ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 30.09.2020
Просмотров: 1756
Скачиваний: 5
Кроме атмосферы, солнечное излучение интенсивно поглощается в гидросфере и литосфере. В воде спектр существенно сужается, а количество света, поступающего на глубину, — уменьшается. В литосферу свет практически не проникает.
Рассеяние солнечной радиации молекулами атмосферных газов и аэрозольными частичками, обладающими различными коэффициентами преломления. Значительная часть Р. Р. обусловлена рассеянием молекулами воздуха, которые вследствие беспорядочного теплового движения образуют флюктуации плотности и тем самым оптическую неоднородность атмосферы. Это молекулярное рассеяние очень близко к рассеянию по закону Релея, т. е. обратно пропорционально четвертой степени длины волны радиации, подвергающейся рассеянию. Рассеяние на более крупных частичках аэрозолей — аэрозольное рассеяние — обратно пропорционально меньшим степеням длины волны, а для капель тумана, облаков и мороси совсем не зависит от длины волны и переходит в диффузное отражение. Радиация, преобразованная рассеянием, называется рассеянной радиацией.
Пространственное распределение интенсивности рассеянной радиации зависит от угла рассеяния (угол между направлениями падающего и отклоненного лучей рассеяния) и величины рассеивающей частички. Графически оно представляется индикатрисой рассеяния. В случае молекулярного рассеяния — рассеяние в направлении падающего луча и в обратном направлении одинаковы по интенсивности и вдвое больше, чем в направлении, перпендикулярном к лучу. В случае рассеяния крупными частичками интенсивность в направлении падающего луча значительно превышает интенсивность в обратном направлении (см. индикатриса рассеяния, эффект Мu). Рассеянная радиация подвергается вторичному рассеянию.
Рассеянием радиации объясняются голубой цвет неба, дневное освещение в отсутствие прямых солнечных лучей, поляризация небесного света, дымка и другие оптические явления.
В идеальной атмосфере рассеяние является практически единственной причиной ослабления прямой солнечной радиации. В действительной атмосфере к нему присоединяется поглощение.
Характеристика ослабления солнечной радиации в атмосфере, представляющая собой отношение коэффициентов ослабления реальной и идеальной атмосферы T=a/aL.
Φ. Μ. можно определить так же, как число идеальных атмосфер, ослабляющих проходящую радиацию в такой же мере, как данная реальная атмосфера.
Так
как, по закону Ламберта,
то
(формула Линке), где рL—коэффициент
прозрачности идеальной атмосферы.
Рассматривая коэффициент ослабления
как сумму
,
где aL
относится к действию на радиацию
идеальной атмосферы, aw
— к действию водяного пара и ad
— к действию твердых примесей, а w и d —
содержание водяного пара и пыли в столбе
воздуха единичного сечения, можно
представить Φ. Μ. в виде
,
где член aww/aL
называется влажной мутностью и add/aL
— сухой мутностью. Значения той и другой
могут быть вычислены по отдельности.
Кроме того, Φ. Μ. можно определить для
отдельных участков спектра.
Величина Φ. Μ. зависит от свойств воздушных масс. Для Москвы летом она меняется в среднем от 2,4 в арктическом воздухе и до 3,5 в континентальном тропическом. От экватора до 20° с. ш. Τ в среднем равно 4,6; от 40 до 50° с. ш. — 3,5; от 50 до 60° с. ш. —2,8; от 60 до 80° —2,0. С высотой над уровнем моря Τ убывает; напр., в Альпах летом — от 3,9 на высоте 200 м и до 2,2 на высоте 3000 м. В больших городах Τ увеличено.
10. Суммарная радиация. Распределение суммарной солнечной радиации на земной поверхности. Отраженная и поглощенная радиации. Альбедо.
