10. Адиабатические изменения состояния воздуха, сухоадиабатические изменения температуры, в том числе при вертикальных движениях.

Закон, по которому происходят адиабатические (без теплообмена с окружающей средой) изменения состояния в идеальном газе, с достаточной точностью применим к сухому и к ненасыщенному влажному воздуху. Это сухоадиабатический закон. Он выражается уравнением сухоадиабатического процесса или уравнением Пуассона:

,

где с_р – удельная теплоемкость при постоянном давлении. Смысл уравнения Пуассона состоит в следующем: если процесс адиабатический и давление меняется от р₀ до р, то, зная начальную температуру воздуха Т₀, можно вычислить температуру Т в конце процесса.

Расширение воздуха и связанное с ним падения давления и температуры происходит чаще всего при восходящем движении воздуха (при дневной конвекции, в теплом фронте, при подъеме воздуха по горному склону). В соответствии с первым законом термодинамики при адиабатическом расширении температура данного объема воздуха уменьшается. Сжатие воздуха, сопровождающееся повышением температуры, происходит при опускании, при нисходящем движении воздуха.

Такие вертикальные движения происходят за короткое время практически без теплообмена с окружающей средой, т.е. адиабатически. Таким образом, поднимающийся воздух адиабатически охлаждается, опускающийся воздух адиабатически нагревается. Если подставить в уравнение первого начала термодинамики для идеального газа (в приближении им является сухой или ненасыщенный воздух) выражение для dp/p из уравнения статики, получим выражения для _а – сухоадиабатического градиента температуры:

,

где Т_i – температура данной индивидуальной вертикально движущейся массы воздуха, Т_а – температура в окружающей атмосфере. Правая часть уравнения всегда отрицательна. При адиабатическом подъеме воздуха (dz > 0) температура падает, при опускании растет. Отношение T_i/T_a обычно близко к единице, отношение g/c_p составляет 0,98С/100 м. Таким образом, сухоадиабатический градиент равен приблизительно 1С/100 м.

11. Влажноадиабатические изменения температуры. Уровень конденсации.

При адиабатическом подъеме влажный воздух расширяется, охлаждается и поэтому водяной пар, содержащийся в нем постепенно, приближается к состоянию насыщения. Высота, на которой достигается насыщение, называется уровнем конденсации. При конденсации выделяется теплота конденсации. Эта теплота идет на совершение части работы расширения поднимающегося воздуха. Тем самым понижение температуры при подъеме замедляется. Поэтому в поднимающемся насыщенном воздухе температура падает уже не сухоадиабатически, а по влажноадиабатическому закону. Она падает тем медленнее, чем больше влагосодержание воздуха в состоянии насыщения. При температуре 0С температурный градиент составляет 0,66/100 м. При более низком давлении падение температуры меньше. Падение температуры в насыщенном воздухе на единицу высоты (100 м) называют влажноадиабатическим градиентом.

При опускании насыщенного воздуха процесс изменения температуры идет по-разному в зависимости от того, остались ли в воздухе продукты конденсации, или они уже целиком выпали в виде осадков. Если продуктов конденсации нет, то при опускании растет температура, воздух становится ненасыщенным, изменение температуры пойдет по сухоадиабатическому закону. Если продукты конденсации остались, то часть тепла будет расходоваться на их испарение, температура будет повышаться медленнее – по влажноадиабатическому закону.

12. Прямая солнечная радиация, её зависимость от высоты. Рассеянная солнечная радиация в атмосфере, закон Рэлея. Явления, связанные с рассеянием радиации. Дневной ход прямой и рассеянной солнечной радиации при ясном небе и при средних условиях облачности летом (июль) и зимой (январь).

Прямая солнечная радиация есть радиация, приходящая к земной поверхности непосредственно от диска Солнца. Поскольку расстояние от Земли до Солнца очень велико, прямая радиация падает на Землю в виде пучка параллельных лучей. Максимальное количество радиации при этом получает единица площади, расположенная перпендикулярно к солнечным лучам. На единицу горизонтальной площади приходится меньшее количество лучистой энергии:

S = S  sin h_O.

Величина S называется инсоляцией. Энергетическую освещенность (величина потока) для определенной длины волны  называют спектральной плотностью энергетической освещенности S_.

