Излучение в атмосфереРеферат Радиационный режим в атмосфере Составлен Карбышевым С.Ф. Введение Большинство происходящих в атмосфере явлений, изучаемыхоптиками 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 награнице атмосферы близок к спектру абсолютно черного тела с температуройпорядка 60000К рис.1. 1 .Дотого, как солнечное излучение достигнет поверхности, оно проделает длинный путь черезземнуюатмосферу, где будет не только рассеяно и ослаблено, но и изменено поспектральномуРис.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 57130К.составу.
Врезультате дошедшая до места наблюдения земной поверхности в видепараллельных лучей от Солнца так называемая прямая солнечная радиация будет какколичественно, так и качественно отлична от солнечной радиации за пределамиатмосферы 1 . Солнечная коротковолновая радиацияпреобразуется, проходя через атмосферу, в следующие виды радиации рассеянную ввиду наличия в атмосфереразличных ионов и молекул газов, частиц пыли происходит рассеяние прямойсолнечной энергии во все стороны частьрассеянной энергии доходит до поверхности Земли , отраженную часть попавшей ватмосферу и на земную поверхность энергии отражается обратно , поглощенную происходит диссоциация и ионизация молекул верхних слоях атмосферы, нагреввоздуха и самой земной поверхности, тех предметов, которые на ней находятся .СпектрСолнца Как видно из рис.1 энергетическийспектр излучения близок к спектру абсолютно черного тела при температуре T 60000К, но не совпадает с ним, т.к.яркость солнечного диска планомерно уменьшается от его центра к краям.
Наилучшейформой представления распределения энергии в солнечном спектре является формулаВ.Г. Кастрова l0,l Dl 0,021 l-23 exp -0,0327 l-4 Dl 1 1 . Формулы, описывающей распределение энергииСолнца на поверхности Земли пока не существует, т.к. в нее должно входитьслишком много флуктуирующих параметров плотность и высотное распределениегазов, альбедо отражающих поверхностей, температура и т.п. .Ослаблениепотоков лучистой энергии в атмосфере Солнечное излучение, проходя черезатмосферу, ослабляется благодаря эффектам рассеяния и поглощения.
Для потоковлучистой 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 доповерхности 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 земнойповерхности, k h -коэффициент поглощения ослабления светового потока, зависящий от высотногораспределения плотности, состава атмосферы, физических и химических свойствгазов, частиц, находящихся в атмосфере рис.2. 1 . Рассмотрим избирательное поглощениелучистой энергии в атмосфере.
Любое вещество имеет свои полосы поглощения рис.3. 1 . Изгазов, входящих всегда в состав атмосферы, существенным для нас селективнымпоглощением обладают лишь O2,O3, CO2 и водяной пар H2O. Кислород вызывает интенсивное поглощение светаВ далекойультрафиолетовой области для длин волн l lt 200 нм, с максимумом поглощения около l 155нм. Поглощение в этойобласти 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 lt 200нм не доходят до высот, доступных для наблюдения с поверхностиЗемли 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, поэтомуне имеют для нас существенного значения.
Озон O3 имеет весьма сложный спектр поглощения, линии иполосы которого охватывают всю область солнечного спектра, начиная от крайнихультрафиолетовых лучей и до далекой инфракрасной области 1 . В земной атмосфере озона мало, онрасполагается 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 лучистойэнергии в атмосфере имеет водяной пар H2O , которого очень много в нашей атмосфере влажность, облака и т.п его полосы поглощения rst 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 энергиисолнечной радиации имеет вид DE 0,156 m v 0,294 кал см2 мин. 2 3 ,где m - пройденный лучами путь, v - общее содержание водяногопара 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 ивновь возвращается в атмосферу. Также отраженная радиация - это и излучение,отраженное от облаков.
Количество отраженной некоторой поверхностьюэнергии в сильной мере зависит от свойств и состояния этой поверхности, длиныволны падающих лучей.
Можно оценить отражательную способность любойповерхности, зная величину ее альбедо, под которым понимается отношениевеличины всего потока, отраженного данной поверхностью по всем направлениям, кпотоку 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 Рассмотримрассеянную радиацию.
Рассеяние в атмосфере может происходить на молекулах газов молекулярное рассеяние и частицах крупных l lt lt r , средних l r , мелких l gt gt r ,находящихся в атмосфере, оно зависит также и от наличия облачности.
Основы этой теории заложены Рэлеем, но позже онабыла усоршенствована другими учеными уже для различных размеров, форм и свойствчастиц. Для анализа явлений рассеянияиспользуют уравнение переноса излучения запишем его в векторной форме 3 4 ,где Si - параметры Стокса S1 I- суммарная интенсивность, S2 I p cos Y0 , Y0 - уголповорота направления максимальнойполяризации относительно плоскости референции, p- степень линейной поляризации, S3 I p sin Y0 , S4 I q, q - степеньэллиптичности поляризации ,fij - матрица рассеяния. При молекулярномрассеянии диполи под действием падающейволны начинают двигаться с ускорением, следовательно излучают волны с частотойпадающей волны, т.е. происходит рассеяние света на данных молекулах.
Рассмотрим коэффициент молекулярногоослабления kMS и учтем,что рассеяние должно происходить тогда, когда показатель преломления частицыотносительно среды n не равенединице, тогда 3 5 l lt lt r ,где N - число частиц в единице объема, l - длина падающей волны. Такжезапишем функцию, показывающую разбрасываниесвета по углам fMS j 3 tMS 1 cos2 j 16 p 3 6 ,где tMS-оптическая толща молекулярного рассеяния.
Если ввести параметр D, характеризующийанизотропию молекул, то формула 6 примет вид fMS j 3 tMS 1 D 1-D cos2 j 16 p 3 7 Обычно молекулярныйрассеянный свет поляризован 3 8 ,где Pлин - степень линейной поляризации.Припопадании света на крупные частицы, обычно находящиеся вблизи поверхностиЗемли, происходит частичная потеря импульса падающей электро-магнитной волны,т.е. на молекулу действует световое давление, тогда будем иметь эффектыдифракции, отражения и преломления, пронукновения электро-магнитной волнывовнутрь частицы.
В результате можетвозникнуть интерференция падающей волны и вышедшей из частицы за счет явлениявнутреннего отражения.
Все эти явления описываются в теории Ми. Предположениятеории Ми частицысферические, 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.Врезультате рассеяния прямого солнечного излучения в атмосфере, она самастановится источником излучения, которое достигает земной поверхности в видерассеянного излучения. Максимум в спектре рассеянной радиации смещен в болеекоротковолновую 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 различнымиточками небесного свода.
Рассеянная радиация также зависит и отоблачности, что проиллюстрировано на рис.5. 1 , который построен по экспериментальным данным дляг. 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 черезвычайнобольшую отражательную способность.
Облака являются средами, которые могутсильно рассеивать свет опытыпоказали, что плотные облака толщиной 50 - 100 метров уже полностью рассеиваютпрямые солнечные лучи. Рис.5.Рассеянная радиация атмосферы при безоблачном небе и при сплошной облачности 10 баллов .Рефератсодержит СТРАНИЦ ТАБЛИЦ РИСУНКОВ ФОРМУЛ 14 1 5 8 Литература1. Курс метеорологии под ред. Г.Н.Тверского, ГИДРОМЕТЕОИЗДАТ, Л 1951г 2. Справочник Атмосфера , ГИДРОМЕТЕОИЗДАТ, Л 1991г 3. Лекции Павлова В.Е. по оптикеатмосферы для студентов III - V курсовспециализации Оптическоезондирование атмосферы , АГУ,Барнаул, 1996г.