Суммарная радиация (в ккал/см2) - совокупность прямой и рассеянной солнечной радиации, поступающей в естественных условиях на горизонтальную земную поверхность. Спектр С. Р. близок к спектру рассеянной радиации облачного неба, характеризуется слабовыраженной зависимостью от длины волны в области 460—650 мкм и постоянством состава при высотах солнца больших 15°, поскольку изменения в коротковолновой части спектра прямой и рассеянной радиации с изменением высоты солнца происходят в противоположных направлениях.
Географическое распределение годовых и месячных количеств суммарной солнечной радиации по земному шару зонально: изолинии (т. е. линии равных значений) потока радиации на картах не совпадают с широтными кругами. Отклонения эти объясняются тем, что на распределение радиации по земному шару оказывают влияние прозрачность атмосферы и облачность.
Годовые количества суммарной радиации особенно велики в малооблачных субтропических пустынях. Зато над приэкваториальными лесными областями с их большой облачностью они снижены. К более высоким широтам обоих полушарий годовые количества суммарной радиации убывают. Но затем они снова растут — мало в Северном полушарии, но весьма значительно над малооблачной и снежной Антарктидой. Над океанами суммы радиации ниже, чем над сушей.
Отраженная радиация - часть суммарной радиации, теряемая земной поверхностью в результате отражения. При определении планетарного альбедо Земли сюда же относится радиация, отраженная облаками, рассеянная вверх молекулами атмосферных газов и коллоидными частицами, взвешенными в воздухе, и вышедшая из атмосферы в мировое пространство.
Поглощенная радиация - часть суммарной солнечной радиации, поглощенная земной поверхностью. Годовые суммы П. Р. изменяются от 40 ккал вблизи полярного круга до 100 ккал на Средиземноморье и в Средней Азии. Максимальные суммы П. Р. (до 120 ккал) относятся к югу Северной Америки.
Альбедо - безразмерная величина, характеризующая отражательную способность тела или системы тел. А. элемента отражающей поверхности — отношение (в процентах) интенсивности (плотности потока) радиации, отраженной данным элементом, к интенсивности (плотности потока) радиации, падающей на него. При этом имеется в виду диффузное отражение; в случае направленного отражения говорят не об Α., а о коэффициенте отражения. Различается А. интегральное — для радиации во всем диапазоне ее длин волн и спектральное — для отдельных участков спектра.
11. Радиационный баланс земной поверхности. Тепловое излучение земной поверхности.
Радиационный баланс земной поверхности - разность между поглощенной суммарной радиацией и эффективным излучением земной поверхности:
где I—прямая и i — рассеянная солнечная радиация, α — альбедо поверхности, Es — собственное излучение поверхности, Еа — встречное излучение атмосферы, δ — относительный коэффициент поглощения длинноволновой радиации земной поверхностью. Выражается в кал/см2 горизонтальной поверхности в 1 с (или за любой другой промежуток времени), измеряется балансомером; средние климатологические его величины рассчитываются с помощью эмпирических формул по данным метеорологических наблюдений.
Р. Б. 3. П. может быть положительным и отрицательным. В суточном ходе переход от положительных значений к отрицательным или обратно наблюдается при высотах солнца 10—15°. Месячные, сезонные и годовые его значения (суммы) меняются в широких пределах; годовые от +140 ккал/см2·год и более в тропических океанах и до отрицательных значений в Антарктиде и в глубине Арктики.
Если принять приток солнечной радиации на границу атмосферы за 100 единиц, то в целом для земной поверхности за длительное время поглощенная радиация приближенно составляет —45 единиц (из них прямая + 25 и рассеянная +20), эффективное излучение —15 единиц (собственное излучение —115, поглощенное встречное излучение +100) и Р. Б. 3. П. +30 единиц. Эти 30 единиц возвращаются от земной поверхности в атмосферу нерадиационным путем.