Около 30% прямой солнечной радиации, пришедшей на верхнюю границу атмосферы, отражается в мировое пространство, 70% поступает в атмосферу. Проходя через атмосферу, солнечная радиация частично рассеивается атмосферными газами и аэрозолями. Эта часть (26%) переходит в особую форму рассеянной радиации, при этом спектральный состав меняется. Часть рассеянной радиации достигает поверхности Земли (потом она, также как и прямая радиация, отражается или поглощается земной поверхностью), часть уходит в межпланетное пространство.

Рассеяние – фундаментальное физическое явление взаимодействия света с веществом. Частица, находящаяся на пути распространения волны, “извлекает” из нее энергию и переизлучает ее по всем направлениям. Таким образом, рассеяние – преобразование части солнечной радиации, которая до того распространялась в виде параллельных лучей в определенном направлении, в радиацию, идущую по всем направлениям. В соответствии с законом Рэлея, рассеяние обратно пропорционально четвертой степени длины волны:

,

где D_ - спектральная плотность энергетической освещенности прямой радиации с длиной волны . Закон Рэлея справедлив для рассеяния на частицах, размеры которых значительно меньше длины волны. Для более крупных частиц (аэрозоли, капли, кристаллы) длина волны должна стоять в меньшей степени.

Около 23% прямой солнечной радиации поглощается в атмосфере. Причем разные газы поглощают радиацию в разных участках спектра и в разной степени. Азот, например, поглощает только коротковолновую ультрафиолетовую радиацию, энергия которой ничтожна. Немного больше поглощает кислород. Озон поглощает значительную часть радиации в ультрафиолетовой и видимой частях спектра, углекислый газ – в инфракрасной части. Однако основным поглотителем радиации является водяной пар (видимая и ближняя инфракрасная области спектра). Солнечную радиацию также поглощают облака и аэрозоли. В результате поглощения и рассеяния радиации величина потока прямой радиации уменьшается, меняется спектральный состав.

С рассеянием радиации в атмосфере связаны следующие явления:

1. голубой цвет неба – из-за того, что в спектре рассеянного света, посылаемого небесным сводом, по закону Рэлея, максимум энергии смещен на голубой цвет. Если в воздухе много крупных частиц (например, при тумане, в облаке), цвет становится более близким к белому.

2. солнечный диск кажется желтым, поскольку лучи остальной части спектра в большей степени подверглись рассеянию.

3. с рассеянием связан наличие дневного света в местах, куда не попадают прямые солнечные лучи или лучи, отраженные земной поверхностью и предметами, находящимися на ней.

4. после захода или до восхода Солнца небо посылает к земной поверхности рассеянную радиацию (полученную более высокими слоями атмосферы от Солнца, находящегося за горизонтом), это явление называется сумерками. Если Солнце за горизонтом менее, чем на 18, наблюдаются астрономические сумерки, 8 - гражданские. Если Солнце не опускается за горизонт более чем на 18 всю ночь, наблюдается явление белой ночи.

5. заря объясняется рассеянием света мельчайшими частицами атмосферных аэрозолей и дифракцией света на более крупных частицах; на противоположной части небосвода при этом наблюдается противозаря.

6. зодиакальный свет, наблюдаемый после конца или до начала астрономических сумерек, объясняется рассеянием солнечного света космической (метеорной) пылью.

7. рассеяние света в атмосфере также определяет видимость, которая обычно характеризуется дальностью видимости – расстоянием, на котором перестают различаться очертания предметов.

13. Прямая, рассеянная, суммарная радиация, отражённая и поглощённая радиация, излучение земной поверхности, радиационный баланс земной поверхности.

Прямая солнечная радиация есть радиация, приходящая к земной поверхности непосредственно от диска Солнца. Поскольку расстояние от Земли до Солнца очень велико, прямая радиация падает на Землю в виде пучка параллельных лучей. Максимальное количество радиации при этом получает единица площади, расположенная перпендикулярно к солнечным лучам. На единицу горизонтальной площади приходится меньшее количество лучистой энергии:

S = S  sin h_O.

Величина S называется инсоляцией. Энергетическую освещенность (величина потока) для определенной длины волны  называют спектральной плотностью энергетической освещенности S_.

