Күн энергиясынын турленуі

Пән: Физика
Жұмыс түрі: Материал
Тегін: Антиплагиат
Көлемі: 12 бет
Таңдаулыға:

Күн энергиясынын турленуі

Күн радиациясы - биосферадағы дамитын барлық табиғи процестердің бірден -бір жалғыз энергия көзі.

Күн энергиясының түрленуі мәселесін алғаш көтерген орыс климатологы, ғалым А. И. Войеков болды. Ол былай деп жазды: «Менің ойымша, қазіргі заманда физика ғылымының ең маңызды міндеттерінің бірі- жер қорының, оның ауа және су қабатының күннен алатын жылуын есептейтін кіріс және шығыс кітабын жургізу(1884) ». Бұл міндеттерді шешуге ғалымдар В. Шмидт, Г. Свердруп, С. Савинов, Н. Н. Калитин, Ф. Альбрехт үлкен үлес қосты.

Күн радияцасын сіңіру нәтижесінде қызған жер беті атмосфераны қыздыратын ұзын толқынды сәулелену көзіне айналады. Үзын толқынды радиацияны тұтатын - атмосфера құрамындағы су буы және әр түрлі газдар жер бетіне таралатын ұзынтолқынды сәулеленуді бәсеңдетеді . Осыған байланысты, жер бетінің сәулеленуінің айырмасы эффективті сәулелену деп аталады.

Жалпы есеппен, бүкіл жер беті үшін, эффективті сәулелену жұтылған қысқа толқынды радиацияға қарағанда едәуір аз. Мұндай заңдылық парникті эффект салдарынан болады, яғни қысқа толқынды радиация үшін, ұзын толқынды сәулеленуге қарағанда атмосфераның салыстырмалы түрде мөлдірлігі жоғары. Сондықтан, жер бетінің орташа радиациялық балансы оң мәнге ие шама болып табылады.

Жер бетінің радиациялық баланс энергиясы турбуленттік жылу берілу арқылы атмосфераны жылытуға жұмсалады. Жер бетіндегі күн сәулесі түрленуінің барлық формаларының сандық сипаттамалары Жер бетінің күн сәулесі түрленуінің барлық формаларының сандық сипаттамалары Жер бетінің энергиялық балансы теңдеуіне енеді. Жер бетінің энергиялық балнсы жер бетіндегі энергия ағынының алгебралық қосындысынан тұрады. Энергия сақталу заңына сәйкес, бұл қосынды нолге тең.

Жер шары планета ретінде әлемдік кеңістіктен жылу алады және оны кейін қарай әлемдік кеңістікке тек радиациялық жолмен қайтарады. Жер бетінің орташа температурасы уақытқа байланысты аз өзгеретін болғандықтан, жердің радиациялық балансы нолге тең деп қабылданған.

Күн радиациясын жер бетінен шағылысуын сипаттайтын шама альбедо деп аталады және ол шағылған радиацияның келіп түскен радиацияға қатынасына тең.

Күн спектріндегі максимумды сәулелену спектрдің көзге корінктін аумағына сәйкес келеді . Энергияның едәуір бөлігі инфрақызыл радиация түрінде беріледі, бірақ оны әр түрлі биологиялық процестерге әсері зор.

Күн радиациясының таралуына бұлттардың әсері мол, бірақ бұлттар жоқ кезде атмосферадағы күн радиациясының өзгеруі орын алады.

Кейбір жазық беттер үшін альбедо мәндері томендегідей:

0, 9- 0, 95 - құрғақ және таза қар үшін;

0, 7 -0, 8 - онша таза емес қар;

0, 40 -0, 50 - кеуіп қалған тұзды көлдердің табаны;

0, 10- 0, 25 - жалпылама жасыл желек жамылған табиғи жазық

беттер үшін;

0, 5 - ылғалды горизонталь топырақ беті үшін;

0, 10 - су бетінің альбедосы.

Күн арқан бойы көтерілген кезде, келіп тусетін радиацияның едәуір бөлігі су тоғандарының беткі қабаттарына енеді де, сол кезде жұтылады. Күн төмен орналасқан кезде, кіші бұрышпен көлбей түскен күн сәулелері су бетінен айна сияқты шағылысып, су тоғанының тереңіне бойлай алмайды. Бұл альбедоның күрт артуына себепкер болады.

