное 1367 Вт/м 2 с ошибкой ±0,3%, среднее расстояние между Землей и Солнцем в этом случае определено как 149,6*106 км. Если учитывать изменения солнечной постоянной в связи с изменением расстояния между Землей и Солнцем, то при среднегодовом значении 1,37 кВт/м 2 , в январе она будет равна 1,41 кВт/м 2 , а в июне - 1,34 кВт/м 2 , следовательно, северное полушарие за летний день получает на границе атмосферы несколько меньше радиации, чем Южное полушарие за свой летний день. В связи с постоянным изменением солнечной активности солнечная постоянная, возможно, испытывает колебания из года в год. Но эти колебания, если они и существуют, настолько малы, что лежат в пределах точности измерений современных приборов. Но за время существования Земли солнечная постоянная, вероятнее всего, меняла свое значение. Зная солнечную постоянную, можно рассчитать количество солнечной энергии, поступающей на освещенное полушарие на верхней границе атмосферы. Оно равно произведению солнечной постоянной на площадь большого круга Земли. При среднем радиусе земли, равном 6371 км, площадь большого круга составляет p*(6371)2 = 1,275*1014 м 2 , а приходящая на нее лучистая энергия - 1,743*1017 Вт. За год это составит 5,49*1024 Дж. Приход солнечной радиации на горизонтальную поверхность на верхней границе атмосферы называют солярным климатом. Формирование солярного климата определяется двумя факторами - продолжительностью солнечного сияния и высотой Солнца. Количество радиации, приходящейся на границе атмосферы на единицу площади горизонтальной поверхности пропорционально синусу высоты Солнца, которая меняется не только в течение дня, но и зависит от времени года. Как известно, высота Солнца для дней солнцестояния определяется по формуле 900 - (j±23,50), для дней равноденствия - 900 -j, где j - широта места. Таким образом, высота Солнца на экваторе меняется в течение года от 90° до 66,50° , в тропиках - от 90 до 43° , на полярных кругах - от 47 до 0° и на полюсах - от 23,5° до 0° . В соответствии с таким изменением высоты Солнца зимой в каждом полушарии приток солнечной радиации на горизонтальную площадку быстро убывает от экватора к полюсам. Летом картина более сложная: в середине лета максимальные значения приходятся не на экватор, а на полюса, где продолжительность дня составляет 24 часа. В годовом ходе во внетропической зоне наблюдается один максимум (летнее солнцестояние) и один минимум (зимнее солнцестояние). В тропической зоне приток радиации достигает максимума два раза в год (дни равноденствия). Годовые количества солнечной радиации меняются от 133*102 МДж/м 2 (экватор) до 56*102 МДж/м 2 (полюса). Амплитуда годового хода на экваторе небольшая, во внетропической зоне - значительная.

2 Прямая солнечная радиация 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 (3) В общем случае S (энергетическая освещенность площадки единичной площади, перпендикулярной солнечным лучам) равно So. Поток прямой солнечной радиации, приходящийся на горизонтальную площадку, называется инсоляцией.

3. Рассеянная солнечная радиация Проходя через атмосферу, прямая солнечная радиация испытывает рассеяние молекулами атмосферных газов и аэрозольных примесей. Прирассеянии 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 Dl=a Sl /l 4 (4) где Sl - спектральная плотность энергетической освещенности прямой радиации с длиной волны l, Dl - 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/м 2 или кВт/м 2 . 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, аменьшим 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.

4 Поглощение солнечной радиации в атмосфере. На верхнюю границу атмосферы солнечная радиация приходит в виде прямой радиации. Около 30% этой радиации отражается назад в космическое пространство, 70% - поступает в атмосферу. Проходя через атмосферу, эта радиация испытывает изменения, связанные с ее поглощением и рассеянием. Около 20-23% прямой солнечной радиации поглощается. Поглощение имеет избирательный характер и зависит от длин волн и вещественного состава атмосферы. Азот, основной газ атмосферы, поглощает радиацию только очень малых длин волн в ультрафиолетовой части спектра. Энергия солнечной радиации в этой части спектра очень мала и поглощение радиации азотом практически не отражается на величине общего потока энергии. Кислород поглощает несколько больше в двух узких участках видимой части спектра и в ультрафиолетовой части. Более энергично поглощает радиацию озон. Общее количество поглощенной озоном радиации достигает 3% прямой солнечной радиации. Основная доля поглощенной радиации приходится на ультрафиолетовую часть, на длины волн короче 0,29 мкм. В небольших количествах озон поглощает и радиацию видимого диапазона. Диоксид углерода поглощает радиацию в ИК диапазоне, но ввиду его малого количества, доля этой поглощенной радиации в целом невелика. Основными поглотителями прямой солнечной радиации являются водяной пар, облака и аэрозольные примеси, сосредоточенные в тропосфере. На долю водяного пара и аэрозолей приходится до 15% поглощенной радиации, на долю облаков до 5%. Так как основная доля поглощенной радиации приходится на такие переменные составляющие атмосферы, как водяной пар и аэрозоли, то уровень поглощения солнечной радиации меняется в значительных пределах и зависит от конкретных условий состояния атмосферы (ее влажности и загрязнения). Кроме того, количество поглощенной радиации зависит от высоты Солнца над горизонтом, т.е. от толщины слоя атмосферы, который проходит солнечный луч.