Около 30% прямой солнечной радиации, пришедшей на верхнюю границу атмосферы, отражается в мировое пространство, 70% поступает в атмосферу. Проходя через атмосферу, солнечная радиация частично рассеивается атмосферными газами и аэрозолями. Эта часть (26%) переходит в особую форму рассеянной радиации, при этом спектральный состав меняется. Часть рассеянной радиации достигает поверхности Земли (потом она, также как и прямая радиация, отражается или поглощается земной поверхностью), часть уходит в межпланетное пространство.

Рассеяние – фундаментальное физическое явление взаимодействия света с веществом. Частица, находящаяся на пути распространения волны, “извлекает” из нее энергию и переизлучает ее по всем направлениям. Таким образом, рассеяние – преобразование части солнечной радиации, которая до того распространялась в виде параллельных лучей в определенном направлении, в радиацию, идущую по всем направлениям. В соответствии с законом Рэлея, рассеяние обратно пропорционально четвертой степени длины волны:

,

где D_ - спектральная плотность энергетической освещенности прямой радиации с длиной волны . Закон Рэлея справедлив для рассеяния на частицах, размеры которых значительно меньше длины волны. Для более крупных частиц (аэрозоли, капли, кристаллы) длина волны должна стоять в меньшей степени.

Около 23% прямой солнечной радиации поглощается в атмосфере. Причем разные газы поглощают радиацию в разных участках спектра и в разной степени. Азот, например, поглощает только коротковолновую ультрафиолетовую радиацию, энергия которой ничтожна. Немного больше поглощает кислород. Озон поглощает значительную часть радиации в ультрафиолетовой и видимой частях спектра, углекислый газ – в инфракрасной части. Однако основным поглотителем радиации является водяной пар (видимая и ближняя инфракрасная области спектра). Солнечную радиацию также поглощают облака и аэрозоли. В результате поглощения и рассеяния радиации величина потока прямой радиации уменьшается, меняется спектральный состав.

Всю солнечную радиацию, приходящую к земной поверхности – прямую и рассеянную – называют суммарной радиацией Q:

Q = Ssin h_O + D,

где S – энергетическая освещенность прямой солнечной радиацией. При безоблачном небе суммарная радиация имеет суточный ход с максимумом около полудня и годовой с максимумом летом. Частичная облачность (не закрывает солнечный диск) увеличивает суммарную радиацию, полная облачность – уменьшает. В среднем облачность уменьшает солнечную радиацию. Поэтому летом до полудня и в первой половине года приходит радиации больше, чем после полудня и во второй половине года.

Географическое распределение годовых и месячных сумм суммарной радиации не вполне зонально. Отклонения объясняются различиями в прозрачности атмосферы и в облачности.

Особенно велики годовые суммы суммарной радиации в субтропических пустынях, в тропиках. Напротив, в приэкваториальных областях они значительно меньше. При движении от тропиков к более высоким широтам суммы радиации сначала падают, а в полярных районах растут, особенно в Антарктиде. Над океанами суммы радиации ниже, чем над сушей.

В декабре наибольшие суммы наблюдаются пустынях южного полушария, наименьшие – в районе северного полярного круга (полярная ночь). В июне максимум приходится на пустыни Северной Африки и Азии, минимум – за южным полярным кругом. Потери радиации за счет отражения особенно велики (20%) в областях со снежным и ледяным покровом.

Большая часть суммарной радиации, падающей на поверхность Земли, поглощается верхним слоем почвы или более толстым слоем воды и переходит в тепло; остальная часть отражается. Отношение количества отраженной радиации к общему количеству падающей на данную поверхность, выраженное в процентах, называется альбедо поверхности.

Часть радиации, поглощенная земной поверхностью и идущая на нагревание верхних слоев почвы и воды (S  sin h_O + D)(1-A) называется поглощенной радиацией.

Радиационным балансом земной поверхности В называют разность между поглощенной радиацией и эффективным излучением:

B = (S  sin h_O + D)(1 – A) – E_e.

В ночные часы отрицательный радиационный баланс равен по величине эффективному излучению. При высоте Солнца 10-15 значения радиационного баланса переходят через 0 (при наличии снежного покрова, имеющего очень большое альбедо – при высоте Солнца 20-25). Днем радиационный баланс растет с увеличением высоты Солнца и падает с ее уменьшением. В Москве при средних условиях облачности среднее значение радиационного баланса летом 0,3 кВт/м², зимой близки к нулю (сотые доли кВт/м²).