«Жер - атмосфера»жүесінің альбедосының табиғаты жер бетінің альбедосына қарғанда күрделірек. Атмосфера келіп түскен күн радиациясы, атмосфераны кері тарату мүмкіндігіне байланысты жартылай шағылысады. Ал атмосферада бұлт бар кезде, радиацияның едәуір бөлігі олардың бетінен шағылысуы мүмкін. Бұлттар жартылай басқан немесе толық жоқ кезде, «жер -атмосфера»жүйесінің альбедосы жер бетінің альбедосына көбірек байланысты.

Қысқа толқынды радиацияның шағылысуынан басқа, радиациялық энергияның таралуның тағы бір қомақты түрі - ұзын толқынды сәулелену . Ұзын толқынды сәулелену арқылы жылу берілу процесінің негізгі заңдылықтарын былайша көрсетуге болады: Стефан - Больцман заңына сәйкес, абсолютті қара дененің сәулеленуі Т ⁴ -ке тең. Мұнда Q - Стефан тұрақтысы, 8, 14*10 ^-11 кал/см ² *мин*град ⁴ ; Т- кельвин шкаласындағы температура.

Жер бетінің ұзын толқынды сәулеленуінің ең жоғарғы интенсивтілігі әдетте 5- тен бірнеше ондаған мкм аралығына сәйкес келеді . Жер бетінен тарайтын ұзын толқынды радиация ағынының едәуір болігі атмосфераның қарсы сәулеленуімен компенсайияланады.

Атмосфераның ұзын толқынды сәулеленуі бұлтсыз күндері тек ауа құрамында бар су буы мен көмірқышқыл газымен сипатталады. Бұларға қарағанда, атмосфералық озонның әсері әлде қайда аз. Су буы мен көмірқышқыл газы белгілі бір спектр аумақтарында ғана ұзын толқынды сәулеленуді сіңіреді. Су буы 5 - 7, 5 мкм толқын ұзындықтарында сәулеленуді күштірек сіңіреді, ал бұл көрсеткіш көмірқышқыл газы үшін 13 -17мкм.

Атмосфера қабатында бұлт бар кезде, оның қарсы сәуленуі артады. Төменгі және орта ярустардағы қабаттарда орналасқан бұлттардың тығыздығы жоғары болғандықтан, олар тиісті температура кезінде абсолютті қара дене ретінде анықталады. Егер бұл айырма шамасыонша көп емес болса, онда эффективті сәулелену нөлге жуықтайды, кейде теріс мәнге ие болуы мүмкін.

Сонымен, жер бетінің эффективті сәулеленуі, бірінші кезекте, жер беті температурасына, ауа ылғалдығы мен бұлттануына байланысты өзгереді. »Жер - атмосфера »жүйесінің сәулеленуі, бірінші жер бетінің атмосфера арқылы өтетін сәулеленуі мен атмосфераның өзінің сәулеленуінің қосындысынан тұрады.

Энергиялық баланс. Энергиялық баланс теңдеуі физика заңдарының бірі- энергия сақталу заңынан туындайды. Биосфераны зерттеу жұмыстарының көпшілігінде жер бетінің баланс теңдеуіжәне «Жер - атмосфера» жүйесінің баланс теңдеуі қолданылады.

Жер бетінің энергиялық баланс теңдеуі қоршаған орта элементтері арасындағы энергия ағындарынан тұрады. Бұл ағындарға жылудың радиациялық ағыны енеді олардың қосындысы радиациялық балансқа тең.

Радиациялық баланстың теріс және оң мәндері бірнеше жылу ағындарымен компенсацияланады. Жер бетінің температурасы, әдетте ауа температурасымен бірдей емес болғандықтан, беткі қабат пен атмосфера арасындағы жылу ағыны пайда болады және ло турбулентті жылу өткізгішпен тікелей байлнысты.

