Ослабление солнечной радиации атмосферы. Практика 3. Ослабление солнечной радиации в атмосфере Слайд

• Название: Ослабление солнечной радиации в атмосфере Слайд
• Анкор: Ослабление солнечной радиации атмосферы
• Дата: 14.06.2022
• Размер: 30.22 Kb.
• Имя файла: Практика 3.docx
• Тип: Документы; #591540

«Ослабление солнечной радиации в атмосфере»

1. 
   Слайд.
   

Результирующее влияние атмосферы на солнечную радиацию называется ослаблением лучистой энергии. Величина ее составляет 17-25%. За счет этого изменяется соотношение частей солнечного спектра: у поверхности Земли: на ультрафиолет приходится около 1%, на видимую часть около 40%, на инфракрасную около 59%.

Солнечная радиация в атмосфере преимущественно поглощается озоном, водяным паром, углекислым газом, а также облаками и твердыми частицами примесей.

На долю прямой радиации приходится 75-80% потока на верхней границе атмосферы. Плотные облака прямую радиацию не пропускают, а легкие и прозрачные пропускают при высоте Солнца над горизонтом более 15-20°.

2. 
   Слайд.
   

Солнечная радиация, поступившая на верхнюю границу атмосферы Земли, прежде чем дойти до земной поверхности, претерпевает ряд существенных изменений. Часть ее поглощается газами воздуха, частично солнечная радиация рассеивается молекулами воздуха и содержащимися в атмосфере твердыми и жидкими примесями. В результате этих процессов солнечная радиация, проходя слой атмосферы, ослабляется.

\

Проходя через земную атмосферу, поток солнечных лучей по пути частично рассеивается и частично поглощается и до Земли доходит ослабленным. Чем ближе опускается Солнце к горизонту, тем больше ослабляются его лучи. Чем длиннее путь лучей, тем больше энергии они будут терять на этом пути.

Ослабление солнечных лучей в атмосфере происходит за счет двух процессов: поглощения и рассеяния. Поглощенная солнечная радиация переходит в другие виды энергии, в основном в тепловую, т. е. расходуется на нагревание воздуха. Поглощение солнечной радиации газами атмосферы носит избирательный, или селективный, характер, т. е. поглощаются определенные длины или участки длин волн. Главными поглотителями солнечной радиации являются озон, водяной пар и углекислый газ. Основное поглощение происходит в УФ- и ИК-областях солнечного спектра. В видимой части спектра поглощение играет малую роль в сравнении с рассеянием. Именно за счет рассеяния происходит главное ослабление световых солнечных лучей. При рассеянии световых лучей в атмосфере и возникают многообразные световые явления, объяснение которых является предметом данной книги.

Рассеяние световых лучей также сильно зависит от длины волны. Поэтому, проходя через атмосферу, лучи разных длин волн ослабляются по-разному. Закон ослабления, выведенный еще в XVIII в. французским физиком Пьером Бугером, записывается для всего потока солнечных лучей (его называют также интегральным потоком) формула приобретает вид:

\

Поглощение и рассеяние вместе ослабляют поток солнечной радиации, проходящий сквозь атмосферу. Выведем закон этого ослабления (экстинкции) радиации.

Радиация ослабляется в атмосфере путем поглощения и рассеяния пропорционально, во-первых, самой интенсивности радиации (чем она сильнее, тем больше будет потеряно при прочих равных условиях) и, во-вторых, количеству поглощающих и рассеивающих частиц на пути лучей. А это количество в свою очередь зависит от длины пути лучей сквозь атмосферу и от плотности воздуха. При этом для каждой длины волны коэффициент пропорциональности будет свой, так как поглощение избирательное, а рассеяние также зависит от длины волны. Но для простоты проведем рассуждение для всего пучка радиации, принимая некоторый средний коэффициент пропорциональности (рис.).



Так как плотность воздуха с высотой меняется, то сначала напишем дифференциальное уравнение для ослабления радиации с интенсивностью I на величину dI в бесконечно тонком слое атмосферы с плотностью воздуха ρ, в котором путь лучей также равен бесконечно малой величине ds.

dI = –αIρds

где α − коэффициент пропорциональности, так называемый коэффициент ослабления (экстинкции). Интегрируя это выражение от верхней границы атмосферы, куда луч входит в точке А (рис.) с интенсивностью I₀, равной солнечной постоянной, до земной поверхности, куда луч попадает в точке В с интенсивностью I, получим:







,

Выражение есть масса воздуха, проходимая лучами, если площадь поперечного сечения потока радиации равна единице. Обозначив эту оптическую массу атмосферы через m, получим

(4)

где α − коэффициент ослабления, или, обозначив через

(5)

где – так называемый коэффициент прозрачности (также средний для лучей всех длин волн). Формула называется формулой Бугера.

