Солнечная радиация в атмосфере. Закон ослабления радиации

Солнечная радиация (солнечное излучение) – это вся совокупность солнечной материи и энергии, поступающей на Землю. Солнечная радиация состоит из следующих двух основных частей: во-первых, тепловой и световой радиации, представляющей собой совокупность электромагнитных волн; во-вторых, корпускулярной радиации.

 

На Солнце тепловая энергия ядерных реакций переходит в лучистую энергию. При падении солнечных лучей на земную поверхность лучистая энергия снова превращается в тепловую энергию. Солнечная радиация, таким образом, несет свет и тепло.

.Изменение солнечной радиации при прохождении через атмосферу

Прямые солнечные лучи, пронизывающие атмосферу при безоблачном небе, называются прямой солнечной радиацией. Максимальная ее величина при высокой прозрачности атмосферы на перпендикулярной лучам поверхности в тропическом поясе равна около 1,05 – 1, 19 кВт/м2 (1,5 – 1,7 кал/см2 х мин. В средних широтах напряжение полуденной радиации обычно составляет около 0,70 – 0,98 кВт /м2 х мин (1,0 – 1,4 кал/см2 х мин). В горах оно увеличивается.

 

Часть солнечных лучей от соприкосновения с молекулами газов и аэрозолями рассеивается и переходит в рассеянную радиацию. На земную поверхность рассеянная радиация поступает уже не от солнечного диска, а от всего небосвода и создает повсеместную дневную освещенность. От нее в солнечные дни светло и там, куда не проникают прямые лучи, например под пологом леса. Наряду с прямой радиацией рассеянная радиация также служит источником тепла.

 

Абсолютная величина рассеянной радиации тем больше, чем интенсивнее прямая. Относительное значение рассеянной радиации возрастает с уменьшением роли прямой: в средних широтах летом она составляет 41%, а зимой 73 % общего прихода радиации. Ее доля зависит от высоты Солнца: в высоких широтах она равна 30 %, в полярных 70 % от всей радиации.

 

В целом же (с участием суточного хода высоты Солнца и облачности неба) на рассеянную радиацию приходится около 25 % всего потока солнечных лучей.

 

На земную поверхность, таким образом, поступает прямая и рассеянная радиация. В совокупности прямая и рассеянная радиация образуют суммарную радиацию, которая определяет тепловой режим тропосферы.

 

Поглощая и рассеивая радиацию, атмосфера значительно ее ослабляет. Величина ослабления зависит от коэффициента прозрачности, показывающего, какая доля радиации доходит до земной поверхности. Если бы тропосфера состояла бы только из газов, то коэффициент прозрачности был бы равен 0,9, то есть она бы пропускала бы 90 % идущей к Земле радиации. Но в воздухе всегда присутствуют аэрозоли, снижающие коэффициент прозрачности до 0,7 – 0,8. Прозрачность атмосферы изменяется вместе с изменением погоды.

 

Так как плотность воздуха падает с высотой, то слой газа, пронизываемого лучами, нельзя выражать в км толщины атмосферы. В качестве единицы измерения принята оптическая масса, равная мощности слоя воздуха при вертикальном падении лучей.

 

Ослабление радиации в тропосфере легко наблюдать в течение суток. Когда Солнце находится около горизонта, то его лучи пронизывают несколько оптических масс. Их интенсивность при этом так ослабевает, что на Солнце можно смотреть незащищенным глазом. С поднятием Солнца уменьшается число оптических масс, которые проходят его лучи, и интенсивность лучей возрастает.

Пог лощение 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. 7).

 

Рис. 7. К выводу формулы Бугэ

 

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

 

,

 

где а — коэффициент пропорциональности, так называемый коэффициент ослабления (экстинкции). Интегрируя это выражение от верхней границы атмосферы, куда луч входит в точке А (см. рис. 7) с интенсивностью I0, равной солнечной постоянной, до земной поверхности, куда луч попадает в точке В с интенсив­ностью I, получим

 

, (47)

 

ln=lnI0 - a, (48)

 

. (49)

 

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

 

 , (50)

 

где а – коэффициент ослабления, или, обозначив е-а через р,

 

, (51)

 

где р – так называемый коэффициент прозрачности (также средний для лучей всех длин волн). Формула (51) называется формулой Бугэ.

 

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 — I0p, ap = I/I0. Следо­вательно, коэффициент прозрачности показывает, какая доля солнечной постоянной доходит до земной поверхности при отвес­ном падении солнечных лучей.

 

Оптическая масса атмосферы, конечно, зависит от высоты, или зенитного расстояния солнца. При зенитном расстоянии солнца zменее 60° масса атмосферы будет с достаточным приближением равна secz, а формула (51) может быть переписана так:

 

. (52)

 

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

 

Поскольку солнечная постоянная уже определена и известна, то, измерив интенсивность радиации у земной поверхности при определенном зенитном расстоянии солнца, можно по формуле (52) 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.

 

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 а, входящий в формулу (50), 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 а к коэффициенту ослабления для идеальной атмосферы А. Это отношение называется фактором мутности Т

 

, (53)

 

Подставив в формулу (50) а=АТ, получим

 

. (54)

 

Отсюда видно, что ослабление радиации в действительной атмосфере можно выразить формулой (54), в которую подставлен коэффициент ослабления для идеальной атмосферы; но только массу атмосферы нужно увеличить в Т раз. Иначе говоря, фактор помутнения дает число идеальных атмосфер, которое нужно взять, чтобы получить такое же ослабление радиации, какое производит действительная атмосфера.

 

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 Т ближе к 4 и более. В горах значения Т 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, Т 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.