Энергия баланс теңдеуін құрастыру үшін радиациялық жылу ағынын R арқылы беттік қабаттан атмосфераға турбулентті жылу ағынын Р арқылы, жұмсалатын жылу мөлшерін LE (L- жасырын булану, E- булану жылдамдығы) арқылы белгіленеді. Жылу балансының өлшемдері, жылу ағыны мөлшерінен төмен болғандықтан, энергиялық баланс тендеуін былай жазуға болады:

R= LE+P+A

Бұл кезде егер беткі қабатқа келіп түсетін жылу ағынын сипаттайтын болса радиациялық ағынның Rәні оң деп есептелінеді де, ал тендеудін басқа шамалары оң мәнге ие болады

Егер энергиялық баланс тендеуін вертикаль баған үшін құратын болсақ және оны жоғарғы бөлігі жер бетінде, төменгі бөлігі жылу ағыны аз трендікте орналасатын болса, онда теңдік төмендегідей өзгереді:

A=F ₀ +B

Мұндағы, F ₀ - лито және гидросфераның горизонталь бағытпен жылу алмасу бағаны бойынша берілуі;

В- берілген уақыт периодында баған ішіндегі жылу мөлшерінің өзгерісі. »Жер - атмосфера »жүйесі үшін энергетикалық баланс теңдеуін мына түрде жажуға болады :

Rs= Fs+L(E-r) +Bs

Мұдағы Fs= Fa+Fo, яғни, атмосферада (гидросферада) орын ауысуына байланысты жылудың горизонталь бағытпен келуі немесе кетуі вертикаль баған бойынша.

Бүкіл жер шары үшін жыл бойы Е=r деп есептесек және атмосферамен гидросферадағы горизрнталь жылу ағыны нолге жуық деп қабылдасақ жылу балансының теңдеуі мынандай қарапайым түрге енеді:

Rs= O

Энергиялық балнсты құраушылардың географиялық жіктелуі

Жер бетінің географиялық балансын құраушылардың географиялық жіктелуі туралы алғашқы мәліметтерді жер шары жылу балансы туралы Атластан алуға болады. Бұл атласта күн радиацияның орташа жылдық және айлық шамалары, жер бетінің радиациялық балансы, булануға жұмсалған шығын мөлшері, буланудың турбулентті жылу ағыны көрсетілген.

Алдымен радиацияның таралуына тоқтайық. Радиация суммасының жылдық мәні 60 ккал/см ² жылға дейінгі аралықтыа өзгеріп отырады. Олардың ең максималды мәндері оңтүстік және солтүстік жарты шарлардағы жоғары қысымды аймақтарда, әсіресе шөл далалы аймақтарда орналасқан. Мәселен бұл көрсеткіш солтүстік Шығыс Африкада - 220 ккал/см ² . Радиацияның төменгі мәндері муссонды климаты бар аудандарда кездеседі.

Желтоқсан айында нолдік изо сызық барлық бойлықтар үшін полярлық аймақтың солтүстігіне таман өтеді. Жоғары ендіктер үшін, күн горизонттан көтерілмеуіне байланысты, радициялық сумма нөлге тең.

Оңтүстікке қарай радиация мөлшері тез өсе бастайды және тропикалық емес ендіктерде олар зональды сипатқа ие . Төменгі ендіктерде зональдық сипат бұзыла бастайды, оның үстіне желтоқсан айы үшін, оңтүстік жарты шар мен солтүстік жарты шарда, орташа радиация мәнінің зональді өзгерісі оншалықты көп емес.

Жер бетіндегі радиациялық баланстың кеңістіктік тарлуына тоқталалық. Тропикалық ендіктерде, мухит бетіндегі радиациялық баланс өзгерісі шамалы ғана болса, орта ендіктерде төменнен жоғары қарай бұл баланс Аравия теңізінің солтүстігінде байқалады (140 ккал/см ² жыл)

Құрлықтығы шөлді аудандарда радиациялық баланс, ылғалды аудандарға қарағанда бірқатар төмен. Мұнын себебі - радиациялық жылу мөлшерінің құрғақ климат жағдайына эффективті сәулеленуге жұмсалуы. Сонымен қатар жер беті температурасының жоғары болуына, аз бұлттылыққа ауаның салыстырмалы аз ылғалдылығына байланысты және қысқа толқынды радиацияны кері шағылдыруға байланысты радиациялық жылудың жұмсалу мөлшері де арта түседі. Мұндай заңдылықтар Сахарада, Орта Азия шөл далаларында кездеседі.

