Радиационный режим в атмосфере

Исследование солнечной радиации при прохождении атмосферы. Атмосферные процессы, порожденные солнечной радиацией.

Излучение в атмосфере

Реферат

Радиационный режим в атмосфере

Составлен :

Карбышевым С.Ф.

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 60000 К (рис.1.[ 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

Рис.1. Распределение энергии в спектре солнечной радиации на границе атмосферы: 1- по данным 1903-1910 гг., 2 - 1920-1922 гг., 3 - 1917 г., 4 - абсолютно черное тело при температуре 57130 К.

составу. 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

Как видно из рис.1., энергетический спектр излучения близок к спектру абсолютно черного тела при температуре T~60000 К, 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:

l0 , 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=I0 *exp(-)[3] (2),

где I0 - интенсивность падающего излучения (на границе атмосферы), Z0 £750 (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.[ 1 ] ).

Рассмотрим избирательное поглощение лучистой энергии в атмосфере. Любое вещество имеет свои полосы поглощения (рис.3.[1] ). Из газов, входящих всегда в состав атмосферы, существенным для нас селективным поглощением обладают лишь O2 , O3 , CO2 и водяной пар H2 O. Кислород вызывает интенсивное поглощение света

В далекой ультрафиолетовой области для длин волн l<200 нм, с максимумом поглощения около l=155нм. 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.

атмосферы, что 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;lmax =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 (H2 O), которого очень много в нашей атмосфере (влажность, облака и т.п.), его полосы поглощения:r s t (0,926 - 0,978 мкм; lmax =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 / см2 * мин. [2] (3),

где m - пройденный лучами путь,v - общее содержание водяного пара в вертикальном столбе атмосферы единичного сечения (1 см2 ). 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[1] ).

ТАБЛИЦА 1

ВИД ПОВЕРХНОСТИ АЛЬБЕДО
СУХОЙ ЧЕРНОЗЕМ 14
ГУМУС 26
ПОВЕРХНОСТЬ ПЕСЧАНОЙ ПУСТЫНИ 28 -38
ПАРОВОЕ ПОЛЕ ( СУХОЕ) 8 - 12
ВЛАЖНОЕ ВСПАХАННОЕ ПОЛЕ 14
СВЕЖААЯ ( ЗЕЛЕНАЯ ) ТРАВА 26
СУХАЯ ТРАВА 19
РОЖЬ И ПШЕНИЕЦА 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 усоршенствована 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(Y0 ), Y0 - угол поворота направления максимальной поляризации относительно плоскости референции, p - степень линейной поляризации, S3 =I*p*sin(Y0 ), S4 =I*q, q - степень эллиптичности поляризации),fij - 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 kMS 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”:

fMS ( j )=3* t MS *(1+cos2 ( j ))/(16* p )[3] (6),

где tMS - оптическая толща молекулярного рассеяния. Если ввести параметр D, характеризующий анизотропию молекул, то формула (6) примет вид:

fMS ( j )=3* t MS *(1+ D +(1- D )* cos2 ( j ))/(16* p )[3] (7)

Обычно молекулярный рассеянный свет поляризован:

[3] (8),

где Pлин - 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, пронукновения 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 черезвычайно 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).

Реферат содержит

СТРАНИЦ ТАБЛИЦ РИСУНКОВ ФОРМУЛ
14 1 5 8

Литература

1. “Курс метеорологии” под ред. Г.Н.Тверского, ГИДРОМЕТЕОИЗДАТ, Л., 1951г..

2. Справочник “Атмосфера”, ГИДРОМЕТЕОИЗДАТ, Л., 1991г..

3. Лекции Павлова В.Е. по оптике атмосферы для студентов III - V курсов специализации “Оптическое зондирование атмосферы”, АГУ, Барнаул, 1996г..