Радіаційний режим атмосфери



Скачати 108.94 Kb.
Дата конвертації11.12.2016
Розмір108.94 Kb.
Лекція №7

Тема: Радіаційний режим атмосфери.

План

  1. Сонячна радіація та радіаційний баланс.

  2. Складові радіаційного балансу.

  3. Методи вимірювання сонячної радіації і складових радіаційного балансу

1.Сонячна радіація. Основним джерелом енергії майже для усіх процесів та явищ, що відбуваються в атмосфері Землі і на її поверхні, є промениста енергія Сонця. Енергія, яку випромінює Сонце, називається сонячною радіацією. Майже вся сонячна радіація, що надходить на Землю, перетворюється на тепло. Сонячні промені поширюються зі швидкістю 3·105 км/с досягають поверхні Землі через 8 хвилин.

На верхню межу атмосфери надходить потік радіації 1,7·1017 Вт/м2. Це в сотні тисяч разів більше, ніж потрібно людству. На кожен квадратний кілометр земної поверхні щорічно надходить 4,27·1016 Дж. Щоб одержати таку кількість тепла потрібно спалити понад 400 тис т. кам’яного вугілля. За 1,5 доби Сонце дає Землі стільки ж енергії, скільки дають електростанції усіх країн протягом року.

Сонячна радіація, що досягла земної поверхні, частково відбивається від неї, на частково поглинається Землею. Однак Земля не тільки поглинає радіацію, але й сама випромінює довгохвильову радіацію в навколишню атмосферу. Атмосфера, поглинаючи деяку частину сонячної радіації і більшу частину випромінювання земної поверхні, сама теж випромінює довгохвильову радіацію. Більша частина цього випромінювання атмосфери спрямована до земної поверхні. Вона називається зустрічним випромінюванням атмосфери.

Різниця між радіацією що надходить до поверхні Землі і зникаючою від неї потоками променевої енергії називають радіаційним балансом поверхні.
2. Радіаційний баланс складається з короткохвильової і довгохвильової радіації. Він включає в себе наступні елементи, звані складовими радіаційного балансу:


  • пряма радіація,

  • розсіяна радіація,

  • відбита радіація (короткохвильова),

  • випромінювання земної поверхні,

  • зустрічне випромінювання атмосфери.

Розглянемо складові радіаційного балансу.

Пряма сонячна радіація - сонячна радіація, що доходить до земної поверхні у виді пучка паралельних променів, що виходять безпосередньо від сонячного диска. Енергетична освітленість прямої радіації залежить від висоти Сонця і прозорості атмосфери і зростає із збільшенням висоти місця над рівнем моря. Хмари нижнього ярусу звичайно повністю або майже не пропускають пряму радіацію.

Довжини хвиль сонячної радіації, що досягає земної поверхні, лежать в інтервалі 0,29-4,0 мкм. Зміна прямої радіації протягом безхмарного дня (добовий хід) виражено одновершинної кривої з максимумом в істинний сонячний полудень. Влітку над сушею максимум може настати до полудня, так як до полудня збільшується запиленість атмосфери.

При просуванні від полюсів до екватора прихід прямий радіації в будь-який час року зростає, оскільки при цьому збільшується полуденна висота Сонця.

Річний хід прямої радіації найбільш різко виражений на полюсах, так як взимку сонячна радіація тут взагалі відсутня, а влітку її прихід досягає 900 Вт / м². У середніх широтах максимум прямий радіації іноді спостерігається не влітку, а навесні, так як у літні місяці внаслідок збільшення вмісту водяної пари і пилу зменшується прозорість атмосфери / Мінімум припадає на період, близький до дня зимового сонцестояння (грудень). На екваторі спостерігаються два максимуми, рівні приблизно 920 Вт / м² в дні весняного і осіннього рівнодення, і два мінімуму (близько 550 Вт / м²) в дні літнього і зимового сонцестояння.



