Уравнение ослабления солнечной радиации

Напишем уравнение ослабления солнечной радиации dI = -

αIρds

Интегрируем это уравнение от верхней границы атмосферы, куда радиация входит в точке А с интенсивностью Io, равной

солнечной постоянной, до земной поверхности, куда радиация попадает в точке В с интенсивностью I

Уравнение ослабления солнечной радиации

постоянной доходит до земной поверхности при отвесном падении солнечных лучей.

Оптическая масса атмосферы, конечно, зависит от высоты, или зенитного расстояния солнца. При зенитном расстоянии солнца z менее 60° масса атмосферы будет с достаточным приближением

равна secz.

Уравнение ослабления солнечной радиации

Теоретическим путем можно также определить средний коэффициент прозрачности для идеальной атмосферы, не содержащей водяного пара и аэрозольных частичек.

Для идеальной атмосферы средний коэффициент прозрачности около 0,9; в действительных атмосферных условиях на равнине он от 0,70 до 0,85, зимой несколько больше, чем летом.

С возрастанием упругости водяного пара в воздухе коэффициент прозрачности несколько убывает. С широтой коэффициент прозрачности возрастает в связи с убыванием водяного пара и меньшей запыленностью атмосферы в высоких широтах. У экватора он равен в среднем 0,72, а под 75° с. ш. – 0,82.

Введём обозначения:

•S – прямая солнечная радиация на площадку, перпендикулярную падающим солнечным лучам; S0 - солнечная постоянная;

•D – рассеянная солнечная радиация;

• Q – суммарная солнечная радиация; Q = S‘ + D, S‘ = S0 sinhо

•hо – высота Солнца;

•A – альбедо;

•S‘ – поток солнечной радиации на горизонтальную поверхность;

•Ез – излучение земной поверхности: Ез = δσT4 ;

•Еа – излучение атмосферы: Еа =σ Ta 4 (с + g√e ), c,g – постоянные;

•δ – излучательно - поглощательная способность поверхности Земли;

•Еэфф = Ез - δЕа – эффективное излучение земной поверхности;

•В – радиационный баланс деятельного слоя Земли.

Все потоки лучистой энергии оцениваются в кВт/М2

АЛЬБЕДО

АЛЬБЕДО – характеризует отражательную способность поверхности по отношению к коротковолновой радиации и равняется:

A = R/Q *100%

Подстилающая поверхность –

или Земная поверхность

Радиационный и тепловой баланс деятельного слоя Земли

УРАВНЕНИЕ РАДИАЦИОННОГО БАЛАНСА

В = (S‘ + D)(1 - A) + δEa – Eз

Таким образом, величина радиационного баланса показывает количество лучистой энергии, которое он получил в результате поглощения коротковолновой радиации и баланса длинноволновой радиации.

УРАВНЕНИЕ ТЕПЛОВОГО БАЛАНСА

В = Р + QT + LW

P – поток тепла в почве,

QT – поток тепла в атмосфере,

L – скрытое тепло фазовых переходов воды,

W – скорость фазовых переходов воды, LW – затрата (выделение) тепла на фазовые переходы воды