Контрольні запитання

1.Як відбувається розсіювання сонячної радіації в атмосфері? Проаналізуйте формулу Релея.

2.Які оптичні явища в атмосфері пов'язані з розсіюванням сонячної радіації?

3.Чим визначається послаблення сонячної радіації в атмосфері?

4.Який характер поглинання сонячної радіації при проходженні потоку променистої енергії Сонця через атмосферу Землі?

5.Закон Ламберта та його аналіз.

6.У чому полягає фізичний зміст масового коефіцієнта послаблення сонячної радіації?

7.Що називають коефіцієнтом прозорості атмосфери?

8.Як записується формула Бугера і для чого вона служить?

9.Що називають оптичною масою атмосфери?

10.Що розуміють під фактором мутності атмосфери?

Тема 7 радіаційний баланс земної поверхні

Мета: розвинути у студентів навики самостійної роботи з технічною літературою, вміння вибирати головне, узагальнити і систематизувати знання.

Завдання:

1.Прочитати текст.

2.Скласти конспект.

3.Відповісти на запитання для самоперевірки.

7.1. Сумарна радіація

Потоком сумарної радіації І_s називається сума потоків прямої (І₀ ^/) і розсіяної (і) сонячної радіації, які поступають на горизонтальну поверхню.

Отже

I_s =I₀ ^/ +I (7.1)

Або підставивши у (7.1) вираз для I₀ ^/ із формули (5.3), отримаємо:

І_s=І₀sin h_© + і, (7.2)

Результати вимірювання сумарної радіації показують, що її інтенсивність залежить від широти місцезнаходження, пори року, часу, хмарності, прозорості атмосфери тощо. При безхмарному небі сумарна радіація має добовий хід з максимумом біля полудня та річний хід з максимумом влітку. Часткова хмарність, яка не закриває сонячного диску, збільшує сумарну радіацію порівняно з безхмарним небом, а повна хмарність навпаки, суттєво зменшує її. У середньому ж хмарність зменшує сумарну радіацію.

7.2. Альбедо Землі

Альбедо, або відбивною властивістю будь-якої поверхні, називають відношення потоку відбитої даною поверхнею радіації до потоку падаючої радіації, виражене в частках одиниці або у відсотках.

Оскільки земна поверхня не є абсолютно чорним тілом, то сумарна радіація, що надходить до неї, частково відбивається. Якщо А - альбедо земної поверхні, то величина відбитої радіації становить (ІSiп h_© + і) А, а поглинута земною поверхнею сумарна радіація виразиться:

(ІSіп h_© + і) - (ІSіп h_© + і)А = (ІSіп h_© + і)(1 - А) (7.3)

Альбедо земної поверхні залежить від її властивостей та стану: кольору, вологості, шорсткості, наявності та характеру рослинного покриву. Так, альбедо свіжого сухого снігу становить 0,8 - 0,95; забрудненого снігу - 0,05 - 0,15; сухих світлих піщаних ґрунтів - 0,25 - 0,45; поля жита й пшениці - 0,1 - 0,25; луків - 0,15 - 0,25; сухих степів - 0,2 - 0,3; хвойних лісів - 0,1 - 0,15 і т. д. Альбедо водної поверхні сильно залежить від кута падіння сонячних променів. Наприклад, при висоті Сонця 90° А = 2%; при h_© = 50° А = 4 %; при h_© = 20° А = 12 %; при h_© = 5° А = 35 %.

7.3. Випромінювання Землі та атмосфери

Як і будь-яке тіло, нагріте вище абсолютного нуля, Земля та її атмосфера випромінюють енергію. Інтенсивність випромінювання (віддача променистої енергії з одиниці горизонтальної поверхні за одиницю часу) можна розрахувати, якщо відома абсолютна температура тіла, за законом Стефана-Больцмана:

В = δσТ⁴, (7.4)

де σ - стала, що дорівнює 5,67032x10^-8 Вт/(м²/К⁴); δ - коефіцієнт, який показує, яку частку від абсолютно чорного тіла становить випромінювання даної поверхні; Т - температура в К.

Оскільки абсолютна температура земної поверхні й атмосфери знаходиться у межах 180 - 350 К, то при таких температурах випромінювана радіація знаходиться в межах 4 - 120 мкм, а максимум її енергії припадає на довжини хвиль 10 - 15 мкм. Отже, радіація, що випромінюється Землею та атмосферою - інфрачервона і не сприймається оком.

Більша частина атмосферної радіації (70 %) надходить до земної поверхні, а решта йде у світовий простір.

Атмосферну радіацію, що надходить до земної поверхні, оскільки вона направлена назустріч власному випромінюванню земною поверхнею, називають зустрічним випромінюванням (В_в).

Зустрічне випромінювання завжди менше від земного, через що вночі, коли відсутня сонячна радіація і до земної поверхні надходить лише зустрічне випромінювання, поверхня Землі охолоджується за рахунок додатної різниці між власним і зустрічним випромінюваннями. Цю різницю називають ефективним випромінюванням (В_е):

В_е = В_з - В_в, (7.5)

де В_з - власне випромінювання земної поверхні.

Із (7.5) видно, що ефективне випромінювання являє собою чисту втрату променистої енергії, а значить і тепла із земної поверхні вночі. Ефективне випромінювання існує і в денні часи, однак удень воно перекривається або частково компенсується поглинутою сонячною радіацією. Тому зрозуміло, що земна поверхня вдень тепліша, ніж уночі, а значить і ефективне випромінювання вдень більше.

Загалом земна поверхня в середніх широтах втрачає ефективним випромінюванням біля половини тієї кількості тепла, яке вона отримує від поглинутої радіації.

Поглинаючи земне випромінювання й посилаючи зустрічне випромінювання до поверхні Землі, атмосфера, природно, зменшує охолодження земної поверхні в нічні часи доби, оскільки зустрічне випромінювання майже повністю поглинається земною поверхнею. Чим більша величина зустрічного випромінювання, тим менше ефективне випромінювання й тим повільніше охолоджується Земна поверхня.