| Главная » Файлы » экология |
Радиационный режим в атмосфере
| 06 Октября 10, 13:38 | |
| Радиационный режим в атмосфере Введение Большинство происходящих в атмосфере явлений, изучаемых оптиками и метеорологами, развиваются за счет лучистой энергии, т. е. энергии, доставляемой Земле солнечной радиацией. Мощность этой энергии примерно может быть оценена в 18*1023 эрг/с. Энергетический спектр солнечной радиации на границе атмосферы близок к спектру абсолютно черного тела с температурой порядка 6000 0К [1]. До того, как солнечное излучение достигнет поверхности, оно проделает длинный путь через земную атмосферу, где будет не только рассеяно и ослаблено, но и изменено по спектральному. В результате дошедшая до места наблюдения (земной поверхности) в виде параллельных лучей от Солнца так называемая прямая солнечная радиация будет как количественно, так и качественно отлична от солнечной радиации за пределами атмосферы [1]. Солнечная (коротковолновая) радиация преобразуется, проходя через атмосферу, в следующие виды радиации: рассеянную (ввиду наличия в атмосфере различных ионов и молекул газов, частиц пыли происходит рассеяние прямой солнечной энергии во все стороны; часть рассеянной энергии доходит до поверхности Земли), отраженную (часть попавшей в атмосферу и на земную поверхность энергии отражается обратно), поглощенную (происходит диссоциация и ионизация молекул верхних слоях атмосферы, нагрев воздуха и самой земной поверхности, тех предметов, которые на ней находятся). Спектр Солнца Энергетический спектр излучения близок к спектру абсолютно черного тела при температуре T ~ 6000 0К, но не совпадает с ним, т. к. яркость солнечного диска планомерно уменьшается от его центра к краям. Наилучшей формой представления распределения энергии в солнечном спектре является формула В. Г. Кастрова: l 0 , l * D l =0,021* l -23 *exp(-0,0327* l -4)* D l [1] (1). Формулы, описывающей распределение энергии Солнца на поверхности Земли, пока не существует, т. к. в нее должно входить слишком много флуктуирующих параметров (плотность и высотное распределение газов, альбедо отражающих поверхностей, температура и т. п.). Ослабление потоков лучистой энергии в атмосфере Солнечное излучение, проходя через атмосферу, ослабляется благодаря эффектам рассеяния и поглощения. Для потоков лучистой энергии атмосфера в видимой части спектра является мутной средой, т. е. рассеивающей, а в ультрафиолетовой и инфракрасной — поглощающей и рассеивающей. Световой поток поглощается в атмосфере, причем количество энергии, дошедшей до поверхности Земли, можно найти из закона Бугера (закон ослабления света): I=I 0 *exp(- ) [3] (2), где I 0 — интенсивность падающего излучения (на границе атмосферы), Z 0 ? 75 0 (плоско-параллельная модель атмосферы), H — путь, пройденный светом до земной поверхности, k(h) — коэффициент поглощения (ослабления) светового потока, зависящий от высотного распределения плотности, состава атмосферы, физических и химических свойств газов, частиц, находящихся в атмосфере (рис. 2). Рассмотрим избирательное поглощение лучистой энергии в атмосфере. Любое вещество имеет свои полосы поглощения (рис. 3). Из газов, входящих всегда в состав атмосферы, существенным для нас селективным поглощением обладают лишь O2, O3, CO2 и водяной пар H2O. Кислород вызывает интенсивное поглощение света. В далекой ультрафиолетовой области для длин волн l <200 нм, с максимумом поглощения около l = 155 нм. Поглощение в этой области спектра настолько велико уже в самых высоких слоях. Рис. 2 Распределение энергии в нормальном солнечном спектре Рис. 3 Спектр поглощения земной атмосферы Солнечные лучи с длиной волны l <200нм не доходят до высот, доступных для наблюдения с поверхности Земли и самолетов. Кислород также дает систему полос в видимой области спектра: A (759, 4- 70,3 нм; lmax =759,6 нм); B (686,8 - 694,6 нм; l max =686,9 нм). Углекислый газ (CO2) — основная узкая полоса с lmax = 4,3 мкм, остальные — слишком незначительны, поэтому не имеют для нас существенного значения. Озон (O3) имеет весьма сложный спектр поглощения, линии и полосы которого охватывают всю область солнечного спектра, начиная от крайних ультрафиолетовых лучей и до далекой инфракрасной области [1]. В земной атмосфере озона мало, он располагается в виде слоя (10 – 40 км) с центром тяжести на высоте около 22 км, но обладает сильной поглощательной способностью. Его полосы: п. Гартлея (200 – 320 нм; lmax = 255 нм); п. Шапюи (500 – 650 нм; lmax = 600 нм). Наибольшее значение в поглощении лучистой энергии в атмосфере имеет водяной пар (H2O), которого очень много в нашей атмосфере (влажность, облака и т. п.), его полосы поглощения: r s t (0,926 – 0,978 мкм; l max = 0,935 мкм); F (1, 095 – 1,165 мкм; lmax = 1,130 мкм); Y (1,319 – 1,498 мкм; lmax = 1.395); W (1,762 – 1.977 мкм; lmax = 1.870 мкм); C (2,520 – 2,845 мкм; lmax = 2,680 мкм). Наиболее точная формула для расчета величины поглощенной в атмосфере энергии солнечной радиации имеет вид: D E=0,156*(m* v ) 0,294 кал/см 2 * мин. [2] (3), где m — пройденный лучами путь, v — общее содержание водяного пара в вертикальном столбе атмосферы единичного