Потоки лучистой энергии в атмосфере реферат
Обновлено: 04.07.2024
Наибольшая интенсивность солнечной радиации отмечается летом, меньшая - зимой. По своему биологическому действию солнечная радиация неоднородна: оказывается, каждая длина волны оказывает различное действие на организм человека.
Цели и задачи. Целью курсовой работы является изучение солнечной радиации на атмосферу и на окружающую среду.
Содержание
Введение 5
1 Радиация в атмосфере 6
1.1 Изменение солнечной радиации в атмосфере и у земной поверхности .8
1.2 Явления рассеянной радиации 11
1.3 Видимость 11
1.4 Встречные излучения 12
1.5 Солнечный ветер 13
2 Солнечная радиация и ее гигиеническое значение 14
2.1 Количественная и качественная характеристика солнечной радиации 14
2.2 Гигиеническая характеристика видимой части солнечного спектра 14
2.3 Солнечная радиация как оздоровительный фактор 14
2.3.1 Биологическое значение видимого участка спектра 15
2.3.2 Светотехнические показатели 17
2.3.3 Инфракрасные лучи 17
2.3.4 Ультрафиолетовые лучи (УФЛ) 19
3 Воздействие солнечной радиации на окружающую среду 21
3.1 Влияние солнечной радиации на климат 21
3.2 Влияние солнечной радиации на человека 22
3.3 Парниковый эффект 26
3.4 Последствия парникового эффекта 32
Заключение 34
Список литературы 35
Прикрепленные файлы: 1 файл
Курсовая работа.doc
Министерство образования и науки Российской Федерации
ТОМСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ
СИСТЕМ УПРАВЛЕНИЯ И РАДИОЭЛЕКТРОНИКИ
Кафедра радиоэлектронных технологий и экологического мониторинга (РЭТЭМ)
СОЛНЕЧНАЯ РАДИАЦИЯ В АТМОСФЕРЕ
________ И.И. Винник
доцент каф. РЭТЭМ, к.б.н.
Курсовая работа 35 с., 5 источника.
СОЛНЕЧНАЯ РАДИАЦИЯ В АТМОСФЕРЕ
Объектом изучения является влияние солнечной радиации на атмосферу.
Целью курсовой работы является изучение солнечной радиации на атмосферу и на окружающую среду.
Список экспериментальных данных, свидетельствующих о наличии статистически достоверных связей между различными погодными явлениями и солнечной (и магнитной) активностью можно было бы увеличить в десятки или даже сотни раз. И, тем не менее, сама идея о влиянии солнечной активности на состояние нижней атмосферы многими геофизиками решительно отвергается как совершенно неприемлемая. И прежде всего дело в том, что мощность атмосферных процессов на несколько порядков превышает поток энергии, вносимой в околоземное космическое пространство (магнитосферу Земли) солнечным ветром; в связи с этим представляется крайне маловероятным, чтобы солнечная активность могла существенно воздействовать на состояние нижней атмосферы
Курсовая работа выполнена в текстовом редакторе Microsoft Word 2007 и представлена на флэш - носителе.
Одна из самых актуальных и в то же время вызывающая ожесточенные споры проблема современной геофизики – воздействие солнечной активности на состояние нижней атмосферы и погоду Земли.
Целью курсовой работы является изучение солнечной радиации на атмосферу и на окружающую среду.
Руководитель курсовой работы
доцент каф. РЭТЭМ, к.б.н.
______________С. А. Полякова
_____________И. И. Винник
Введение
Солнце играет исключительную роль в жизни Земли. Весь органический мир нашей планеты обязан Солнцу своим существованием. Солнце - не только источник света и тепла, но и первоначальный источник многих других видов энергии (энергии нефти, угля, воды, ветра).
Под солнечной радиацией мы понимаем весь испускаемый Солнцем поток радиации, который представляет собой электромагнитные колебания различной длины волны.
Так же существует интенсивность солнечной радиации, которая зависит в первую очередь от высоты стояния солнца над горизонтом. Если солнце находится в зените, то путь, который проходит солнечные лучи, будет значительно короче, чем их путь, если солнце находится у горизонта. Интенсивность солнечной радиации зависит также от того под каким углом падают солнечные лучи, от этого зависит и освещаемая территория (при увеличении угла падения площадь освещения увеличивается). Таким образом, та же солнечная радиация приходится на большую поверхность, поэтому интенсивность уменьшается. Интенсивность солнечной радиации зависит от массы воздуха, через который проходит солнечные лучи. Особое значение представляет влияние на интенсивность солнечной радиации состояние атмосферы, ее загрязнение. Если атмосфера загрязнена, то интенсивность солнечной радиации снижается. Наибольшая интенсивность солнечной радиации отмечается летом, меньшая - зимой. По своему биологическому действию солнечная радиация неоднородна: оказывается, каждая длина волны оказывает различное действие на организм человека.