Распределение радиационного баланса определяется распределением суммарной радиации и эффективного излучения. Эффективное излучение земной поверхности распределяется более равномерно, чем суммарная радиация (в более низких широтах растет собственное излучение Земли, но, поскольку воздух более влажный и теплый, растет и встречное излучение).

Радиационный баланс земной поверхности за год положительный повсюду на Земле, кроме Гренландии и Антарктиды (избыток поглощенной радиации расходуется при фазовых преобразованиях воды). Для земной поверхности, таким образом, не существует радиационного равновесия, но существует тепловое.

В среднем радиационный баланс возрастает при движении из более высоких широт в более низкие. На океанах радиационный баланс больше, чем на суше в тех же широтах (радиация поглощается в океане большим слоем, а эффективное излучение небольшое из-за низкой температуры поверхности воды). Существенные отклонения от зонального распределения наблюдаются в пустынях, где очень велико эффективное излучение в условиях сухого и малооблачного воздуха (очень маленькое встречное излучение). Баланс немного понижен в районах с муссонным климатом, где в теплое время года повышена облачность (следовательно, маленькое эффективное излучение), поглощенная радиация уменьшается.

В декабре радиационный баланс отрицательный на значительной части зимнего Северного полушария (севернее 40 с.ш.). Максимальные значения наблюдаются на Южном тропике (610² МДЖ/м²). В июне радиационный баланс положителен во всем Северном полушарии, отрицателен он южнее 40 ю.ш.). В России годовой радиационный баланс на суше колеблется от 410² МДж/м² на севере до 2110² МДж/м² на юге.

14. Прохождение солнечной радиации через атмосферу, закон Рэлея. Ослабление радиации в атмосфере, коэффициент прозрачности.

Рассеяние – фундаментальное физическое явление взаимодействия света с веществом. Частица, находящаяся на пути распространения волны, “извлекает” из нее энергию и переизлучает ее по всем направлениям. Таким образом, рассеяние – преобразование части солнечной радиации, которая до того распространялась в виде параллельных лучей в определенном направлении, в радиацию, идущую по всем направлениям. В соответствии с законом Рэлея, рассеяние обратно пропорционально четвертой степени длины волны:

,

где D_ - спектральная плотность энергетической освещенности прямой радиации с длиной волны . Закон Рэлея справедлив для рассеяния на частицах, размеры которых значительно меньше длины волны. Для более крупных частиц (аэрозоли, капли, кристаллы) длина волны должна стоять в меньшей степени.

Около 23% прямой солнечной радиации поглощается в атмосфере. Причем разные газы поглощают радиацию в разных участках спектра и в разной степени. Азот, например, поглощает только коротковолновую ультрафиолетовую радиацию, энергия которой ничтожна. Немного больше поглощает кислород. Озон поглощает значительную часть радиации в ультрафиолетовой и видимой частях спектра, углекислый газ – в инфракрасной части. Однако основным поглотителем радиации является водяной пар (видимая и ближняя инфракрасная области спектра). Солнечную радиацию также поглощают облака и аэрозоли. В результате поглощения и рассеяния радиации величина потока прямой радиации уменьшается, меняется спектральный состав.

С рассеянием радиации в атмосфере связаны следующие явления:

1. голубой цвет неба – из-за того, что в спектре рассеянного света, посылаемого небесным сводом, по закону Рэлея, максимум энергии смещен на голубой цвет. Если в воздухе много крупных частиц (например, при тумане, в облаке), цвет становится более близким к белому.

2. солнечный диск кажется желтым, поскольку лучи остальной части спектра в большей степени подверглись рассеянию.

3. с рассеянием связан наличие дневного света в местах, куда не попадают прямые солнечные лучи или лучи, отраженные земной поверхностью и предметами, находящимися на ней.

4. после захода или до восхода Солнца небо посылает к земной поверхности рассеянную радиацию (полученную более высокими слоями атмосферы от Солнца, находящегося за горизонтом), это явление называется сумерками. Если Солнце за горизонтом менее, чем на 18, наблюдаются астрономические сумерки, 8 - гражданские. Если Солнце не опускается за горизонт более чем на 18 всю ночь, наблюдается явление белой ночи.

5. заря объясняется рассеянием света мельчайшими частицами атмосферных аэрозолей и дифракцией света на более крупных частицах; на противоположной части небосвода при этом наблюдается противозаря.

6. зодиакальный свет, наблюдаемый после конца или до начала астрономических сумерек, объясняется рассеянием солнечного света космической (метеорной) пылью.