Примем за единицу оптической массы атмосферы массу, проходимую лучами при положении солнца в зените. Тогда при m = 1, т.е. при солнце в зените, I – I₀ , a = I/I₀. Следовательно, коэффициент прозрачности показывает, какая доля солнечной постоянной доходит до земной поверхности при отвесном падении солнечных лучей.

3. 
   Оптическая масса атмосферы, конечно, зависит от высоты или зенитного расстояния солнца. При зенитном расстоянии солнца z менее 60° масса атмосферы будет с достаточным приближением равна sec z, а формула может быть переписана так:
   

(6)

Эта формула связывает интенсивность радиации с солнечной постоянной, коэффициентом прозрачности и зенитным расстоянием солнца. При значениях Z больше 60° замена m на sec z уже невозможна вследствие сферичности атмосферы, а также рефракции; зависимость m от z становится более сложной. При z = 90°, т.е. при солнце на горизонте, m равно не бесконечности, а только 35°.

4. 
   Слайд
   

Поскольку солнечная постоянная уже определена и известна, то, измерив интенсивность радиации у земной поверхности при определенном зенитном расстоянии солнца, можно по формуле (6) найти значение среднего (для всего потока радиации) коэффициента прозрачности для данного момента. Теоретическим путем можно также определить средний коэффициент прозрачности для идеальной атмосферы, не содержащей водяного пара и аэрозольных частичек. Для идеальной атмосферы средний коэффициент прозрачности около 0,9; в действительных атмосферных условиях на равнине он от 0,70 до 0,85, зимой несколько больше, чем летом. С возрастанием упругости водяного пара в воздухе коэффициент прозрачности несколько убывает. С широтой коэффициент прозрачности возрастает в связи с убыванием водяного пара и меньшей запыленностью атмосферы в высоких широтах. У экватора он равен в среднем 0,72, а под 75° с. ш. – 0,82.

5. 
   Слайд
   

Все ослабление радиации путем поглощения и рассеяния можно разделить на две части: ослабление постоянными газами (идеальной атмосферой) и ослабление водяным паром и аэрозольными примесями. Коэффициент ослабления α, входящий в формулу (4), отражает то и другое.

Но можно выделить из него ту часть, которая выражает ослабление постоянными газами. Коэффициент ослабления для идеальной атмосферы А определен с достаточной степенью точности. Мы можем взять отношение коэффициента ослабления для действительной атмосферы α к коэффициенту ослабления для идеальной атмосферы А. Это отношение называется фактором мутности Т:

(7)

Подставив в формулу (4) = А∙Т, получим

(8)

Отсюда видно, что ослабление радиации в действительной атмосфере можно выразить формулой (8), в которую подставлен коэффициент ослабления для идеальной атмосферы; но только массу атмосферы нужно увеличить в T раз. Иначе говоря, фактор помутнения дает число идеальных атмосфер, которое нужно взять, чтобы получить такое же ослабление радиации, какое производит действительная атмосфера.

Если бы атмосфера состояла только из газов, то коэффициент прозрачности ее был бы 0,9, т. е. она пропускала бы 90% идущей к Земле радиации. Однако атмосфера всегда содержит, как уже указывалось, примеси – фактор мутности атмосферы, который в среднем снижает ее прозрачность до 0,7–0,6%. В зависимости от погоды мутность атмосферы сильно меняется. Примеси сосредоточены в нижних слоях атмосферы, поэтому особенно сильно поглощается радиация при положении Солнца близ горизонта.

Средние значения фактора мутности в равнинных пунктах умеренных широт близки к 3; в больших городах, где воздух особенно загрязнен, они могут превышать 4. В тропиках T ближе к 4 и более. В горах значения T между 2 и 3. Зимой они наименьшие, летом наибольшие, что просто объясняется годовым ходом влажности и запыления воздуха. При вторжении арктических воздушных масс, когда нижняя часть тропосферы занята воздухом, недавно пришедшим из Арктики и содержащим мало водяного пара и пыли, T понижается на равнинных станциях, например в Москве, до 2 и ниже. Напротив, при вторжениях тропического воздуха, содержащего много влаги и пыли, фактор мутности в Москве даже в среднем больше 3,5.