Цели и задачи. Целью курсовой работы является изучение солнечной радиации на атмосферу и на окружающую среду.
1 РАДИАЦИЯ В АТМОСФЕРЕ
Электромагнитная радиация, которую просто называют солнечной радиацией, радиацией или излучением, есть форма материи, отличная от вещества. Частным случаем ее является видимый свет, но к ней относят также не воспринимаемые глазом гамма-лучи, рентгеновы лучи, ультрафиолетовые, инфра- красные лучи, радиоволны. Радиация распространяется по всем направлениям от источника радиации, излучателя, в виде электромагнитных волн разной длины, со скоростью, очень близкой к 300 000 км/сек. Электромагнитными волнами называются распространяющиеся в пространстве колебания, то есть периодические изменения электрических и магнитных сил; они вызываются движением электрических зарядов в излучателе.
Все тела, имеющие температуру выше абсолютного нуля, испускают радиацию при перестройке электронных оболочек их атомов и молекул, а также при изменениях в колебании атомных ядер в молекулах и во вращении молекул. В метеорологии приходится иметь дело преимущественно с этой температурной радиацией, определяемой температурой излучающего тела и его излучательной способностью. Наша планета получает такую радиацию от Солнца; земная поверхность и атмосфера в то же время сами излучают температурную радиацию, но в других диапазонах длин волн. Длины волн радиации измеряют с большой точностью, и поэтому удобно выражать их в единицах, значительно меньших, чем микрон. Это миллимикрон (ммк) – тысячная доля микрона и ангстрем (А) – десятитысячная доля микрона.
Температурную радиацию с длинами волн от 0,002 до 0,4 мк называют ультрафиолетовой. Она невидима, то есть не воспринимается глазом. Радиация от 0,4 до 0,75 мк – это видимый свет, воспринимаемый глазом. Свет с длиной волны около 0,40 мк – фиолетовый, с длиной волны около 0,75 мк – красный. На промежуточные длины волн приходится свет всех цветов спектра. Радиация с длинами волн более 0,75 мк и до нескольких сотен микронов называется инфракрасной; она, также как и ультрафиолетовая, невидима. Коротковолновая радиация располагается в диапазоне коротких волн длиной от 0,1 до 4 мк. Данная радиация включает в себя видимый человеческому глазу свет (0,4 – 0,75 мк), ближайшие к нему по длине волны ультрафиолетовую и инфра - красную радиацию. К длинноволновой относится радиация с длиной волны от 4 до 120 мк. Солнечная радиация на 99% является коротковолновой.
Тело, испускающее температурную радиацию, охлаждается, его тепловая энергия переходит в энергию радиации. Когда радиация падает на другое тело и поглощается им, энергия радиации переходит в тепловую энергию, то есть температурная радиация нагревает тело, на которое она падает.
Некоторые вещества в особом состоянии испускают радиацию в большом количестве и в другом диапазоне длин волн, чем это следует по их температуре. Таким образом, возможно, например, излучение видимого света при таких низких температурах, при которых вещество обычно не светится. Эта радиация, не подчиняющаяся законам температурного излучения, называется люминесценцией. Для этого вещество предварительно должно поглотить определенное количество энергии и прийти в так называемое возбужденное состояние, более богатое энергией, чем нормальное
состояние вещества. При обратном переходе вещества из возбужденного состояния в нормальное и возникает люминесценция. Люминесценцией объясняются полярные сияния и свечение ночного неба.
1.1 Изменение солнечной радиации в атмосфере и у земной поверхности
Радиацию, приходящую к земной поверхности непосредственно от Солнца, называют прямой солнечной радиацией, в отличие от радиации, рассеянной в атмосфере. Солнечная радиация распространяется от Солнца по всем направлениям. Но расстояние от Земли до Солнца так велико, что прямая радиация падает на любую поверхность на Земле практически в виде параллельного пучка лучей. Проходя сквозь атмосферу, солнечная радиация частично рассеивается атмосферными газами и аэрозольными примесями и переходит в особую форму рассеянной радиации. Она частично поглощается молекулами газов и примесями и переходит в теплоту, то есть идет на нагревание атмосферы, а частично достигает земную поверхность и нагревает ее. Какая-то часть рассеянной радиации, отражаясь, уходит в межпланетное пространство.
