Добавил:
ivanov666
Опубликованный материал нарушает ваши авторские права? Сообщите нам.
Вуз:
Предмет:
Файл:Учение об атмосфере. Учебное пособие-1
.pdf
2. Радиация (лучистая энергия) в атмосфере
41
Распространение лучистой энергии в потоке солнечной радиа-
ции по длинам волн называется спектром солнечной радиации.
На границе атмосферы более 99 % солнечной энергии излучается
на участке спектра между длинами волн от 0,17 до 40 мкм. Поэтому солнечную радиацию называют коротковолновой (в отличие от
длинноволновой радиации Земли и атмосферы). Около 50 % энергии
в солнечном спектре на границе атмосферы приходится на видимую
часть спектра (0,40–0,76 мкм), 7 % на ультрафиолетовую радиацию
(λ < 0,40 мкм) и 43 % на инфракрасные лучи (λ > 0,76 мкм). Все тела
способны частично или полностью поглощать, отражать или пропускать энергию излучения. Распространение радиации подчиняется
нескольким законам [22].
2.3. Основные законы излучения
Закон Кирхгофа. Отношение излучательной способности rλ к
поглощательной aλ не зависит от природы тела; оно является для
всех тел функцией длины волны λ и температуры T:
rλ/aλ = B(λ,T). (4)
Для абсолютно черного тела aλ = 1 и излучательная способность
его
r
= B(λ,T). (5)
λч. т
Таким образом, функция B(λ,T) в законе Кирхгофа представляет
собой излучательную способность абсолютно черного тела. Вприроде абсолютно черных тел не существует. Для всех реальных тел
aλ< 1. Согласно закону Кирхгофа это означает, что все реальные тела
излучают энергии меньше, чем абсолютно черное тело (при одной и
той же температуре) [22].
Закон Планка характеризует распределение энергии в спектре
излучения абсолютно черного тела по длинам волн и выглядит так:
42
λ
2
10289782,0
λ
TBσ=
Учение об атмосфере: учебное пособие
, (6)
TB
λ
C
2
C
1
λ
e
5
1
−
T
)1(),(
−=
где С1 и С2 – экспериментально найденные постоянные коэффициенты излучения.
При определенной длине волны каждая кривая распределения
энергии в спектре излучения имеет максимум, который при возрастании температуры смещается в сторону более коротких волн и становится более острым. Эти кривые впервые были построены в 1900
году немецким физиком М. Планком.
Закон Вина (закон смещения длины волны). Длина волны λ
max
на которую приходится максимум излучательной способности абсолютно черного тела, обратно пропорциональна абсолютной температуре Ò:
−
. (7)
max
КмT ⋅•=
При низких температурах максимум излучательной способности
лежит в области более длинных волн, и тело испускает преимущественно невидимые (инфракрасные) лучи, которые не воспринимаются глазом.
Закон Стефана – Больцмана. Полный поток B излучения абсо-
лютно черного тела возрастает пропорционально четвертой степени
его абсолютной температуры:
,
, (8)
4
где σ – постоянная Стефана – Больцмана, равная 5,6696 10–8 Вт/(м2·к4).
2.4. Виды солнечной радиации
и другие ее характеристики
Солнечная активность – совокупность физических изменений,
происходящих на Солнце. Во внутренних частях Солнца происходят термоядерные реакции, являющиеся источником солнечной
энергии. Внешним проявлением солнечной активности являются
2. Радиация (лучистая энергия) в атмосфере
солнечные пятна, гранулы и весьма яркие области – факелы, видимые на поверхности фотосферы в виде протуберанцев.
Пятнообразовательная деятельность Солнца весьма изменчива.
Однако многочисленными наблюдениями установлена цикличность
максимума солнечной активности с периодом около 11 лет. В период
максимальной солнечной активности в наиболее активных областях
Солнца происходят глубокие изменения в энергетике Солнца. Возрастает количество протуберанцев – колоссальной силы взрывов
в виде языков раскаленных газов, усиливается ультрафиолетовое,
рентгеновское и корпускулярное излучение, увеличивается ионизация атмосферы Земли. Это приводит к возникновению важных процессов в верхних слоях атмосферы Земли (полярных сияний, диссоциаций молекул газов и т. п.). По выводам многих исследователей,
солнечная активность оказывает существенное влияние и на процессы, происходящие в нижних слоях атмосферы. Попадание Земли
в солнечный корпускулярный поток сопровождается изменением
атмосферной циркуляции, перестройкой термобарического поля
и поля ветра, а также отрицательно влияет на самочувствие людей
(биометеорология).
