2. Пропускание атмосферы в ик диапазоне

Коэффициент пропускания К_пр, оптического излучения в какой-либо среде можно в общем виде определять по формуле:

К_пр= exp (aeL), (3)

где ае – коэффициент экстинкции (ослабления); L – длина пути, пройденного излучением.

Коэффициент экстинкции (ослабления) равен сумме коэффициен­тов поглощения и рассеяния, измеряется в обратных единицах длины (см^-1, м^-1 и т.п.). При взаимодействии излучения с атмос­ферной средой происходят, в основном, процессы поглощения (се­лективные и неселективные) и рассеяния (резонансные и диффузные).

Пары воды, молекулы углекислого газа, озона и другие примеси, имеющиеся в атмосфере, селективно поглощают ИК излучение. Особенно интенсивно поглощают ИК излучение пары воды. Напри­мер, слой воды в несколько сантиметров является непрозрачным для ИК излучения с длиной волны более 1 мкм. Поэтому слой воды можно использовать в качестве теплозащитного экрана (фильтра), что и традиционно применяется при тушении пожаров. Молекулы азота, кислорода ослабляют ИК излучение за счет молекулярного (релеевского) рассеяния, которое значительно интенсивнее в види­мом и УФ диапазонах, так как коэффициент релеевского рассеяния пропорционален λ^–4. Именно этим объясняется голубой цвет неба, поскольку ультрафиолетовая компонента видимого света рассеива­ется интенсивнее, чем другие длины волн видимого диапазона.

Рассеяние и поглощение ИК излучения аэрозольными образова­ниями зависит от размера и химического состава частиц, их концентрации, длины волны излучения, географического положения (над морем или над континентом, на экваторе или на высоких широтах) и от других многих факторов и параметров.

В результате влияния всех этих процессов ИК излучение, прохо­дя через атмосферу и достигая земной поверхности, ослабевает.

Изучение свойств земной атмосферы с точки зрения ее прозрач­ности в ИК диапазоне (как и для видимого и УФ диапазонов) имеет большое значение не только для радиационного и теплового балан­са при обмене между падающим на Землю солнечна излучением и ИК излучением, испускаемым ею в космос (обратное излучение Земли), но и для самых различных приложений: связи, локации планет, медицины, экологии, сельского хозяйства, метеорологии, биофизики и т. д.

3. Радиационный и тепловой баланс земли

Основным источником энергии для всех процессов, происходя­щих в биосфере, является солнечное излучение. Атмосфера, окружа­ющая Землю, слабо поглощает коротковолновое излучение Солнца, которое, в основном, достигает земной поверхности. Некоторая часть солнечного излучения поглощается и рассеивается атмосфе­рой. Поглощение падающей солнечной радиации обусловлено нали­чием в атмосфере озона, углекислого газа, паров воды, аэрозолей.

Рассеяние падающей радиации Солнца обусловлено процессами взаимодействия излучения с атомами, молекулами газов и аэро­зольными частицами. Прямая и рассеянная компоненты солнечного излучения, достигая земной поверхности частично поглощаются земной поверхностью, а часть падающего излучения отражается от нее в зависимости от характера поверхности. Отражательная спо­собность тел характеризуется величиной альбедо, оценивающей отражательные или рассеивающие свойства (отношение отражен­ной мощности к мощности падающего потока). Например, поверх­ность, покрытая льдом, может отразить 75% и более падающего излучения; песок – примерно 30%; травяной покров – примерно 10%; а водная поверхность – примерно 2%.

Под действием падающего солнечного потока в результате его поглощения земная поверхность нагревается и становится источни­ком длинноволнового (ДВ) излучения, направленного к атмосфере. Атмосфера, с другой стороны, также является источником ДВ излучения, направленного к Земле (так называемое противоизлуче­ние атмосферы). При этом возникает взаимный теплообмен между земной поверхностью и атмосферой. Разность между КВ излучени­ем, поглощенным земной поверхностью и эффективным излучением называется радиационным балансом. Преобразование энергии КВ солнечной радиации при поглощении ее земной поверхностью и ат­мосферой, теплообмен между ними составляют тепловой баланс Земли.

Главной особенностью радиационного режима атмосферы явля­ется парниковый эффект, который заключается в том, что КВ радиация большей частью доходит до земной поверхности, вызывая ее нагрев, а ДВ излучение от Земли задерживается атмосферой, уменьшая при этом теплоотдачу Земли в космос. Атмосфера явля­ется своего рода теплоизолирующей оболочкой, которая препят­ствует охлаждению Земли. Увеличение процентного содержания СО₂, паров Н₂О, аэрозолей и т. п. будет усиливать парниковый эффект, что приводит к увеличению средней температуры нижнего слоя атмосферы и потеплению климата. Основным источником теплового излучения атмосферы является земная поверхность.

Интенсивность солнечного излучения, поглощенного земной поверхностью и атмосферой составляет 237 Вт/м², из них 157 Вт/м² поглощается земной поверхностью, а 80 Вт/м² – атмосферой. Теп­ловой баланс Земли в общем виде представлен на рис. 1.

Рис. 1. Схема теплообмена земли:

КВ – коротковолновое; ДВ – длинноволновое; (→| приток; |→ отток энергии)

Радиационный баланс земной поверхности составляет 105 Вт/м², а эффективное излучение с нее равно разности поглощенной ради­ации и радиационного баланса и составляет 52 Вт/м². Энергия радиационного баланса затрачивается на турбулентный теплообмен Земли с атмосферой, что составляет 17 Вт/м², и на процесс испаре­ния воды, что составляет 88 Вт/м².

Сумма составляющих теплообмена (185 Вт/м²), равна тепловым потерям атмосферы в виде ДВ излучения в космическое пространст­во. Незначительная часть падающего солнечного излучения, кото­рая существенно меньше приведенных составляющих теплового баланса, расходуется на другие процессы, происходящие в атмос­фере.

Рис. 2. Схема теплообмена атмосферы:

КВ – коротковолновое излучение; ДВ – длинноволновое

С тепловым балансом Земли и атмосферы связан водный баланс атмосферы. В целом этот баланс для определенной поверхности соответствует равенству количества выпадающих на Землю осадков (133 см/год) и количеству водных испарений с поверхности Земли (тоже 133 см/год).

Разность испарений с континентов и поверхностей морей и оке­анов компенсируется за счет процессов массообмена водяных паров посредством воздушных течений и стока рек, впадающих в водные акватории земного шара.