Рассеяние тем больше, чем больше примесей в атмосферном воздухе. Вообще рассеяние – это частичное преобразование радиации, идущей в определенном направлении, в радиацию, идущую по всем направлениям. Солнечные лучи, встречаясь с молекулами газов, примесями и аэрозолями, теряют свое прямолинейное направление движения и распространяются от рассеивающих частиц таким образом, как если бы они сами были источниками радиации. Около 25% радиации превращается в атмосфере в рассеянную радиацию, две трети от нее доходят до земной поверхности, но это уже особый вид радиации, так как рассеянная радиация приходит к земной поверхности не от солнечного диска, а от всего небесного свода. Из-за этого ее приток измеряют на горизонтальной поверхности. Понятно, что единица площади, расположенной перпендикулярно к солнечным лучам, получит максимально возможное в данных условиях количество радиации.
Приток солнечной радиации в кал. на земную поверхность или на любой вышележащий уровень в атмосфере характеризуется интенсивностью радиации J, то есть количеством лучистой энергии, поступающей за единицу времени (одну мин) на единицу площади (кв.см), перпендикулярной солнечным лучам.Эту величину называют еще потоком радиации, а также плотностью потока радиации. Приток солнечной радиации на горизонтальную поверхность часто называют инсоляцией, хотя этот термин применяется и в более общем значении.
Интенсивность солнечной радиации перед ее вступлением в атмосферу (на верхней границе атмосферы) называют солнечной постоянной. Она не зависит от поглощения и рассеяния радиации в атмосфере, поскольку на нее атмосфера не влияет. Солнечная постоянная зависит, таким образом, только от излучательной способности Солнца и от расстояния между Землей и Солнцем. Земля вращается вокруг Солнца по мало растянутому эллипсу, в одном из фокусов которого находится Солнце. В начале января она близка к Солнцу (147 млн.км), в начале июля – наиболее отдалена (152 млн.км). Так как интенсивность радиации меняется обратно пропорционально квадрату расстояния, то солнечная радиация в течение года меняется на ±3,5%. При среднем расстоянии до Солнца солнечная постоянная равна 2,00±0,04 кал/см2 мин. Однако за стандартное ее значение по международному соглашению принята величина 1,98 кал/см2⋅мин.При рассеивании радиации изменяется ее спектральный состав в пользу коротковолнового излучения, но в солнечном спектре у земной поверхности не наблюдаются волны короче 0,29 мк.
На интенсивность рассеивания влияют размеры рассеивающих частиц: чем они меньше, тем сильнее рассеиваются коротковолновые лучи в сравнении с длинноволновыми. Поэтому в рассеянной радиации лучи фиолетового и синего частей спектра преобладают над оранжевыми и красными. А максимум энергии прямой солнечной радиации приходится у земной поверхности на область желто-зеленой части спектра. Частички атмосферы диаметром более 1,2 мк вызывают не рассеивание, а диффузное отражение, при котором радиация отражается данными частичками как маленькими зеркалами без изменения спектрального состава.
Рассеивание радиации в атмосфере обуславливает рассеивание света в дневное время, и даже тогда, когда Солнце закрыто облаками. И после захода Солнца вечером темнота наступает не сразу: небо посылает к земной поверхности рассеянную радиацию и само остается светлым. Аналогично утром небо светлеет до восхода Солнца. Явление это называется сумерками (вечерними и утренними). Причина – освещение Солнцем, находящимся под линией горизонта, верхних слоев атмосферы с ее эффектом частичного рассеивания прямой солнечной радиации.
В отсутствие атмосферы было бы светло только там, куда падают прямые солнечные лучи или лучи, отраженные земной поверхностью. Оставшаяся прямая солнечная радиация достигает земной поверхности, частично отражаясь от нее, но в большей степени поглощаясь ею и нагревая ее.При наиболее высоком стоянии Солнца, когда воздух наиболее чист, интенсивность прямой радиации на уровне моря составляет 1,5 кал/см2 мин. По мере приближения Солнца к горизонту и увеличения толщи воздуха, проходимой солнечными лучами, интенсивность прямой радиации убывает.