7. рассеяние света в атмосфере также определяет видимость, которая обычно характеризуется дальностью видимости – расстоянием, на котором перестают различаться очертания предметов.

Энергетическая освещенность – количество лучистой энергии, падающей на единицу площади в единицу времени. Энергетическая освещенность солнечной радиации, падающей на верхней границе атмосферы на единицу площади, перпендикулярной солнечным лучам при среднем расстоянии от Земли до Солнца, называют солнечной постоянной S₀^*. Она приблизительно равна 1367 Вт/м². Солнечная постоянная изменяется обратно пропорционально квадрату расстояния от Земли до Солнца. Земля наиболее близка к Солнцу в начале января, наиболее далека от него в начале июля. Энергетическая освещенность внешней границы атмосферы в это время равна соответственно 1,033 и 0,967 от S₀^*. Энергетическая освещенность внешней границы атмосферы S₀ при данном расстоянии от Земли до Солнца r вычисляется по формуле:

.

Закон ослабления потока радиации S вследствие поглощения и рассеяния радиации в атмосфере на величину dS в бесконечно тонком слое атмосферы с плотностью , в котором путь лучей также равен малой величине dl записывается так:

dS = -Sdl,

г де  - коэффициент пропорциональности, называемый массовым показателем ослабления, осредненный для разных видов волн. Таким образом ослабление радиации пропорционально самому потоку радиации, пути этого потока и плотности слоя, в котором происходит ослабление. Проинтегрируем это выражение от верхней границы атмосферы с энергетической освещенностью S₀ до земной поверхности с энергетической освещенностью S:

,

Интеграл, стоящий в показателе представляет собой массу воздуха M, проходимого лучами при площади поперечного сечения потока р адиации равной 1. Введем также массу М₀ вертикального столба, отношение m = М/M₀ - оптическая масса атмосферы, и  = M₀ – оптическая толщина атмосферы. Тогда формула примет вид:

,

где p = e^- - интегральный коэффициент прозрачности (также обобщенный для всех длин волн). Полученная формула называется формулой Бугера. При m = 1 (Солнце в зените), тогда p = S/S₀, т.е. р показывает, какая доля радиации доходит до земной поверхности при отвесном падении солнечных лучей. С увеличением широты коэффициент прозрачности возрастает из-за убывания давления водяного пара и меньшей запыленностью атмосферы.

15. Какая радиация приходит к Земле от Солнца? Что такое солнечная постоянная? Какие изменения происходят с солнечной радиацией в атмосфере? Что такое прямая солнечная радиация и как она зависит от высоты Солнца?

Практически единственным источником тепла для поверхности Земли и для атмосферы является лучистая энергия Солнца (полная энергия, переносимая солнечным светом). Лучистая энергия Солнца превращается в тепло частично в самой атмосфере, но главным образом на земной поверхности, где она идет на нагревание верхних слоев почвы и воды, а от них и воздуха. Нагретые земная поверхность и атмосфера изучают невидимую инфракрасную радиацию в мировое пространство, тем самым охлаждаясь. Земля находится в состоянии теплового и лучистого равновесия.

В спектре солнечной радиации на интервал длин волн между 0,1 и 4 мкм (ультрафиолетовые волны) приходится 99% всей энергии солнечного излучения. Однако 47% всей солнечной лучистой энергии заключается в диапазоне видимого света, на инфракрасное излучение приходится 44%, на ультрафиолетовое – 9% всей лучистой энергии.

Энергетическая освещенность – количество лучистой энергии, падающей на единицу площади в единицу времени. Энергетическая освещенность солнечной радиации, падающей на верхней границе атмосферы на единицу площади, перпендикулярной солнечным лучам при среднем расстоянии от Земли до Солнца, называют солнечной постоянной S₀^*. Она приблизительно равна 1367 Вт/м². Солнечная постоянная изменяется обратно пропорционально квадрату расстояния от Земли до Солнца. Земля наиболее близка к Солнцу в начале января, наиболее далека от него в начале июля. Энергетическая освещенность внешней границы атмосферы в это время равна соответственно 1,033 и 0,967 от S₀^*. Энергетическая освещенность внешней границы атмосферы S₀ при данном расстоянии от Земли до Солнца r вычисляется по формуле:

Излучение Солнца с течением времени меняется очень мало.