Булануға жұмсалатын жылу мөлшерінің жылдық таралуы шамаларына тәоптплпр болса, құрлық пен мұхит бетінің булану мәндерінің күрт айырмашылықтары бірден көзге түседі. Бұл құбылыс мұхит пен құрлық бетіндегі булану мөлшерлігінің әртүрлігіне байланысты.

Мұхиттардағы булануға жұмслатын жылудың түрлі сипатта болуы- жылы және суық теңіз ағыстарына байланысты. Жылы ағыстар жылу жұмсалу мөлшерін ұлғайтады да, ал салқын ағыстар төмендетеді. (Мысалы жылы ағыстар:Гольфстрим, Курасио және тағы басқалары, суық ағыстар:Канар, Бенгал, Калифорния, Перу, Лабрадор және т. б)

Термиялық режімнің жартылай эмпирикалық моделі

Климаттың жалпы теорияларын қолдану арқылы оның өзгерістерін зертеудін қиындықтарын ескере отырып, бірқатар еңбектерде осы мқсатқа жартылай эмпирикалық модельдерді қолдануға қадамдар жасалды. Бұл модель арқылы, ірі масштабты атмосфералық процестерді бір жүйеге келтіруге болады.

Жер бетіндегі орташа температура 15 ⁰ с екенін есте ұсталық. Сондаальбедоның сол мәнінде, атмосфера жер бетіндегі ауаның орташа температурасын шамамен 33 ⁰ с - жоғарлатады. Температураның бұл жоғарлауы парникті эфектімен байланысты, яғни ұзын толқынды радиация үшін атмосфераның мөлдірлігі жоғарылау. Мұндай сипаттауды шартты түрде қабылдаған дұрыс, өйткені атмосфера жоқ кездегі планетарлық альбедо қазіргі мәнінен өзгеше( жер альбедосы қазір 0, 33)

Қазіргі заманда жер бетінің орташа альбедосы 0, 14 - ке тең. Атмосфера пайда болғанға дейін, жердің альбедосы жоғары келтірілген шамадан төмендеу болды деп пайымдауға болады; мүмкін ол 0, 07- ге тең ай альбедосынан аз - ақ айырмашылықта болған болар. Альбеда мәнін осылай деп қабылдаған күнде, жер бетінің орташа температурасы шамамен 3 ^° С- қа тең болар еді.

Күн радиациясы ағымының және альбедоның реалды жағдайларда жер бетінің орташа температурасына қалай әсер ететінін бағамдау үшін, атмосфераның сыртқы қабатындағы ұзын толқынды сәулеленудің температура таралуға тәуелділігін білу қажет. Мұндай тәуелділік, бақылау немесе есептеулер нәтижесінде алынған ұзын толқынды сәулелену туралы мәліметтерді қолдану арқылы орнайды.

Бұл мәліметтерді метеорологиялық режімнің түрлі элементтерімен(температура, жауын - шашын, ылғалдылық, жел, ауа қысымы, бұлттылық) салыстыру арқылы мынадай тәуелділік белгілі болды: кетіп жатқан сәулеленудің орташа айлық шамасы, негізінен, жер бетіне жақын орналасқан ауа температурасына және бұлттылыққа байланысты және оны мына формула түрінде беруге болады:

Is = a+b T - (a ₁ +b ₁ t) n

Cонымен, атмосфераның радиациялық қасиеттері, жер бетінің термиялық режиміне радиацияның өзгерісәкелу әсерін күшейтеді. Альбедоны 0, 01 - ге өзгерту, орташа температураны 2, 3°С - қа жылжытады. Осыған байланысты, термиялық режим альбедо өзгерісіне өте тәуелді деп айтуға болады(бірақ бұлттылық көрсеткіштерін есептемегенде) . Орташа ендік ауа температурасының таралуын есептеуге арналған, жоғарыда айтып өткен жартылай эмперикалық модельдерден басқа, Везерольд пен Монабенің үш өлшемді жалпы климат теориясына қысқаша тоқталайық. Бұл модель атмосферадағы динамикалық процестерді мұқият талдауға арналған. Мұнда, термиялық режімге судың фазалық өзгерістері (тербелістері) де есепке алынған, сонымен қатар қар жамылғысы, полярлық мұздар және ауа температурасы аралығындағы кері байланыстар да назардан тыс қалмаған.

