Минске на 15-й день каждого месяца составляет (ч.мин): январь 7.56, февраль 9.46, март
11.46, апрель 14.01, май 15.57, июнь 17.08, июль 16.39, август 14.56, сентябрь 12.45,
октябрь 10.38, ноябрь 8.35, декабрь 7.24. Самый длинный день 22 июня в Минске составляет 17 ч 11 мин (вместе с гражданскими сумерками 19 ч); самый короткий (22 декабря) — 7 ч 21 мин. Разница в длине дня, между северной и южной частями Беларуси в летний и зимний периоды составляет около 1 ч.
7.18.Какие закономерности раскрывают законы Кирхгофа и Планка?
Закон Кирхгофа. Тепловое излучение является равновесным - сколько энергии излучается телом, столь ее им и поглощается. Для трех тел, находящихся в замкнутой полости можно записать:
Указанное соотношение будет верным и тогда, когда одно из тел будет абсолютно черным:
Это закон Кирхгофа: отношение спектральной плотности энергетической светимости тела к его монохроматическому коэффициенту поглощения (при определенной температуре и для определенной длины волны) не зависит от природы тела и равно для всех тел спектральной плотности энергетической светимости при тех же самых температуре и длине волны.
Следствия из закона Кирхгофа:
1.Спектральная энергетическая светимость абсолютно черного тела является универсальной функцией длины волны и температуры тела.
2.Спектральная энергетическая светимость абсолютно черного тела наибольшая.
3.Спектральная энергетическая светимость произвольного тела равна произведению его коэффициента поглощения на спектральную энергетическую светимость абсолютно черного тела.
4.Любое тело при данной температуре излучает волны той же длины волны, которое оно излучает при данной температуре.
Систематическое изучение спектров ряда элементов позволило Кирхгофу и Бунзену установить однозначную связь между спектрами поглощения и излучения газов и индивидуальностью соответствующих атомов. Так был предложен спектральный анализ, с помощью которого можно выявить вещества, концентрация которых составляет 0,1нм.
Распределение спектральной плотности энергетической светимости для абсолютно черного тела, серого тела, произвольного тела. Последняя кривая имеет несколько максимумов и минимумов, что указывает на избирательность излучения и поглощения таких тел.
90
Теория Планка. Немецкий ученый в 1900 году выдвинул гипотезу о том, что тела излучают не непрерывно, а отдельными порциями - квантами. Энергия кванта пропорциональна частоте излучения: E = hν = h·c/λ , где h = 6,63*10-34 Дж·с постоянная Планка.
Руководствуясь представлениями о квантовом излучении абсолютно черного тела, он получил уравнение для спектральной плотности энергетической светимости АЧТ:
7.19. Какой спектр солнечных электромагнитных волн
На 1 квадратный метр обращенной к Солнцу поверхности площадки в окрестностях Земли ежесекундно поступает 1400 Дж энергии, переносимой солнечным электромагнитным излучением. Эта величина называется солнечной постоянной. Иными словами, плотность потока энергии солнечного излучения составляет 1,4 кВт/м2.
Спектр Солнца непрерывный, в нем наблюдается множество темных фраунгоферовых линий. Фраунгофер был первым, кто описал темные линии на фоне непрерывного спектра в 1814 году. Эти линии в спектре Солнца образуются в результате поглощения квантов света в более холодных слоях солнечной атмосферы.
Наибольшую интенсивность непрерывный спектр имеет в области длин волн 430–500 нм. В видимой и инфракрасной областях спектр электромагнитного излучения Солнца близок к спектру излучения абсолютно черного тела с температурой 6000 К. Эта температура соответствует температуре видимой поверхности Солнца – фотосферы. В видимой области спектра Солнца наиболее интенсивны линии Н и К ионизованного кальция, линии бальмеровской серии водорода Нα, Нβ и Нγ.
Около 9 % энергии в солнечном спектре приходится на ультрафиолетовое излучение с длинами волн от 100 до 400 нм. Остальная энергия разделена приблизительно поровну между видимой (400–760 нм) и инфракрасной (760–5000 нм) областями спектра.