Розсіяна радіація -  сонячна радіація, що перетерпіла розсіювання в атмосфері, надходить на земну поверхню з усього небесного зводу. У похмурі дні вона є єдиним джерелом енергії в приземних шарах атмосфери.

Максимум розсіяної радіації зазвичай значно менше, ніж максимум прямій. Чим більше висота Сонця і більше забрудненість атмосфери, тим більше потік розсіяної радіації. Хмари, що не закривають Сонця, збільшують прихід розсіяною радіації в порівнянні з ясним небом. Залежність приходу розсіяної радіації від хмарності складна. Вона визначається видом і кількістю хмар, їх вертикальної потужністю і оптичними властивостями. Розсіяна радіація хмарного неба може коливатися більш ніж в 10 разів.

Сніговий покрив, що відображає до 70-90% прямої радіації, збільшує розсіяну радіацію, яка потім розсіюється в атмосфері. Зі збільшенням висоти місця над рівнем моря розсіяна радіація при ясному небі зменшується.

Добовий і річний хід розсіяної радіації при ясному небі загалом відповідає ходу прямої радіації. Проте вранці розсіяна радіація з'являється ще до сходу сонця, а ввечері вона ще надходить в період сутінків, т. Е. Після заходу. У річному ході максимум розсіяної радіації спостерігається влітку.



Сумарна радіація - сукупність прямої і розсіяної сонячної радіації, що надходить у природних умовах на земну поверхню. 

Вона є основною складовою радіаційного балансу. Її спектральний склад у порівнянні з прямої і розсіяної радіацією більш стійкий і майже не залежить від висоти Сонця, коли, вона складає більше 15 °.

Співвідношення між прямою і розсіяною радіацією у складі сумарної радіації залежить від висоти Сонця, хмарності та забрудненості атмосфери. Зі збільшенням висоти Сонця частка розсіяної радіації при безхмарному небі зменшується. Чим прозоріше атмосфера, тим менше частка розсіяної радіації. При суцільній щільною хмарності сумарна радіація повністю складається з розсіяної радіації. Взимку внаслідок відображення радіації від снігового покриву і її вторинного розсіювання в атмосфері частка розсіяної радіації у складі сумарної помітно збільшується.

Прихід сумарної радіації при наявності хмарності змінюється у великих межах. Найбільший прихід її спостерігається при ясному небі або при невеликій хмарності, що не закриває Сонця.

У добовому і річному ході зміни сумарної радіації майже прямо пропорційні зміні висоти Сонця. У добовому ході максимум сумарної радіації при безхмарному небі припадає зазвичай на полуденний час. У річному ході максимум сумарної радіації наголошується в північній півкулі зазвичай в червні, у південному - в грудні.

Відбита радіація. Альбедо

Величина відбитої радіації залежить від особливостей земної поверхні. фізична величина, що описує здатність поверхні чи космічного тіла відбивати та розсіювати випромінення (світло) називається альбедо.

Надходячи до земної поверхні сумарна сонячна радіація засвоюється у тонкому поверхневому шарі ґрунту чи води і перетворюється на тепло, а частина її відбивається. Альбедо виражають у % і характеризує відбивну здатність різних ділянок земної поверхні.

Альбедо поверхні залежить від її кольору, шорсткості, вологості та інших властивостей.

Альбедо різних природних поверхонь (за В. Л. Гаєвському і М. І. Будико)

Середні значення альбедо для деяких видів природних поверхонь.