Везерольд пен Монабенің есептеуінше, күн тұрақтысының 4% - ға төмендеуі, қар және мұз жамылғысының бүкіл Жер бетін жауып кету мүмкіндігіне әкеледі. Жылдық температурасы төменгі ендіктерде шамамен 2°С- қа, ал жоғары ендіктерде (80 с. е. ) үлкен шамаға 10°С- қа жоғарлайды.

Салыстыру үшін мынандай дерек келтірейік:Атмосфераның термиялық режім жоғарыда келтірілген жартылай эмпирикалық модель арқылыесептеулер сәл жоғарылау өзгерістер көрсетті. Ауаның орташа жылдамдық температурасы- күн тұрақтысын 2%- ке жоғарылатқанда, төменгі ендіктерде 3-4°С-қа, жоғары ендіктерде (80с. е. ) 12-14°С- қа өзгереді.

ЭНЕРГИЯНЫҢ КЕЙБІР ДӘСТҮРЛІ ЕМЕС КӨЗДЕРІН ПАЙДАЛАНУ

Күн - энергияның іс жүзінде сарқылмйтын көзі болып табылады. Оны тікелей немесе жанама, яғни фотосинтездің өнімдері, судың айналым, ауа массаларының қозғалысы және т. б. арқылы пайдалануға болады.

Көбіне күн энергиясын жинау әр түрлі коллекторлардың көмегімен жүргізіледі. Қазіргі кездің өзінде көптеген елдер (АҚШ, Израиль және т. б. ) жылумен, ыстық сумен қамтамасыз етуде күн энергиясын жинауға болады. Парниктерде қарапайым құрылғылардың көмегімен күн энергиясын жинауға болады. Тәуліктің жарық кезеңінде жылуды жинау үшін беттік ауданы мен жылу сыйымдылығы жоғары материалды орналастырады. Олар: тастар, су, металл, құм және т. б. болуы мүмкін. Күндіз олар жылуды жинайды, ал түнде бөліп шығарады. Мұндай құрылғылар Ресейдің, Қазақстанның, Орта Азияның оңтүстік бөліктерінің теплицаларында кңінен қолданылады.

Күнді электр энергиясын өндіруде пайдалануға болады. Күн энергиясын электр энергиясына айналдыру фотоэлементтердің көмегімен жүзеге асырылады. Бірақ, фотоэлементтерді қолданудың қиындығы олардың өте қымбат болуы мен үлкен аудан алуына байланысты. Күн радиациясына бай елдерде шаруашылықтың жекеленген салаларын толық күн энергиясымен электрификациялау жобалары жасалған. Мұндай энергияны пайдалану жоғары дәрежедегі экологиялығына байланысты дәстүрлі жолмен алынған энергиядан пайдалы болып шығады.

Күн энергиясын электр энергиясына айналдырудың екінші жолы, бұл - турбогенераторды қозғалысқа келтіретін суды буға айналдыру процесі. Бұл жағдайда күн сәулелерін жинайтын көптеген линзалар бар энергомұнаралар және арнайы күн тоғандары жасалады.

Күн энергиясын фотосинтез немесе биомасса арқылы алуға болады. Фотосинтез энергиясын алудың ең қарапайым жолы - органикалық затты жағу. Өнеркәсіптік даму жолына түспеген елдер үшін бұл негізгі әдіс болып табылады. Бірақ, органикалық затты басқа отын көзіне айналдыру жолын пайдаланғанда алдымен оны экологиялық жағынан тиімді түрге айналдырып алу қажет.

... жалғасы

Сіз бұл жұмысты біздің қосымшамыз арқылы толығымен тегін көре аласыз.