Тепловое излуче́ние земно́й пове́рхности - испускание электромагнитных волн (или радиации) поверхностью Земли. Подавляющая часть радиации излучается земной поверхностью в инфракрасном диапазоне от 4 до 120 мкм. Интенсивность потоков радиации измеряется в единицах энергии на единицу площади в единицу времени – напр. Дж/м² с. По величине излучения, измеряемого инфракрасным датчиком (с самолёта, спутника и т. д.), можно восстановить тем-ру излучающей поверхности (согласно закону Стефана – Больцмана, величина излучения пропорциональна четвёртой степени тем-ры поверхности). Излучение земной поверхности представляет собой одну из важнейших составляющих её радиационного баланса.
12. Тепловой баланс атмосферы.
Т. Б. А. - соотношение прихода и расхода энергии в атмосфере Земли. Т. б. а. является составляющей теплового баланса Земли. Спецификой Т. б. а. является многослойность, к-рая обеспечивает сложное распределение (стратификацию) темп-ры в атмосфере З е м л и (см. также Атмосфера верхняя),
Приходящее на верх. границу атмосферы (H~1000 км над поверхностью Земли) излучение Солнца прежде всего проходит самый верх. слой атмосферы - термосферу. В термосфере на высотах более 100 км происходит практически полное поглощение атомным и молекулярным кислородом, а также молекулярным азотом солнечного излучения с длиной волны менее 0,1 мкм. Благодаря этому темп-pa в термосфере растёт с высотой: от ~200 К при H=90 км до ~1000 К при H>= 600 км.
На высотах менее 100 км связь поглощения солнечного излучения со стратификацией темп-ры в атмосфере становится менее заметной. Мин. темп-ры в атмосфере отмечаются на уровне мезопаузы на высоте Н~90км. Ниже этого уровня располагается слой мезосферы, в к-ром темп-ра растёт до 270 К при убывании высоты до уровня стратопаузы (H~50 км). Рост темп-ры в мезосфере происходит параллельно с практически полным, поглощением молекулами кислорода солнечного излучения с длиной волны менее 0,2 мкм. При уменьшении высоты в стратосфере наблюдается как увеличение поглощения солнечного излучения с длиной волны менее 0,3 мкм молекулами озона, так и радиац, выхолаживание молекулами двуокиси углерода.
На высотах 25-30 км происходит практически полное поглощение озоном солнечного излучения с длиной волны меньше 0,3 мкм. Далее с уменьшением высоты происходит уменьшение темп-ры до 220 К на уровне тропопаузы. Распределение темп-ры в тропосфере определяется её тепловым взаимодействием с подстилающей поверхностью и конвективным переносом скрытого и явного тепла по высоте и по горизонтали. Скорости и направления переноса тепла в слоях, расположенных на разных высотах, могут быть существенно различными. Тропосфера прогревается за счёт конвективного и турбулентного теплообмена, поглощения длинноволнового излучения поверхности Земли, а также за счёт поглощения тепла, выделяющегося при конденсации в атмосфере водяного пара.
Среднегодовой глобальный Т. б. а. определяется разностью поглощенной атмосферой энергии (солнечного излучения и излучения поверхности Земли) и излучённой энергии (к подстилающей поверхности Земли и в космос).
Уходящая в космос энергия теплового излучения планеты, равная 235 Вт . м -2, соответствует тепловому излучению эфф. атм. слоя с темп-рой 253 К, Такую темп-ру имеет верх. граница облаков, расположенная на высотах от 4 до 7 км над поверхностью Земли. Альбедо системы Земля - атмосфера определяется в осн. отражением коротковолновой радиации от тропосферных облаков.
Важнейшей характеристикой Т. б. а. является парниковый эффект системы Земля - атмосфера. Увеличение кол-ва облаков в тропосфере ведёт к увеличению альбедо системы Земля - атмосфера и парникового эффекта.