Солнечная постоянная F – количество лучистой энергии (в ка-
лориях), которое поступает от Солнца за единицу времени на единицу площади, расположенной перпендикулярно солнечным лучам
на верхней границе атмосферы, при среднем расстоянии Земли от
Солнца. Всемирной метеорологической организацией принято значение Солнечной постоянной, равное 1,98 кал/(см2•мин) по старым
учебникам и 1,37 кВт/м2 в современных единицах измерения. Эта
величина испытывает некоторые колебания в зависимости от активности Солнца и расстояния между Землей и Солнцем (максимум
в январе и минимум в июле). Это расстояние составляет примерно
(150 ± 2) млн км (точнее см. в Приложении 1).
Прямая солнечная радиация F0 – радиация, доходящая до места
наблюдателя в виде пучка параллельных лучей непосредственно от
диска Солнца на перпендикулярную лучам площадку.
Поток прямой солнечной радиации зависит от расстояния между
Землей и Солнцем, физического состояния атмосферы над пунктом
43
44
)sin(
hFF ⋅=
′
Учение об атмосфере: учебное пособие
наблюдателя (содержание поглощающих газов, твердых и жидких
атмосферных примесей, наличие облаков и туманов). Интенсивность прямой солнечной радиации измеряется количеством лучистой энергии, переносимой солнечными лучами в единичном телесном угле через единичную площадку, перпендикулярную к ним.
Определяющее внимание на поток прямой солнечной радиации
оказывает облачность. Облака нижнего яруса полностью задерживают прямую солнечную радиацию при всех высотах Солнца. Облака верхнего яруса мало ослабляют солнечную радиацию. Лишь
на малых высотах Солнца (до 15–20°) при наличии облаков верхнего яруса (перистых, перисто-слоистых) поток прямой солнечной
радиа ции резко убывает.
F´ – инсоляция – поток солнечной радиации на горизонтальную
поверхность
0 c
, (9)
где hc – высота Солнца над горизонтом.
Рассеянная солнечная радиация i – радиация, претерпевшая рас-
сеяние в атмосфере. Количество рассеянной радиации, поступающей на единицу площади горизонтальной поверхности в единицу
времени, называется потоком рассеянной радиации. Значительная
часть рассеянной радиации обусловлена рассеянием энергии Солнца аэрозолем и молекулами воздуха. Молекулярное рассеяние очень
близко к рассеянию по закону Релея, т. е. обратно пропорционально
четвертой степени длины волны рассеиваемых лучей. Характеризуется индикатрисой молекулярного рассеяния.
Рассеяние света взвешенными в воздухе частицами пыли, мелкими капельками и кристалликами, размер которых больше длины волны рассеиваемых лучей, происходит уже обратно пропорционально второй и даже первой степени длины волны. Поэтому
всякое помутнение атмосферы обуславливает более равномерное
рассеяние лучей различной длины. Сильно увеличивают величину
рассеянной радиации облака и снежный покров. Характеризуется
индикатрисой аэрозольного рассеяния.
В отличие от прямой солнечной радиации рассеянная радиация
приходит к земной поверхности от всего небесного свода. Рассеива-
2. Радиация (лучистая энергия) в атмосфере
90
/0FF=
τ
45
нием света объясняются голубой цвет неба, сумерки, освещенность
при пасмурном небе, видимость предметов, находящихся в тени, поляризация небесного света.
Коэффициент ослабления a* характеризует ослабление солнеч-
ной радиации вследствие поглощения и рассеяния ее на пути сквозь
атмосферу; он определяется из формулы Бугера – Ламберта:
−
ma
*
eFF
, (10)
=
0
где F – поток радиации после прохождения m единичных масс ат-
мосферы; F0 – солнечная постоянная; a* – коэффициент ослабления
солнечной радиации для всего вертикального столба воздуха (оптической толщины атмосферы).
