8. Условия вертикальной устойчивости атмосферы

Развитие процесса конвекции зависит от соотношения вертикальных градиентов к температуре в объеме воздуха и в окружающей атмосфере. Если вертикальный градиент температуры в атмосфере меньше сухо- и влажноадиабатического, то условия для развития конвекции неблагоприятны, т.к. они способствуют постепенному выравниванию Т¹и Т. В этом случае, т.е. когда γ < γ_ва< γ_астратификация атмосферы устойчива. Наоборот, когда γ > γ_а> γ_ва, условия для конвекции весьма благоприятные и стратификация атмосферы неустойчива. В условиях промежуточного варианта (когда γ = γ_аили γ =γ_ва) говорят о безразличной стратификации атмосферы. Термодинамические диаграммы – это графики, где по одной оси – температура, по другой – давление.На них нанесены сухие и влажные диабаты и линии удельной влажности. По графикам легко определять различные характеристики: Нконд, Нконв, Т_о, потенциальную и др. температуры_.

9. Лучистая энергия в атмосфере

(самостоятельное изучение)

9.1. Солнечное излучение, солнечная постоянная

Солнце и ее излучение – практически единственный для Земли источник тепла и света.

99% всего солнечного излучения приходится на интервал длин волн от 0,1-4мкм (1мкм=10^-6м). Видимый свет занимает интервал от 0,4 до 0,76мкм (47% всей солнечной энергии). Инфракрасное излучение (0,8 - 4мкм) составляет 44% энергии Солнца и 9% - ультрафиолетовое (до 0,4мкм). Мах энергии в солнечном спектре приходится на длину волны λ = 0,475мкм, т.е. на зелено-голубые лучи.

Количественной мерой солнечной радиации, является плотность потока, т.е. количество энергии, падающей на ед. площади в ед. времени. Для верхней границы атмосферы такой плотностью является солнечная постоянная (). Однако до поверхности земли, учитывая пропускную способность атмосферы, доходит около 50% солнечной энергии на 1м²поступает примерно 0,7кВт/с.

9.2. Влияние атмосферы на потоки лучистой энергии

Атмосфера ослабляет солнечную энергию. В видимой части света это происходит в основном за счет рассеяния, а в ультрафиолетовой и инфракрасной областях спектра – за счет поглощения.

Поток прямой солнечной радиации на перпендикулярную поверхность земли, можно определить по формуле Буге:

J = J₀ P^m

Где J₀ – солнечная постоянная;

P– интегральный коэффициент прозрачности атмосферы;

m– оптическая масса атмосферы, зависящая от высоты Солнца над горизонтом (Солнце в зените:т = 1).

Для идеальной атмосферы (сухой и чистой) J≈ 0,9. Однако в реальной атмосфереJ= 0,6 ÷ 0,85 (зимой больше, чем летом). Он убывает при увеличении влажности и запыленности.

Фактор мутности T=lnP/lnP_u, гдеP_u– коэффициент прозрачности идеальной атмосферы ≈ Ат^0,018, где А – значение = 0,90. P_uприт = 1,т– оптическая масса атмосферы. Фактор мутности т.о. дает число идеальных атмосфер, которое нужно взять, чтобы получить такое же ослабление радиации, какое производит реальная атмосфера.

Оптическая масса атмосферы зависит от высоты солнца над горизонтом т=cosech_o.

9.3. Прямая солнечная радиация

Радиация, которая поступает к земной поверхности непосредственно от диска Солнца, называется прямой солнечной радиацией:

Q¹ = Q₀ Sin h₀

Где Q¹иQ₀ – количество радиации на горизонтальную и перпендикулярную поверхности,h₀ – высота солнца_.

Попадая в атмосферу 30% прямой радиации отражается в космическое пространство, остальные 70% остаются в атмосфере. Часть ее рассе6ивается молекулярными газами и аэрозолями, другая часть поглощается атмосферными газами и примесями и третья часть прямой радиации достигает земной поверхности. Часть ее отражается от поверхности, а остальная (большая) часть поглощается пов-тью. Часть рассеянной радиации также достигает поверхности, частично поглощаясь и частично отражаясь.