В светлое время суток эффект увеличения альбедо превалирует над парниковым и приводит к уменьшению притока энергии в систему Земля - атмосфера. В тёмное время суток наличие облаков резко увеличивает парниковый эффект и уменьшает потери энергии системой. Ледниковые периоды на Земле, по-видимому, были обусловлены увеличением альбедо системы Земля - атмосфера, происшедшим за счёт выброса действующими вулканами в стратосферу большой массы частиц вулканич. пепла. Всё увеличивающееся сжигание природного топлива может привести к значит. увеличению в атмосфере содержания двуокиси углерода. Рост концентрации этого газа в атмосфере приведёт к увеличению парникового эффекта, что может повлечь за собой потепление климата Земли.
13. Изменение температуры воздуха с высотой.
Распределение температуры в атмосфере по вертикали положено в основу разделения атмосферы на пять основных слоев. Для сельскохозяйственной метеорологии наибольший интерес представляют закономерности изменения температуры в тропосфере, особенно в ее приземном слое.
Вертикальный градиент температуры
Изменение температуры воздуха на 100 м высоты называется вертикальным градиентом температуры (ВГТ зависит от ряда факторов: времени года (зимой он меньше, летом больше), времени суток (ночью меньше, днем больше), расположения воздушных масс (если на каких-либо высотах над холодным слоем воздуха располагается слой более теплого воздуха, то ВГТ меняет знак на обратный). Среднее значение ВГТ в тропосфере составляет около 0,б°С/100 м.
В приземном слое атмосферы ВГТ зависит от времени суток, погоды и от характера подстилающей поверхности. Днем ВГТ почти всегда положителен, особенно летом над сушей, но при ясной погоде он в десятки раз больше, чем при пасмурной. В ясный полдень летом температура воздуха у поверхности почвы может на 10 °С и более превышать температуру на высоте 2 м. Вследствие этого ВГТ в данном двухметровом слое в пересчете на 100 м составляет более 500°С/100 м. Ветер уменьшает ВГТ, поскольку при перемешивании воздуха его температура на разных высотах выравнивается. Уменьшают ВГТ облачность и осадки. При влажной почве резко снижается ВГТ в приземном слое атмосферы. Над оголенной почвой (паровое поле) ВГТ больше, чем над развитым посевом или лугом. Зимой над снежным покровом ВГТ в приземном слое атмосферы невелик и нередко отрицателен.
С высотой влияние подстилающей поверхности и погоды на ВГТ ослабевает и ВГТ уменьшается по сравнению с его значениями в приземном слое воздуха. Выше 500 м затухает влияние суточного хода температуры воздуха. На высотах от 1,5 до 5—6км ВГТ находится в пределах 0,5—0,6° С/100 м. На высоте 6—9км ВГТ возрастает и составляет 0,65—0,75° С/100 м. В верхнем слое тропосферы ВГТ снова уменьшается до 0,5—0,2° С/100 м.
Данные о ВГТ в различных слоях атмосферы используют при составлении прогнозов погоды, при метеорологическом обслуживании реактивных самолетов и при выводе спутников на орбиту, а также при определении условий выброса и распространения промышленных отходов в атмосфере. Отрицательный ВГТ в приземном слое воздуха ночью весной и осенью указывает на возможность заморозка.
17. Характеристики влажности воздуха. Суточный и годовой ход парциального давления водяного пара и относительной влажности.
Упругость водяного пара в атмосфере — парциальное давление водяного пара, находящегося в воздухе
В атмосфере Земли содержится около 14 тыс. км3 водяного пара. Вода попадает в атмосферу в результате испарения с подстилающей поверхности. В атмосфере влага конденсируется, перемещается воздушными течениями и вновь выпадает в виде разнообразных осадков на поверхность Земли, совершая, таким образом, постоянный круговорот воды. Круговорот воды возможен, благодаря, способности воды находится в трёх состояниях (жидком, твердом, газообразном (парообразном)) и легко переходить из одного состояния в другое. Влагооборот является одним из важнейших циклов климатообразования.