Поскольку масса столба атмосферы изменяется быстро при ма-
лых значениях высот Солнца и медленно при больших (при изменении высоты Солнца от 90° до 10° масса изменяется от 1 до 5,6, а при
изменении высоты Солнца от 10º до 0° масса изменяется от 5,6 до
35,4 раза), то поток солнечной радиации F быстро возрастает после
восхода Солнца в утренние часы и быстро убывает перед заходом
Солнца в вечерние часы; в околополуденные часы поток солнечной
радиации сравнительно медленно изменяется во времени.
Коэффициент прозрачности атмосферы τ* – отношение потока
прямой солнечной радиации, которая достигает земной поверхности при положении Солнца в зените (m = 1), к потоку солнечной
радиации на верхней границе атмосферы (к солнечной постоянной):
. (11)
Так как F
< F0, то коэффициент прозрачности всегда меньше
90°
∗
0
единицы (τ < 1).
Коэффициент прозрачности является функцией длины волны.
Поскольку основным процессом ослабления солнечной радиации
является рассеяние, то коэффициент прозрачности с увеличением
длины волны возрастает, так как рассеяние коротких волн более
значительно, чем длинных. Так, коэффициент прозрачности для
ультрафиолетовых лучей составляет 0,3; зеленых – 0,7; оранжевых и
46
./иaaf
=
Учение об атмосфере: учебное пособие
красных около 0,8; инфракрасных– 0,9. В связи с этим красный свет,
лучше всего проходящий через толщу воздуха, является на транспорте сигналом опасности и Солнце на горизонте кажется красным
при замутненной атмосфере.
Фактор мутности f* характеризует ослабление солнечной
радиа ции в атмосфере и представляет собой отношение коэффициента ослабления реальной атмосферы к коэффициенту ослабления
идеальной атмосферы:
(12)
∗∗∗
Величина фактора мутности f* показывает, сколько потребовалось бы масс сухой и чистой атмосферы, чтобы получить такое же
ослабление солнечной радиации, какое дает одна масса реальной
загрязненной атмосферы. Величина фактора мутности зависит от
свойств воздушных масс. В арктическом воздухе он примерно в два
раза меньше, чем в континентальном тропическом.
2.5. Излучение Земли и атмосферы
Излучение земной поверхности (поток излучения) согласно за-
кону Кирхгофа и Стефана – Больцмана с достаточной степенью точности выражается формулой
4
δσ
, (13)
TB ⋅=
00
где δ – поглощательная способность земной поверхности;
T0 – температура земной поверхности.
Значение δ для различных поверхностей по данным измерений
колеблется от 0,85 до 0,99. Наибольшей излучательной способностью в инфракрасном участке спектра обладает снег (δ = 0,99).
Всреднем δ = 0,95.
Часть длинноволновой радиации, излучаемой атмосферой и направленной к земной поверхности, называют встречным излучени-
ем. Поток встречного излучения атмосферы В представляет собой
количество длинноволновой радиации, поступающей от атмосферы
2. Радиация (лучистая энергия) в атмосфере
47
или облаков к поверхности площадью 1 кв. м на земной поверхности в единицу времени. Поскольку земная поверхность не является
абсолютно черным телом, то ею поглощается только часть поступившего потока. Разность между собственным излучением земной
поверхности B0 и поглощенной ею частью встречного излучения атмосферы δBA называют эффективным излучением земной поверхности B*:
BBB
−=
. (14)
δ
A
0*
Суммарная радиация Q* – сумма потоков прямой и рассеянной
радиации, поступающей на единичную поверхность в единицу времени. Поток суммарной радиации увеличивается сравнительно медленно от полюса до широты 50°, а затем очень быстро возрастает в
субтропических и тропических широтах, где наблюдается его максимум. В экваториальной области величина Q* несколько меньше,
чем в субтропиках. Сплошная облачность понижает величину Q*
тем больше, чем плотнее облачный покров.
Альбедо r – отношение потока отраженной данной поверхностью
радиации к общему потоку радиации, падающей на эту поверхность,
выраженное в долях единицы или в процентах. Характеризует отражательную способность какой-либо поверхности. Альбедо зависит
от свойств и состояния подстилающей поверхности, ее цвета и шероховатости (табл. 2).