В атмосфере поглощается сравнительно небольшое количество радиации, главным образом, инфракрасной частью спектра. Разные газы поглощают радиацию в разных участках спектра по-разному. Например, азот поглощает радиацию в ультрафиолетовой части спектра; кислород – в видимой и ультрафиолетовой частях; атмосферный озон – в ультрафиолетовой части, углекислый газ сильно поглощает радиацию в инфракрасной части, водяной пар (более других) – в инфракрасной части спектра. Поглощают солнечную радиацию также аэрозоли.
В каждом месте поглощение меняется с течением времени в зависимости от:
1) переменного содержания в воздухе примесей;
2) высоты Солнца над горизонтом, то есть от толщины слоя воздуха, проходимого лучами сквозь атмосферу на пути к земной поверхности.
1.2 Явления рассеянной радиации
Голубой цвет неба – это цвет самого воздуха, обусловленный рассеянием в нем солнечных лучей. Воздух прозрачен в тонком слое, как и вода. Но в мощной толще атмосферы воздух имеет голубой цвет, как, скажем, вода глубиной в несколько метров имеет зеленоватый цвет. С высотой, по мере уменьшения плотности воздуха, то есть количества рассеивающих частиц, цвет неба темнеет и переходит в густо синий, а в стратосфере – в черно - фиолетовый. Чем больше в воздухе помутняющих примесей более крупных размеров, чем молекулы воздуха, тем больше доля длинноволновых волн в спектре солнечной радиации и тем белесоватее становится окраска небесного свода.
Частицами тумана, облаков и крупной пыли, диаметром более 1,2 мк, лучи всех длин волн диффузно отражаются одинаково, поэтому отдаленные предметы заволакиваются уже не голубой, а белой или серой завесой.
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*10 23 эрг/с. Энергетический спектр солнечной радиации на границе атмосферы близок к спектру абсолютно черного тела с температурой порядка 6000 0 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 5713 0 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~6000 0 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 £75 0 (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 [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 / см 2 * мин. [2] (3),
где m - пройденный лучами путь,v - общее содержание водяного пара в вертикальном столбе атмосферы единичного сечения (1 см 2 ). 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] ).
| 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)), 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 2 ( 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 )* cos 2 ( 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 |
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..
Влияние лучистой энергии Солнца на поверхность Земли, поглощение солнечного излучения атмосферой. Основные поглотители длинноволновой радиации в дневное и ночное время. Спектры излучения Солнца, наблюдаемый выше атмосферы Земли и на уровне моря.
| Рубрика | Экология и охрана природы |
| Вид | реферат |
| Язык | русский |
| Дата добавления | 18.12.2014 |
| Размер файла | 390,5 K |
Студенты, аспиранты, молодые ученые, использующие базу знаний в своей учебе и работе, будут вам очень благодарны.
Необходимость нахождения радиационного баланса атмосферы возникает во многих задачах моделирования климата, прогноза погоды, оценки последствий человеческой деятельности. Одна из основных проблем, возникающих при численном моделировании атмосферной радиации, связана с наличием большого числа молекулярных линий поглощения, что сильно затрудняет вычисление интегральных по спектру характеристик излучения. Атмосфера не является оптически тонкой или оптически толстой одновременно для всех участков спектра.
Резко меняющиеся вероятности поглощения квантов в близлежащих энергиях приводят к сложному закону пространственного затухания интегральной интенсивности излучения, заметно отличающемуся от экспоненциального. Спектр излучения коррелирует с каждым резонансом поглощения. Основная передача радиации происходит в крыльях линий. Кроме того, имеет место значительная изменчивость и неоднородность по высоте концентраций поглощающих и рассеивающих компонент атмосферы.
В настоящее время усилиями экспериментаторов, теоретиков и вычислителей накоплено большое количество спектроскопических данных о сечениях поглощения в линиях атмосферных газов и малых примесей 6, а также данных о рассеянии и поглощении радиации частицами облаков и атмосферными аэрозолями. Информация о сечениях поглощения сведена в компьютерные библиотеки данных, что облегчает ее уточнение и, главное, значительно увеличивает доступность информации для использования. Например, банк данных HITRAN-92 в диапазоне от 40 см-1 до 22650 см-1 содержит параметры примерно 700 тысяч линий молекулярного поглощения 32 атмосферных газов с учетом разного изотопного состава молекул (всего с изотопами. солнце радиация спектр атмосфера
Радиация в атмосфере
Радиация в атмосфере - это электромагнитное излучение Солнца, которое распространяется со скоростью 300 000 км / с. ее составляющими являются видимый свет и невидимые глазом гамма-лучи, рентгеновские, ультрафиолетовые, инфракрасные лучи, радиоволны. Солнце является для Земли основным источником тепла и света.