5. Видимость, закон ослабления радиации, фактор мутности. Рассеяние света в атмосфере приводит к тому, что отдаленные предметы на расстоянии становятся плохо различимыми не только из-за их уменьшения в размере, а и вследствие мутности атмосферы. Расстояние, на котором в атмосфере перестают различаться очертания предметов, называется дальность видимости, или просто видимость. Дальность видимости чаще всего определяют на глаз по определенным, заранее выбранным объектам (темным на фоне неба), расстояние до которых известно. В очень чистом воздухе дальность видимости может достигать сотен километров. В воздухе, содержащем много аэрозольных примесей, дальность видимости может понижаться до нескольких километров и даже метров. Так, при слабом тумане дальность видимости составляет 500-1000 м, а при сильном тумане или песчаной буре понижается до нескольких метров. Поглощение и рассеяние приводит к существенному ослаблению потока солнечной радиации, проходящего через атмосферу. Радиация ослабляется пропорционально самому потоку (при прочих равных условиях, чем больше поток, тем больше будет потеря энергии) и количеству поглощающих и рассеивающих частиц. Последнее зависит от длины пути луча сквозь атмосферу.. Для атмосферы, не содержащей аэрозольных примесей (идеальной атмосферы) коэффициент прозрачности р составляет 0,90-0,95. В реальной атмосфере его значения колеблются от 0,6 до 0,85 (зимой несколько выше, летом - ниже). С возрастанием содержания водяного пара и примесей коэффициент прозрачности убывает. С увеличением широты местности коэффициент прозрачности увеличивается в связи с убыванием давления водяного пара и меньшей запыленностью атмосферы. Все ослабление радиации в атмосфере можно разделить на две части: ослабление постоянными газами (идеальной атмосферой) и ослабление водяными парами и аэрозольными примесями. Соотношение этих процессов учитывается фактором мутности 6. Географические закономерности распределения прямой и рассеянной радиации . 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 дневногохода 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/м 2 . Суточные же значения прямой радиации максимальны летом, при максимальной продолжительности солнечного сияния. Максимальные значения прямой солнечной радиации для некоторых пунктов следующие (кВт/м 2): Бухта Тикси 0,91, Павловск 1,00, Иркутск 1,03, Москва 1,03, Курск 1,05, Тбилиси 1,05, Владивосток 1,02, Ташкент 1,06. 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/м 2 . 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 и20-300 -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/м 2 . Максимальные значения радиации, зафиксированные в горах, составляют 1,19 кВт/м 2 . 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. В Москве среднее полуденное значение рассеянной радиации летом при ясном небе составляет 0,15, а зимой при низком Солнце - 0,08 кВт/м 2 . При несплошной облачности эти значения составляют летом 0,28, а зимой 0,10 кВт/м 2 . В Арктике при сравнительно тонких облаках и снежном покрове эти значения летом могут достигать 0,70 кВт/м 2 . Очень велики значения рассеянной радиации в Антарктиде. С увеличением высоты рассеянная радиация убывает. 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, чемпрямой, 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.