Плотность потока излучения Солнца в рентгеновской области (0,1–10 нм) весьма мала (~5·10–4 Вт/м2) и сильно меняется с изменением уровня солнечной активности. В ультрафиолетовой области на длинах волн от 200 до 400 нм спектр Солнца также описывается законами излучения абсолютно черного тела.
В ультрафиолетовой области спектра с длинами волн короче 200 нм интенсивность непрерывного спектра резко падает и появляются эмиссионные линии. Наиболее интенсивна из них водородная линия лаймановской серии (λ = 121,5 нм). При ширине этой линии около 0,1 нм ей соответствует плотность потока излучения около 5·10–3 Вт/м2.
91
Интенсивность излучения в линии приблизительно в 100 раз меньше. Заметны также яркие эмиссионные линии различных атомов, важнейшие линии принадлежат Si I (λ = 181
нм), Mg II и Mg I, O II, O III, C III и другие.
Коротковолновое ультрафиолетовое излучение Солнца возникает вблизи фотосферы. Рентгеновское излучение исходит из хромосферы (Т ~ 104 К), расположенной над фотосферой, и короны (Т ~ 106 К) – внешней оболочки Солнца. Радиоизлучение на метровых волнах возникает в короне, на сантиметровых – в хромосфере.
7.20. Каким законом определяется ослабление солнечной радиации в атмосфере
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. Энергетическая освещенность ослабленной радиации S определяется по формуле Бугера
S = Soр
где So солнечная постоянная,
p - интегральный коэффициент прозрачности атмосферы, который показывает, какая доля солнечной радиации доходит до поверхности земли при отвесном падении солнечных лучей.
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 Т, который показывает число идеальных атмосфер, которое нужно взять, чтобы получить такое же ослабление радиации, какое производит реальная атмосфера.
Т= lgP / lgPi
7.21. В чем заключается прозрачность атмосферы
ПРОЗРАЧНОСТЬ ЗЕМНОЙ АТМОСФЕРЫ - способность атмосферы пропускать направленное излучение. Различают понятия "прозрачность среды" и "пропускание излучения средой". Среда может быть непрозрачной (облака, молочное стекло и др.) и в то же время может пропускать рассеянный свет. Но применительно к атмосфере под
92
пропусканием обычно понимают долю пропускания атмосферой только направленного излучения, поэтому характеристики пропускания и прозрачность земной атмосферы близки между собой.
Понятие прозрачность земной атмосферы связывалось обычно с возможностью чёткого видения удалённых предметов и огней, т. е. с условиями пропускания атмосферой видимого излучения. В настоящее время это понятие используется для характеристики излучения в широком диапазоне длин волн - от рентгеновского и гамма-излучения вплоть до микроволнового.
Различают спектральную и интегральную прозрачность земной атмосферы. Под спектральной прозрачность земной атмосферы понимают способность атмосферы пропускать направленное квазимонохроматическое излучение, т.е. излучение в сравнительно узких участках спектра. Под интегральной прозрачность земной атмосферы понимается способность атмосферы пропускать направленное излучение в широких участках спектра. Для количественного выражения прозрачность земной атмосферы используются разные характеристики. Наиболее употребительными из них являются: коэффициент пропускания, коэффициент прозрачности, фактор мутности и метеорологическая дальность видимости.
В общем случае прозрачность среды характеризуется коэффициентом пропускания t - отношением потока, прошедшего через среду, к потоку, упавшему на неё. Величину, обратную t, называют коэффициентом ослабления. Отношение потока излучения Ф, прошедшего атмосферу в вертикальном направлении, к внеатмосферному значению потока называют коэффициентом прозрачности земной атмосферы.
7.22.Какими критериями характеризуется отраженная и поглощённая солнечная радиация
Всю солнечную радиацию, приходящую к земной поверхности – прямую и рассеянную – называют суммарной радиацией. Таким образом, суммарная радиация
Q = S sin h + D,
где S – энергетическая освещенность прямой радиацией,
D – энергетическая освещенность рассеянной радиацией, h – высота стояния Солнца.