сечения (1 см 2). Далее рассмотрим атмосферные аэрозоли и пыль, их содержание зависит от высоты, они влияют на уменьшение прозрачности атмосферы. Рассмотрим отраженную радиацию, т. е. радиацию, которая достигает земной поверхности, частично отражается от нее и вновь возвращается в атмосферу. Также отраженная радиация — это и излучение, отраженное от облаков. Количество отраженной некоторой поверхностью энергии в сильной мере зависит от свойств и состояния этой поверхности, длины волны падающих лучей. Можно оценить отражательную способность любой поверхности, зная величину ее альбедо, под которым понимается отношение величины всего потока, отраженного данной поверхностью по всем направлениям, к потоку лучистой энергии, падающему на эту поверхность; обычно его выражают в процентах. Таблица 1 Вид поверхности альбедо Сухой чернозем 14 Гумус 26 Поверхность песчаной пустыни 28 – 38 Паровое поле (сухое) 8 – 12 Влажное вспаханное поле 14 Свежая (зеленая) трава 26 Сухая трава 19 Рожь и пшеница 10 – 25 Хвойный лес 10 – 12 Лиственный лес 13 – 17 Луг 17 – 21 Снег 60 – 90 Водные поверхности 2 – 70 Облака 60 – 80 Рассмотрим рассеянную радиацию. Рассеяние в атмосфере может происходить на молекулах газов (молекулярное рассеяние) и частицах (крупных (l <<r), средних (l ~ r), мелких (l >>r)), находящихся в атмосфере, оно зависит также и от наличия облачности. Основы этой теории заложены Рэлеем, но позже она была усовершенствована другими учеными уже для различных размеров, форм и свойств частиц. Для анализа явлений рассеяния используют уравнение переноса излучения; запишем его в векторной форме [3: (4), где Si — параметры Стокса (S1 = I — суммарная интенсивность, S2 =I*p*cos (Y 0), Y 0 — угол поворота направления максимальной поляризации относительно плоскости референции, p — степень линейной поляризации, S3 = I*p*sin (Y 0), S4 =I*q, q — степень эллиптичности поляризации),f ij — матрица рассеяния. При молекулярном рассеянии диполи под действием падающей волны начинают двигаться с ускорением, следовательно, излучают волны с частотой падающей волны, т. е. происходит рассеяние света на данных молекулах. Рассмотрим коэффициент молекулярного ослабления k MS и учтем, что рассеяние должно происходить тогда, когда показатель преломления частицы относительно среды n не равен единице, тогда: [3] (5) (l << r), где N — число частиц в единице объема, l — длина падающей волны. Также запишем функцию, показывающую "разбрасывание света по углам”: f MS (j)=3* t MS *(1+cos 2 ( j ))/(16* p ) [3] (6), где t MS — оптическая толща молекулярного рассеяния. Если ввести параметр D, характеризующий анизотропию молекул, то формула (6) примет вид: f MS (j)=3* t MS *(1+ D +(1- D)*cos 2 ( j ))/(16* p ) [3] (7). Обычно молекулярный рассеянный свет поляризован: [3] (8), где P лин — степень линейной поляризации. При попадании света на крупные частицы, обычно находящиеся вблизи поверхности Земли, происходит частичная потеря импульса падающей электро-магнитной волны, т. е. на молекулу действует световое давление, тогда будем иметь эффекты дифракции, отражения и преломления, проникновения электро-магнитной волны вовнутрь частицы. В результате может возникнуть интерференция падающей волны и вышедшей из частицы за счет явления внутреннего отражения. Все эти явления описываются в теории Ми. Предположения теории Ми: частицы сферические, однородные, не сталкиваются; атмосфера — плоско-параллельный слой. Т. к. показатель преломления частиц, описываемых теорией Ми, — комплексный: m = n + i*c , где n — обычный показатель преломления, c — характеризует поглощение волны частицей. В результате рассеяния прямого солнечного излучения в атмосфере, она сама становится источником излучения, которое достигает земной поверхности в виде рассеянного излучения. Максимум в спектре рассеянной радиации смещен в более коротковолновую область, чем у солнечного спектра; также состав рассеянной радиации зависит от высоты Солнца (рис. 4. [1]). Рис. 4 Распределение энергии в спектре рассеянного света, посылаемого различными точками небесного свода Рассеянная радиация также зависит и от облачности, что проиллюстрировано на рис. 5 [1], который построен по экспериментальным данным для г. Павловска. Нередки случаи, когда рассеянная радиация достигает значений, сравнимых с потоком прямой солнечной радиации [1]. Это явление обычно происходит в северных широтах. Оно объяснимо тем, что чистый сплошной снежный покров имеет чрезвычайно большую отражательную способность. Облака являются средами, которые могут сильно рассеивать свет; опыты показали, что плотные облака толщиной 50 – 100 метров уже полностью рассеивают прямые солнечные лучи: Рис. 5 Рассеянная радиация атмосферы при безоблачном небе и при сплошной облачности (10 баллов) Библиографический список 1. Курс метеорологии.// Под ред. Г. Н. Тверского. — Л.: Гидрометеоиздат, 1951. 2. Справочник "Атмосфера”. — Л.: Гидрометеоиздат, 1991. 3. Лекции Павлова В. Е. по оптике атмосферы для студентов III – V курсов специализации "Оптическое зондирование атмосферы”. — АГУ, Барнаул, 1996. | |
| Просмотров: 387 | Загрузок: 0 | | |
| Всего комментариев: 0 | |