Лучистая энергия Солнца превращается в тепло частично в самой атмосфере, но главным образом на земной поверхности. Она нагревает верхние слои почвы и воды, а от них и воздуха. Нагретая земная поверхность и нагретая атмосфера сами излучают невидимую инфракрасную радиацию в космическое пространство и охлаждаются.
Излучения Солнца, которое получает поверхность Земли, может быть разделено на прямой, рассеянный и поглощено. Это связано с его изменениями при прохождении через атмосферу.
Прямое солнечное излучение приходит к земной поверхности непосредственно от солнечного диска в виде пучка параллельных лучей. Приток прямого излучения характеризуется интенсивностью - количеством лучистой энергии, поступающей на поверхность, перпендикулярную к солнечным лучам. Интенсивность потока солнечного излучения на верхней границе атмосферы при средней расстоянии Земли от Солнца называется солнечной постоянной. По последним данным она равна 1,353 кВт / м 2 .
В среднем на каждый квадратный километр земной поверхности приходится за год 4,27 Ч 10 16 Дж солнечного излучения.
Чтобы получить такое количество тепла искусственно, надо было бы сжечь более 400 тыс. т каменного угля. За год земная поверхность получает от Солнца почти в 250 раз больше энергии, чем ее производят все электростанции мира. При этом солнечное излучение, достигающее Земли, составляет менее двух миллиардных процента всего излучения Солнца. Насколько значительное это количество энергии понимаем, когда становимся свидетелями стремительного таяния снега в теплый день, быстрого испарения влаги после дождя, силы ветра во время бури или безумства морского шторма. Все эти процессы происходят под влиянием Солнца.
На пути к Земле небольшая часть солнечного излучения поглощается атмосферой. Поглощение это носит выборочный характер, ибо различные газы поглощают излучение неодинаково. Азот и кислород поглощают только ультрафиолетовые волны. Более сильным поглотителем является озон. Интенсивно поглощает излучение в инфракрасной области углекислый газ. Основным же поглотителем в атмосфере является водяной пар, сосредоточена главным образом в нижней части тропосферы. Солнечное излучение поглощают также облака и атмосферные примеси. Благодаря явлениям поглощения средняя температура воздуха составляет +14 ° С, тогда как в случае отсутствия атмосферы она равнялась 6-22 ° С. А это значит, что Земля превратилась бы в мертвую ледово-каменной пустыню.
В целом в атмосфере поглощается 15-20% солнечного излучения. Поглощение меняется во времени в зависимости от содержания в воздухе поглощенных субстанций (прежде всего водяного пара и пыли), а также от высоты Солнца над горизонтом, так как при этом изменяется толщина воздуха, через которую проходят лучи.
Температура поверхности Земли в среднем составляет 15°С (288 К). Имея такую температуру, Земля излучает в атмосферу в основном длинноволновую инфракрасную (тепловую) радиацию.Длина волны, на которую приходится максимум энергии, составляет 10 мкм (рис. 1.4).
Атмосфера поглощает значительную часть длинноволнового излучения земной поверхности. Основными поглотителями длинноволновой радиации являются углекислый газ (С02) и особенно вода (Н20), поскольку воды в атмосфере много. Облака состоят из жидкой (капли), твердой (кристаллы) и газообразной (водяной пар) воды. Они интенсивно поглощают длинноволновое излучение Земли, действуя как изоляционный слой, подобно стеклянным стенкам парника. Такое воздействие носит название парникового эффекта.
Если ночь пасмурная, то она относительно теплая. Если же небо безоблачное, то часть энергии, излучаемая поверхностью Земли, уходит в космическое пространство и ночь холодная.
В дневное время потеря энергии за счет длинноволнового излучения незаметна, так как перекрывается приходящей солнечной энергией. Облака могут поглощать, отражать и излучать длинноволновую радиацию. Сама атмосфера также излучает длинноволновую радиацию. Ту часть длинноволнового излучения атмосферы, которое направлено вниз к поверхности Земли, называют излучением атмосферы.