Поверхня

Альбедо, %

Поверхня

Альбедо, %

Чорнозем сухий

12-14

Молочна стиглість – повна стиглість

22-30

Чорнозем вологий

6-10

Ліс:

хвойний


листяний без листя

листяний з листям

мішаний із сніговим покривом

10-14


Сірі лісові грунти сухі

25-30

Сірі лісові грунти мокрі

10-12

12-14

16-19

Пісок річковий сухий

35-43

40-45

Пісок вологий

20-24

Сніговий покрив:

свіжий


старий

який тане


80-95


Глиниста пустеля

29-31

Цілинний степ

16-18

60-70

Сухий степ

20-30

40-45

Поля картоплі, луки

15-25

Морська крига

30-40

Поля пшениці та інші

злаки у фазі:

кущіння

вихід у трубку



вихід у трубку - молочна стиглість




Мілкі водойми

6-12

Поверхня хмар

50-60

14-18







18-22







20-25







  Альбедо водних поверхонь при висоті Сонця понад 60 ° менше, ніж альбедо суші, оскільки сонячні промені, проникаючи в воду, значною мірою поглинаються і розсіюються в ній. При стрімкому падінні променів А = 2- 5%, при висоті Сонця менше 10 ° А = 50- 70%. Велике альбедо льоду і снігу обумовлює уповільнений хід весни в полярних районах і збереження там вічних льодів.

Спостереження за альбедо суші, моря і хмарного покриву проводяться з штучних супутників Землі. Альбедо моря дозволяє розраховувати висоту хвиль, альбедо хмар характеризує їх потужність, а альбедо різних ділянок суші дозволяє судити про ступінь покриття полів снігом і про стан рослинного покриву.

Альбедо всіх поверхонь, а особливо водних, залежить від висоти Сонця: найменше альбедо буває в полуденний час, найбільше - вранці і ввечері. Це пов'язано з тим, що при малій висоті Сонця в складі сумарної радіації зростає частка розсіяною, яка більшою мірою, ніж пряма радіація, відбивається від шорсткою підстильної поверхні.

Довгохвильове випромінювання Землі та атмосфери

Земне випромінювання дещо менше випромінювання абсолютно чорного тіла при тій же температурі.

Випромінювання земної поверхні відбувається безперервно. Чим вище температура випромінюючої поверхні, тим інтенсивніше її випромінювання. Також безперервно відбувається випромінювання атмосфери, яка, поглинаючи частину сонячної радіації і випромінювання земної поверхні, сама випромінює довгохвильову радіацію.

У помірних широтах при безхмарному небі випромінювання атмосфери складає 280-350 Вт / м², а в разі хмарного неба воно на 20-30% більше. Близько 62-64% цього випромінювання направлено до земної поверхні. Прихід його на земну поверхню становить зустрічне випромінювання атмосфери. Різниця цих двох потоків характеризує втрату променевої енергії діяльним шаром. Цю різницю називають ефективним випромінюванням Ееф.

Ефективне випромінювання діяльного шару залежить від його температури, від температури і вологості повітря, а також від хмарності. З підвищенням температури земної поверхні Ееф збільшується, а з підвищенням температури і вологості повітря зменшується. Особливо впливають на ефективне випромінювання хмари, так як краплі хмар випромінюють майже так само, як і діяльний шар Землі. У середньому Ееф вночі і вдень при ясному небі в різних пунктах земної поверхні змінюється в межах 70-140 Вт / м².

Добовий хід ефективного випромінювання характеризується максимумом в 12-14 год і мінімумом перед сходом Сонця. Річний хід ефективного випромінювання в районах з континентальним кліматом характеризується максимумом в літні місяці і мінімумом в зимові. У районах з морським кліматом річний хід ефективного випромінювання виражений слабше, ніж в районах, розташованих в глибині континенту

Випромінювання земної поверхні поглинається водяною парою і вуглекислим газом, що містяться в повітрі. Але короткохвильову радіацію Сонця атмосфера в значній мірі пропускає. Ця властивість атмосфери називається «оранжерейним ефектом», оскільки атмосфера при цьому діє подібно стеклам в теплицях: скло добре пропускає сонячні промені, що нагрівають грунт і рослини в теплиці, але погано пропускає в зовнішній простір теплове випромінювання нагревається грунту. Розрахунки показують, що при відсутності атмосфери середня температура діяльного шару Землі була б на 38 ° С, нижче фактично спостерігається і Земля була б покрита вічним льодом.