Падая на земную поверхность, суммарная радиация в большей своей части поглощается в верхнем тонком слое почвы или в более толстом слое воды и переходит в тепло, а частично отражается. Величина отражения солнечной радиации земной поверхностью зависит от характера этой поверхности. Отношение количества отраженной радиации к общему количеству радиации, падающей на данную поверхность, называется альбедо поверхности. Это отношение выражается в процентах.
Итак, из общего потока суммарной радиации (S sin h + D) от земной поверхности отражается часть его (S · sin h + D)А, где А – альбедо поверхности. Остальная часть суммарной радиации
(S · sin h + D) (1 – А) поглощается земной поверхностью и идет на нагревание верхних слоев почвы и воды. Эту часть называют поглощенной радиацией.
Альбедо поверхности почвы меняется в пределах 10–30%; у влажного чернозема оно снижается до 5%, а у сухого светлого песка может повышаться до 40%. С возрастанием влажности почвы альбедо снижается. Альбедо растительного покрова – леса, луга, поля – составляет 10–25%. Альбедо поверхности свежевыпавшего снега – 80–90%, давно лежащего снега – около 50% и ниже. Альбедо гладкой водной поверхности для прямой радиации меняется от нескольких процентов (если Солнце высоко) до 70% (если низко); оно зависит также от волнения. Для рассеянной радиации альбедо водных поверхностей
93
равно 5–10%. В среднем альбедо поверхности Мирового океана составляет 5–20%. Альбедо верхней поверхности облаков – от нескольких процентов до 70–80% в зависимости от типа и мощности облачного покрова – в среднем 50–60% (С.П. Хромов, М.А. Петросянц, 2004).
Приведенные цифры относятся к отражению солнечной радиации не только видимой, но и во всем ее спектре. Фотометрическими средствами измеряют альбедо только для видимой радиации, которое, конечно, может несколько отличаться от альбедо для всего потока радиации.
Преобладающая часть радиации, отраженной земной поверхностью и верхней поверхностью облаков, уходит за пределы атмосферы в мировое пространство. Также уходит в мировое пространство часть (около одной трети) рассеянной радиации.
Отношение уходящей в космос отраженной и рассеянной солнечной радиации к общему количеству солнечной радиации, поступающей к атмосфере, носит название планетарного альбедо Земли, или просто альбедо Земли.
В целом альбедо Земли оценивается в 31%. Основную часть альбедо Земли составляет отражение солнечной радиации облаками.
Радиационный баланс земной поверхности - разность между суммарной солнечной радиацией, поглощенной земной поверхностью, и ее эффективным излучением. Для земной поверхности :
-приходная часть есть поглощенная прямая и рассеянная солнечная радиация, а также поглощенное встречное излучение атмосферы;
-расходная часть состоит из потери тепла за счет собственного излучения земной поверхности.
Радиационный баланс может быть положительным (днем, летом) и отрицательным (ночью, зимой); измеряется в кВт/кв.м/мин.
R = (I sinh + i)(1-A) - Eе.
Радиационный баланс земной поверхности - важнейший компонент теплового баланса земной поверхности; один из основных климатообразующих факторов.
Тепловой баланс земной поверхности - алгебраическая сумма всех видов прихода и расхода тепла на поверхность суши и океана. Характер теплового баланса и его энергетический уровень определяют особенности и интенсивность большинства экзогенных процессов. Основными составляющими теплового баланса океана являются:
-радиационный баланс;
-затрата тепла на испарение;
-турбулентный теплообмен между поверхностью океана и атмосферой;
-вертикальный турбулентный теплообмен поверхности океана с нижележащими слоями; и
-горизонтальная океаническая адвекция.
Выражается уравнением:
Rп+ LE + P + B = 0,
где, Rп – радиационный баланс (приходная часть баланса), расходная часть:
LE – затраты тепла на испарение (L – скрытая теплота парообразования, Е – испарение),
P – потери тепла через турбулентный обмен между поверхностью и атмосферой, В – потери тепла через теплообмен между поверхностью и почвогрунтами.
94