Радіаційний режим в атмосфері

Випромінювання в атмосфері

Реферат

Радіаційний режим в атмосфері

Складено:

Карбишевим С.Ф.

Введення

Більшість відбуваються в атмосфері явищ, що вивчаються оптики і метеорологами, розвиваються за рахунок променистої енергії, тобто енергії, що доставляється Землі сонячною радіацією. Потужність цієї енергії приблизно може бути оцінена в 18 * 1023 ерг / с. Енергетичний спектр сонячної радіації на межі атмосфери близький до спектру абсолютно чорного тіла з температурою близько 60000К (рис.1. [1]).

До того, як сонячне випромінювання досягне поверхні, воно виконає довгий шлях через

земну атмосферу, де буде не тільки розсіяно і ослаблене, але і змінено за спектральним

Рис.1. Розподіл енергії в спектрі сонячної радіації на межі атмосфери: 1 - за даними 1903-1910 рр.., 2 - 1920-1922 рр.., 3 - 1917 р., 4 - абсолютно чорне тіло при температурі 57130К.

складом. У результаті дійшла до місця спостереження (земної поверхні) у вигляді паралельних променів від Сонця так звана пряма сонячна радіація буде як кількісно, ​​так і якісно відмінна від сонячної радіації за межами атмосфери [1].

Сонячна (короткохвильова) радіація перетвориться, проходячи через атмосферу, в наступні види радіації: розсіяну (через наявність в атмосфері різних іонів і молекул газів, часток пилу відбувається розсіяння прямої сонячної енергії на всі боки; частина розсіяної енергії доходить до поверхні Землі), відображену ( частина потрапила в атмосферу і на земну поверхню енергії відбивається назад), поглинену (відбувається дисоціація й іонізація молекул верхніх шарах атмосфери, нагрівання повітря і самої земної поверхні, тих предметів, які на ній знаходяться).

Спектр Сонця

Як видно з рис.1., Енергетичний спектр випромінювання близький до спектру абсолютно чорного тіла при температурі T ~ 60000К, але не збігається з ним, оскільки яскравість сонячного диска планомірно зменшується від його центру до країв. Найкращою формою подання розподілу енергії в сонячному спектрі є формула В.Г. Кастрове:

l0, l * D l = 0,021 * l -23 * exp (-0,0327 * l -4) * D l [1] (1).

Формули, що описує розподіл енергії Сонця на поверхні Землі поки не існує, тому що в неї має входити занадто багато флуктуирующими параметрів (щільність і висотний розподіл газів, альбедо відбивають поверхонь, температура і т.п.).

Ослаблення потоків променистої енергії в атмосфері

Сонячне випромінювання, проходячи через атмосферу, послаблюється завдяки ефектам розсіювання та поглинання. Для потоків променистої енергії атмосфера у видимій частині спектру є каламутній середовищем, тобто розсіює, а в ультрафіолетовій та інфрачервоній - поглинаючої і розсіює. Світловий потік поглинається в атмосфері, причому кількість енергії, яка дійшла до поверхні Землі, можна знайти із закону Бугера (закон ослаблення світла):

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

де I0 - інтенсивність падаючого випромінювання (на кордоні атмосфери), Z0 £ 750 (плоско-паралельна модель атмосфери), H - шлях, пройдений світлом до земної поверхні, k (h) - коефіцієнт поглинання (ослаблення) світлового потоку, що залежить від висотного розподілу щільності, складу атмосфери, фізичних і хімічних властивостей газів, часток, що знаходяться в атмосфері (рис.2. [1]).

Розглянемо виборче поглинання променистої енергії в атмосфері. Будь-яка речовина має свої смуги поглинання (рис.3. [1]). З газів, що входять завжди до складу атмосфери, суттєвим для нас селективним поглинанням володіють лише O2, O3, CO2 і водяний пар H2O. Кисень викликає інтенсивне поглинання світла

У далекій ультрафіолетової області для довжин хвиль l <200 нм, з максимумом поглинання близько l = 155нм. Поглинання в цій області спектра настільки велике вже в самих високих шарах

Рис.2. Розподіл енергії в нормальному сонячному спектрі.

Рис.3. Спектр поглинання земної атмосфери.

атмосфери, що сонячні промені з довжиною хвилі l <200нм не доходять до висот, доступних для спостереження з поверхні Землі і літаків. Кисень також дає систему смуг у видимій області спектру: A (759,4 - 70,3 нм; l max = 759,6 нм); B (686,8 - 694,6 нм; l max = 686,9 нм). Вуглекислий газ (CO2) - основна вузька смуга з l max = 4,3 мкм, решта - занадто незначні, тому не мають для нас істотного значення. Озон (O3) має дуже складний спектр поглинання, лінії й смуги якого охоплюють всю область сонячного спектра, починаючи від крайніх ультрафіолетових променів і до далекої інфрачервоної області [1]. У земній атмосфері озону мало, він розташовується у вигляді шару (10 - 40 км) з центром тяжіння на висоті близько 22 км, але володіє сильною поглощательной здатністю. Його смуги: п.Гартлея (200 - 320 нм; l max = 255 нм); п.Шапюі (500 - 650 нм; l max = 600 нм). Найбільше значення в поглинанні променистої енергії в атмосфері має водяна пара (H2O), якого дуже багато в нашій атмосфері (вологість, хмари тощо), його смуги поглинання: rst (0,926 - 0,978 мкм; l max = 0,935 мкм); F (1,095 - 1,165 мкм; l max = 1,130 мкм); Y (1,319 - 1,498 мкм; l max = 1.395); W (1,762 - 1.977 мкм; l max = 1.870 мкм); C (2,520 - 2,845 мкм; l max = 2,680 мкм). Найбільш точна формула для розрахунку величини поглинутої в атмосфері енергії сонячної радіації має вигляд:

DE = 0,156 * (m * v) 0,294 кал/см2 * хв. [2] (3),

де m - пройдений променями шлях, v - загальний вміст водяної пари у вертикальному стовпі атмосфери одиничного перетину (1 см2). Далі розглянемо атмосферні аерозолі та пил, їх зміст залежить від висоти, вони впливають на зменшення прозорості атмосфери.