7 Суммарная радиация Всю солнечную радиацию, приходящую к земной поверхности, называют суммарной солнечной радиацией 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. Полуденные значения суммарной радиации в летние месяцы под Москвой при безоблачном небе в среднем составляют 0,78, при открытом Солнце и облаках 0,80, при сплошной облачности - 0,26 кВТ/м 2. 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/м 2 и наблюдаются в пустынях Северной Африки. Над областями приэкваториальных лесов с большой облачностью значения суммарной радиации снижены до 42*102 – 50*102 МДж/м 2 . К более высоким широтам обоих полушарий значения суммарной радиации убывают, составляя под 60-й параллелью 25*102 – 33*102 МДж/м 2 . Но затем снова растут - мало над Арктикой и значительно - над Антарктидой, где в центральных частях материка составляют 50*102 – 54*102 МДж/м 2 . Надокеанами в целом значения суммарной радиации ниже, чем над соответствующими широтами суши. В декабре наибольшие значения суммарной радиации отмечаются в пустынях Южного полушария (8*102 – 9*102 МДж/м 2). Над экватором значения суммарной радиации снижаются до 3*102 – 5*102 МДж/м 2 . 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/м 2), а затем возрастает до 13*102 МДж/м 2 в центре Антарктиды. В июле наибольшие значения суммарной радиации (свыше 9*102 МДж/м 2) 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 600 с.ш., а затем возрастает до 8*102 МДж/м 2 в Арктике. В южном полушарии суммарная радиация от экватора быстро убывает к югу, достигая нулевых значений у полярного круга.

8. Отражение солнечной радиации. Альбедо Земли. 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 (8) 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 отражательнойспособности 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 врезультате 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. 6.1.8. Собственное излучение. Встречное излучение. Эффективное излучение. Солнечная радиация, поглощаясь верхним слоем Земли, нагревает его, в результате чего почва и поверхностные воды сами излучают длинноволновую радиацию. Эту земную радиацию называют собственным излучением земной поверхности. Интенсивность этого излучения с некоторым допущением подчиняется закону Стефана-Больцмана дляабсолютно черного тела с температурой 150С. Но так как Земля не абсолютно черное тело (ее излучение соответствует излучению серого тела), при расчетах необходимо вводить поправку, равную e=0,95. Таким образом, собственное излучение Земли можно определить по формуле Ез = esТ 4 (9) Определено, что при среднепланетарной температуре Земли 150С собственное излучение Земли Ез = 3.73*102 Вт/м2. Столь большая отдача радиации с земной поверхности приводила бы к очень быстрому ее охлаждению, если бы этому не препятствовал обратный процесс - поглощение солнечной и атмосферной радиации земной поверхностью. Абсолютные температуры на земной поверхности лежат в пределах 190- 350К. При таких температурах собственное излучение имеет длины волн в пределах 4-120 мкм, а максимум энергии приходится на 10-15 мкм. Атмосфера, поглощая как солнечную радиацию, так и собственное излучение земной поверхности, нагревается. Кроме того, атмосфера нагревается нерадиационным путем (путем теплопроводности, при конденсации водяного пара). Нагретая атмосфера становится источником длинноволнового излучения. Большая часть этого излучения атмосферы (70%) направлена к земной поверхности и носит название встречного излучения (Еа). Другая часть излучения атмосферы поглощается вышележащими слоями, но по мере уменьшения содержания водяного пара, количество поглощенной атмосферой радиации уменьшается, и часть ее уходит в мировое пространство. Земная поверхность поглощает встречное излучение почти целиком (95- 99%). Таким образом, встречное излучение является для земной поверхности важным источником тепла в дополнение к поглощенной солнечной радиации. При отсутствии облаков длинноволновое излучение атмосферы определяется наличием водяного пара и диоксида углерода. Влияние атмосферного озона, по сравнению с этими факторами, незначительно. Водяной пар и диоксид углерода поглощают длинноволновое излучение в диапазоне от 4,5 до 80 мкм, но не сплошь, а в определенных узких спектральных областях. Наиболее сильное поглощение излучения водяными парами происходит в области длин волн 5-7,5 мкм, тогда как в области 9,5-12 мкм Рис. 4.1. Окна прозрачности атмосферы в оптическом диапазоне поглощение практически отсутствует. Этот диапазон длин волн называют окном прозрачности атмосферы. Диоксид углерода имеет несколько полос поглощения, из которых наиболее существенна полоса с длинами волн 13-17 мкм, на которые приходится максимум земного излучения. Следует отметить, что содержание углекислого газа сравнительно постоянно, тогда как количество водяного пара меняется очень значительно, в зависимости от метеорологических условий. Поэтому изменение влажности воздуха оказывает значительное влияние на величину излучения атмосферы. Например, наибольшее встречное излучение - 0,35-0,42 кВт/м 2 в среднем годовом у экватора, а к полярным районам оно убывает до 0,21 кВТ/м 2 , на равнинных территориях Еа составляет 0,21-0,28кВТ/м 2 и 0,07-0,14 кВт/м 2 - в горах. Уменьшение встречного излучения в горах объясняется уменьшением содержания водяного пара с высотой. Встречное излучение атмосферы обычно значительно возрастает при наличии облаков. Облака нижнего и среднего ярусов, как правило, являютсядостаточно плотными и излучают как абсолютно черное тело при соответствующей температуре. Высокие облака в связи с их малой плотностью обычно излучают меньше, чем черное тело, поэтому они мало влияют на соотношение собственного и встречного излучений. Поглощение водяным паром и другими газами длинноволнового собственного излучения создает «парниковый эффект», т.е. сохраняет солнечное тепло в земной атмосфере. Рост концентрации этих газов и прежде всего диоксида углерода в результате хозяйственной деятельности человека может привести к увеличению доли остающегося на планете тепла, к увеличению среднепланетарных температур и изменению глобального климата Земли, последствия которого пока трудно предсказуемы. Но следует заметить, что основную роль в поглощении земного излучения и формировании встречного играет водяной пар. Через окно прозрачности часть длинноволнового земного излучения уходит через атмосферу в мировое пространство. Совместно с излучением атмосферы эта радиация называется уходящей радиацией. Если за 100 единиц принять приток солнечной радиации, то уходящая радиация составит 70 единиц. С учетом 30 единиц отраженной и рассеянной радиации (планетарное альбедо Земли) Земля отдает в космическое пространство столько же радиации, сколько и получает, т.е. находится в состоянии лучистого равновесия.