Якщо прихід радіації більше витрати, то радіаційний баланс позитивний і діяльний шар Землі нагрівається. При негативному радіаційному балансі цей шар охолоджується. Радіаційний баланс удень звичайно позитивний, а вночі від'ємний. Приблизно за 1-2 год до заходу Сонця він стає негативним, а вранці, в середньому за 1 ч після сходу Сонця знову робиться позитивним. Хід радіаційного балансу вдень при ясному небі близький до ходу прямої радіації.

Вивчення радіаційного балансу сільськогосподарських угідь дозволяє розраховувати кількість радіації, поглиненої посівами і грунтом, залежно від висоти Сонця, структури посіву, фази розвитку рослин. Для оцінки різних прийомів регулювання температури і вологості грунту, випаровування та інших величин визначають радіаційний баланс сільськогосподарських полів при різних типах рослинного покриву.



На територію України за рік падає така кількість енергії сонця, яка переважає нинішній рівень її споживання більше чим в пятсот разів. Тобто, достатньо використовувати лише 0,5% енергії сонця, яка досягає поверхні України, щоб задовольнити енергетичні потреби українців
3. Методи вимірювання сонячної радіації і складових радіаційного балансу

Для вимірювання потоків сонячної радіації застосовуються абсолютні і відносні методи і відповідно розроблені абсолютні та відносні актинометричні прилади. Абсолютні прилади зазвичай застосовують тільки для повірки відносних приладів.

Відносні прилади застосовуються при регулярних спостереженнях на мережі метеостанцій, а також в експедиціях, і при польових спостереженнях. З них найбільш широко використовуються термоелектричні прилади: актинометр, піранометра і альбедометр. Приймачем сонячної радіації у цих приладів служать термобатареї, складені з двох металів (зазвичай манганина і константана). В залежності від інтенсивності радіації між спаями термобатареи створюється різниця температур і виникає електричний струм різної сили, який вимірюється гальванометром. Для перекладу поділок шкали гальванометра в абсолютні одиниці застосовуються перекладні множники, які визначаються для даної пари: актинометричні прилад - гальванометр.

Актинометр термоелектричний (М-3) Савінова - Янишевського служить для вимірювання прямої радіації, що приходить на поверхню, перпендикулярну до сонячних променів.

Піранометра (М-80М) Янишевського служить для вимірювання сумарної і розсіяної радіації, що приходить на горизонтальну поверхню.

При спостереженнях прийомна частина піранометра встановлюється горизонтально. Для визначення розсіяної радіації піранометра затінюється від прямої радіації тіньовим екраном у вигляді круглого диска, закріпленого на стрижні на відстані 60 см від прийомної поверхні. При вимірюванні сумарної радіації тіньової екран відводиться убік

Альбедометр - це піранометра, пристосований також. Для вимірювання відображеної радіації. Для цього служить пристрій, що дозволяє повертати приймальню частина приладу вгору (для вимірювання прямий) і вниз (для вимірювання відображеної радіацій). Визначивши альбедометром сумарну і відбиту радіацію, обчислюють альбедо підстильної поверхні. Для польових вимірів використовують альбедометр похідний М-69.

Балансомір термоелектричний М-10М. Цей прилад застосовується для вимірювання радіаційного балансу підстилаючої поверхні.

Крім розглянутих приладів, використовують також люксметри - фотометричні прилади для вимірювання освітленості, спектрофотометри, різні прилади для вимірювання ФАР і т. Д. Багато актинометричні прилади пристосовані для безперервного запису складових радіаційного балансу.

Важливою характеристикою режиму сонячної радіації є тривалість сонячного сяйва. Для її визначення служить геліограф.



У польових умовах найбільш часто застосовуються піранометра, похідні альбедометри, балансомір і люксметри. Для спостережень серед рослин найбільш зручні похідні альбедометри і люксметри, а також спеціальні мікропіранометри.



База даних захищена авторським правом ©lecture.in.ua 2016
звернутися до адміністрації

    Головна сторінка