Розглянемо відбиту радіацію, тобто радіацію, яка досягає земної поверхні, частково відбивається від неї і знову повертається в атмосферу. Також відображена радіація - це і випромінювання, відбите від хмар.

Кількість відображеної деякою поверхнею енергії в сильній мері залежить від властивостей і стану цієї поверхні, довжини хвилі падаючих променів. Можна оцінити відбивну здатність будь-якої поверхні, знаючи величину її альбедо, під яким розуміється відношення величини всього потоку, відбитого даної поверхнею в усіх напрямках, до потоку променистої енергії, що падає на цю поверхню; зазвичай його виражають у відсотках (ТАБЛИЦЯ 1 [1]).

ТАБЛИЦЯ 1

Розглянемо розсіяну радіацію. Розсіяння в атмосфері може відбуватися на молекулах газів (молекулярне розсіювання) і частинках (великих (l <<r), середніх (l ~ r), дрібних (l>> r)), що знаходяться в атмосфері, воно залежить також і від наявності хмарності . Основи цієї теорії закладені Релея, але пізніше вона була усоршенствована іншими вченими вже для різних розмірів, форм і властивостей частинок. Для аналізу явищ розсіювання використовують рівняння переносу випромінювання; запишемо його у векторній формі [3: (4),

де Si - параметри Стокса (S1 = I - сумарна інтенсивність, S2 = I * p * cos (Y 0), Y 0 - кут повороту напряму максимальної поляризації відносно площини референції, p - ступінь лінійної поляризації, S3 = I * p * sin (Y 0), S4 = I * q, q - ступінь еліптичності поляризації), fij - матриця розсіювання. При молекулярному розсіянні диполі під дією падаючої хвилі починають рухатися з прискоренням, отже випромінюють хвилі з частотою падаючої хвилі, тобто відбувається розсіяння світла на даних молекулах. Розглянемо коефіцієнт молекулярного ослаблення kMS і врахуємо, що розсіювання повинно відбуватися тоді, коли показник заломлення частинки відносно середовища n не дорівнює одиниці, тоді:

[3] (5) (l <<r),

де N - число частинок в одиниці об'єму, l - довжина падаючої хвилі. Також запишемо функцію, яка ніколи "розкидання світла по кутах":

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

де t MS - оптична товща молекулярного розсіювання. Якщо ввести параметр D, що характеризує анізотропію молекул, то формула (6) прийме вигляд:

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

Зазвичай молекулярний розсіяне світло поляризоване:

[3] (8),

де Pлін - ступінь лінійної поляризації.

При потраплянні світла на великі частки, які зазвичай перебувають поблизу поверхні Землі, відбувається часткова втрата імпульсу падаючої електро-магнітної хвилі, тобто на молекулу діє світловий тиск, тоді будемо мати ефекти дифракції, відображення і заломлення, пронукновенія електро-магнітної хвилі всередину частинки. У результаті може виникнути інтерференція падаючої хвилі і вийшла з частки за рахунок явища внутрішнього відображення. Всі ці явища описуються в теорії Мі. Припущення теорії Мі: частки сферичні, однорідні, не стикаються; атмосфера - плоско-паралельний шар. Оскільки показник заломлення частинок, що описуються теорією Мі, - комплексний: m = n + i * c, де n - звичайний показник заломлення, c - характеризує поглинання хвилі часткою.

У результаті розсіювання прямого сонячного випромінювання в атмосфері, вона сама стає джерелом випромінювання, яке досягає земної поверхні у вигляді розсіяного випромінювання. Максимум в спектрі розсіяної радіації зміщений у більш короткохвильову область, ніж у сонячного спектра; також склад розсіяної радіації залежить від висоти Сонця (рис.4. [1]).

Рис.4. Розподіл енергії в спектрі розсіяного світла, що посилається різними точками небесного зводу.

Розсіяна радіація також залежить і від хмарності, що проілюстровано на рис.5. [1], який побудований за експериментальними даними для м. Павловська. Нерідкі випадки, коли розсіяна радіація досягає значень, порівнянних з потоком прямої сонячної радіації [1]. Це явище звичайно відбувається в північних широтах. Воно можна пояснити тим, що чистий суцільний сніговий покрив має надзвичайно велику відбивну здатність. Хмари є середовищами, які можуть сильно розсіювати світло; досліди показали, що щільні хмари товщиною 50 - 100 метрів вже повністю розсіюють прямі сонячні промені.

Рис.5. Розсіяна радіація атмосфери при безхмарному небі і при суцільній хмарності (10 балів).

Реферат містить

Література

"Курс метеорології" під ред. Г. М. Тверського, Гидрометеоиздат, Л., 1951р ..

Довідник "Атмосфера", Гидрометеоиздат, Л., 1991р ..

Лекції Павлова В.Є. з оптики атмосфери для студентів III - V курсів спеціалізації "Оптичне зондування атмосфери", АМУ, Барнаул, 1996 ..