9. Радиационный баланс земной поверхности Радиационным балансом земной поверхности называют разницу между приходом радиации на земную поверхность (в виде поглощенной радиации) и ее расходом в результате теплового излучения (эффективное излучение). Радиационный баланс меняется от ночных отрицательных значений к дневным положительным в летнее время при высоте Солнца 10-15 градусов и наоборот, от положительных к отрицательным - перед заходом при тех же высотах Солнца. Зимой переход значений радиационного баланса через ноль происходит при больших углах Солнца (20-25 градусов). В ночное время при отсутствии суммарной радиации радиационный баланс отрицателен и равен эффективному излучению. Распределение радиационного баланса по земному шару достаточно равномерно. Годовые значения радиационного баланса положительны повсюду, кроме Антарктиды и Гренландии. Положительные годовые значения радиационного баланса означают, что избыток поглощенной радиации уравновешивается нерадиационной передачей тепла от земной поверхности к атмосфере. Это означает, что для земной поверхности радиационного равновесия нет (приход радиации больше, чем ее отдача), но существует тепловое равновесие, обеспечивающее стабильность тепловых характеристик атмосферы. Наибольшие годовые значения радиационного баланса наблюдаются в экваториальной зоне между 200 северной и южной широты. Здесь он составляет более 40*102 МДж/м 2 . К более высоким широтам значения радиационного баланса убывают и около 60-й параллели составляют от 8*102 до 13*102 МДж/м 2 . Далее к полюсам радиационный баланс еще более уменьшается и составляет в Антарктиде – 2*102 – 4*102 МДж/м 2 . Над океанами радиационный баланс больше, чем над сушей в тех же широтах. Существенные отклонения от зональных значений имеются и в пустынях, где баланс ниже широтного значения из-за большого эффективного излучения. В декабре радиационный баланс отрицателен на значительной части Северного полушария севернее 40-параллели. В Арктике он достигает значений 2*102 МДж/м 2 и ниже. К югу от 40-й параллели он возрастает до Южного тропика (4*102 – 6*102 МДж/м 2), а затем понижается к Южному полюсу, составляя на побережье Антарктиды 2*102 МДж/м 2 В июне радиационный баланс максимален над Северным тропиком (5*102 – 6*102 МДж/м 2). К северу он понижается, оставаясь положительнымдо Северного полюса, а к югу уменьшается, становясь отрицательным у берегов Антарктиды (-0,4 -0,8*102 МЖд/м 2).