Анализ данных таблицы 2 показывает, что альбедо свежевыпав-
шего снега в среднем в 8–9 раз больше, чем почвы. Весной загрязненный снег имеет альбедо 0,4–0,5; а рядом оголенная почва или
асфальт имеют альбедо в 4–5 раз меньше. Поэтому последние будут
нагреваться больше и над ними будут развиваться конвективные
восходящие потоки, которые усилят таяние снежного покрова.
48
Альбедо (r) различных поверхностей Земли [22]
Поверхность Альбедо Поверхность Альбедо
Снег и лед
Свежий сухой снег
Чистый влажный снег
Загрязненный снег
Морской лед
Обнаженная почва
Темные почвы
Влажные серые почвы
Сухие глинистые или
серые почвы
Сухие светлые
песчаные почвы
Учение об атмосфере: учебное пособие
Таблица 2
Поля, луга, тундра
0,80–0,95
0,60–0,70
0,40–0,50
0,30–0,40
0,05–0,15
0,10–0,20
0,20–0,35
0,25–0,45
Поля ржи и пшеницы
Картофельное поле
Хлопковые поля
Луга
Сухая степь
Тундра
Древесная
растительность
Хвойные леса
Лиственные леса
Асфальт
0,10–0,25
0,15–0,25
0,20–0,25
0,15–0,25
0,20–0,30
0,15–0,20
0,10–0,15
0,15–0,20
0,10–0,20
2.6. Радиационный баланс
На рисунке 13 показан годовой радиационный баланс Земли.
Он отнесен к 100 %-ной солнечной радиации, приходящей на верхнюю границу атмосферы. Его составляющие даны в процентах для
коротко волновой радиации.
Разность между поглощенной солнечной радиацией и эффективным излучением составляет радиационный баланс, или остаточную
радиацию земной поверхности (В). Радиационный баланс, осредненный для всей поверхности Земли, можно записать в виде формулы B = Q * (1 – А) – Еэф или B = Q – Rk – Eэф. На рисунке 13 показано
приблизительное процентное соотношение различных видов радиации, участвующих в радиационном и тепловом балансе. Очевидно, что поверхность Земли поглощает 47 % от всей поступившей на
планету радиации, а эффективное излучение составляет 18 %. Таким
образом, радиационный баланс, осредненный для поверхности всей
Земли, положительный и составляет 29 %.
2. Радиация (лучистая энергия) в атмосфере
Рис. 13. Схема радиационного и теплового балансов земной поверхности
(по К. Я. Кондратьеву) [17]
49
3. ОСНОВЫ СТАТИКИ АТМОСФЕРЫ
3.1. Основное уравнение статики и его анализ
Выделим в атмосфере две изобарические поверхности и между
ними объем воздуха с горизонтальным основанием в 1 м2. На него в
неподвижном состоянии действует всего две силы: сила тяжести G и
сила атмосферного давления Р.
Давление воздуха на боковые поверхности рассматриваемого
куба уравновешивается. На верхнюю поверхность оно будет меньше, чем на нижнюю (так как давление воздуха с высотой понижается) на величину перепада давления dP между изобарическими
поверхностями. Поскольку объем находится в равновесии, то этот
перепад давления dP должен уравновешиваться силой тяжести, которая равна массе этого единичного объема dρdz. Таким образом,
получаем основное уравнение статики:
dP = –gρdz, (15)
или в конечных приращениях:
ΔP = –gρpΔz. (16)
Знак минус (–) означает, что давление с высотой понижается и
поставлен потому, что рассматриваемые силы действуют в противоположном направлении (сила тяжести вниз, а сила давления вверх,
так как в нижних слоях давление больше, чем на верхних).
Из этого уравнения можно сделать 3 вывода:
1. Если выделить в атмосфере вертикальный столб воздуха с поперечным сечением в 1 м2 и высотой от данного уровня до верхней
границы атмосферы, то масса этого столба воздуха называется атмосферным давлением, или давлением воздуха.
2. Поскольку плотность теплого воздуха меньше плотности холодного, то давление в теплом воздухе с высотой понижается медленнее, чем в холодном.
3. Поскольку плотность воздуха на больших высотах меньше, чем
на малых, то и давление на больших высотах понижается медленнее,
чем на малых.
Соседние файлы в предмете [НЕСОРТИРОВАННОЕ]