©2015-2019 сайт
Все права принадлежать их авторам. Данный сайт не претендует на авторства, а предоставляет бесплатное использование.
Дата создания страницы: 2017-06-30

Солнечная радиация

Со́лнечная радиа́ция

электромагнитное излучение, исходящее от Солнца и поступающее в земную атмосферу. Длины волн солнечной радиации сосредоточены в диапазоне от 0,17 до 4 мкм с макс. на волне 0,475 мкм. Ок. 48 % энергии солнечного излучения приходится на видимую часть спектра (дл. волны от 0,4 до 0,76 мкм), 45 % – на инфракрасную (более 0,76, мкм), и 7 % – на ультрафиолетовую (менее 0,4 мкм). Солнечная радиация – осн. источник энергии процессов в атмосфере, океане, биосфере и т. д. Она измеряется в единицах энергии на единицу площади в единицу времени, напр. Вт/м². Солнечная радиация на верхней границе атмосферы на ср. расстоянии Земли от Солнца называется солнечной постоянной и составляет ок. 1382 Вт/м². Проходя сквозь земную атмосферу, солнечная радиация меняется по интенсивности и спектральному составу вследствие поглощения и рассеяния на частицах воздуха, газовых примесей и аэрозоля. У поверхности Земли спектр солнечного излучения ограничен 0,29–2,0 мкм, а интенсивность существенно снижена в зависимости от содержания примесей, высоты над уровнем моря и облачности. До земной поверхности доходит прямая радиация, ослабленная при прохождении сквозь атмосферу, а также рассеянная, образовавшаяся при рассеянии прямой в атмосфере. Часть прямой солнечной радиации отражается от земной поверхности и облаков и уходит в космос; рассеянная радиация также частично уходит в космос. Остальная солнечная радиация в осн. переходит в тепло, нагревая земную поверхность и частично воздух. Солнечная радиация, т. обр., представляет собой одну из осн. составляющих радиационного баланса.

География. Современная иллюстрированная энциклопедия. - М.: Росмэн . Под редакцией проф. А. П. Горкина . 2006 .

Смотреть что такое "солнечная радиация" в других словарях:

Электромагнитное и корпускулярное излучения Солнца. Электромагнитное излучение охватывает диапазон длин волн от гамма излучения до радиоволн, его энергетический максимум приходится на видимую часть спектра. Корпускулярная составляющая солнечной… … Большой Энциклопедический словарь

солнечная радиация - Полный поток электромагнитной радиации, излучаемой Солнцем и попадающий на Землю … Словарь по географии

У этого термина существуют и другие значения, см. Радиация (значения). В этой статье не хватает ссылок на источники информации. Информация должна быть проверяема, иначе она может быть поставлена под сомн … Википедия

Все процессы на поверхности земного шара, каковы бы они ни были, имеют своим источником солнечную энергию. Изучаются ли процессы чисто механические, процессы химические в воздухе, воде, почве, процессы ли физиологические или какие бы то ни было… … Энциклопедический словарь Ф.А. Брокгауза и И.А. Ефрона

Электромагнитное и корпускулярное излучение Солнца. Электромагнитное излучение охватывает диапазон длин волн от гамма излучения до радиоволн, его энергетический максимум приходится на видимую часть спектра. Корпускулярная составляющая солнечной… … Энциклопедический словарь

солнечная радиация - Saulės spinduliuotė statusas T sritis fizika atitikmenys: angl. solar radiation vok. Sonnenstrahlung, f rus. излучение Солнца, n; солнечная радиация, f; солнечное излучение, n pranc. rayonnement solaire, m … Fizikos terminų žodynas

солнечная радиация - Saulės spinduliuotė statusas T sritis ekologija ir aplinkotyra apibrėžtis Saulės atmosferos elektromagnetinė (infraraudonoji 0,76 nm sudaro 45 %, matomoji 0,38–0,76 nm – 48 %, ultravioletinė 0,38 nm – 7 %) šviesos, radijo bangų, gama kvantų ir… … Ekologijos terminų aiškinamasis žodynas

Излучение Солнца электромагнитной и корпускулярной природы. С. р. основной источник энергии для большинства процессов, происходящих на Земле. Корпускулярная С. р. состоит в основном из протонов, обладающих около Земли скоростями 300 1500… … Большая советская энциклопедия

Эл. магн. и корпускулярное излучение Солнца. Эл. магн. излучение охватывает диапазон длин волн от гамма излучения до радиоволн, его энергетич. максимум приходится на видимую часть спектра. Корпускулярная составляющая С. р. состоит гл. обр. из… … Естествознание. Энциклопедический словарь

прямая солнечная радиация - Солнечная радиация, поступающая непосредственно от солнечного диска … Словарь по географии

Книги

• Солнечная радиация и климат Земли , Федоров Валерий Михайлович. В книге приводятся результаты исследований вариаций инсоляции Земли, связанных с небесно-механическими процессами. Анализируются низкочастотные и высокочастотные изменения солярного климата…