Длина волны, мкм Рис. 1.4. Излучение поверхности Земли и полосы поглощения
Обозначение для прямой и рассеянной солнечной радиации, в основном заключающейся в интервале длин волн от 0,17 до 4 мкм,
Влияние солнечной радиации на климат
Спектр излучения Солнца, наблюдаемый выше атмосферы Земли и на уровне моря
Солнечная радиация сильно влияет на Землю только в дневное время, безусловно -- когда Солнце находится над горизонтом. Также солнечная радиация очень сильна вблизи полюсов, в период полярных дней, когда Солнце даже в полночь находится над горизонтом. Однако зимой в тех же местах Солнце вообще не поднимается над горизонтом, и поэтому не влияет на регион. Солнечная радиация не блокируется облаками, и поэтому всё равно поступает на Землю (при непосредственном нахождении Солнца над горизонтом). Солнечная радиация -- это сочетание ярко-жёлтого цвета Солнца и тепла, тепло проходит и сквозь облака. Солнечная радиация передаётся на Землю посредством излучения, а не методом теплопроводности.
Сумма радиации, полученной небесным телом, зависит от расстояния между планетой и звездой -- при увеличении расстояния вдвое количество радиации, поступающее от звезды на планету уменьшается вчетверо (пропорционально квадрату расстояния между планетой и звездой). Таким образом, даже небольшие изменения расстояния между планетой и звездой (зависит от эксцентриситета орбиты) приводят к значительному изменению количества поступающей на планету радиации. Эксцентриситет земной орбиты тоже не является постоянным -- с течением тысячелетий он меняется, периодически образуя практически идеальный круг, иногда же эксцентриситет достигает 5 % (в настоящее время он равен 1,67 %), то есть вперигелии Земля получает в настоящее время в 1,033 больше солнечной радиации, чем в афелии, а при наибольшем эксцентриситете -- более чем в 1,1 раза. Однако гораздо более сильно количество поступающей солнечной радиации зависит от смен времён года -- в настоящее время общее количество солнечной радиации, поступающее на Землю, остаётся практически неизменным, но на широтах 65 С. Ш. (широта северных городов России, Канады) летом количество поступающей солнечной радиации более чем на 25 % больше, чем зимой. Это происходит из-за того, что Земля по отношению к Солнцу наклонена под углом 23,3 градуса. Зимние и летние изменения взаимно компенсируются, но тем не менее по росту широты места наблюдения всё больше становится разрыв между зимой и летом, так, на экваторе разницы между зимой и летом нет. За Полярным кругом же летом поступление солнечной радиации очень высоко, а зимой очень мало. Это формирует климат на Земле. Кроме того, периодические изменения эксцентриситета орбиты Земли могут приводить к возникновению различных геологических эпох: к примеру, ледникового периода.
Солнце является практически основным источником энергии на Земле, поэтому знание всех закономерностей прихода к атмосфере лучистой энергии Солнца, законов ее поглощения и рассеяния атмосферой, а также роли земной поверхности и атмосферы в формировании потоков длинноволновой радиации чрезвычайно важно. Изучение этой темы следует начать с основных законов излучения абсолютно черного тела (законов Кирхгофа, Стефана-Больцмана и Вина). При этом надо освежить в памяти такие понятия, как спектр излучения по длинам волн, поток радиации, спектральная плотность потока, коэффициенты поглощения, отражения, пропускания (массовые и объемные) и т.д.
Далее следует перейти к рассмотрению тех процессов, которые связаны с ослаблением атмосферой потока солнечной радиации. Основным законом является закон Буге. Здесь введены новые понятия оптической массы атмосферы, коэффициента прозрачности атмосферы. Обратите внимание на связь монохроматических потоков с интегральными, на селективный характер поглощения солнечной радиации в атмосфере, на физический смысл фактора мутности атмосферы. Необходимо научиться вычислять суммы прямой, рассеянной и суммарной радиации, характеристики прозрачности атмосферы. Покажем способы решения таких задач на конкретных примерах.
Задача 1. При высоте солнца 30° прямая радиация на перпендикулярную поверхность у земли составила / = 0,72 кВт/м . Вычислить коэффициент прозрачности р, коэффициент ослабления т и фактор мутности Т.
Решение.
Коэффициент прозрачности идеальной атмосферы Ри при числе масс атмосферы m = 2 найдем по таблице (см. [2]):
P=
;
Проанализируйте суточный и годовой ход радиационного баланса деятельного слоя земли на различных широтах, в условиях различных отражательных свойств поверхности (величины альбедо), различного режима температуры, влажности и облачности в нижнем слое атмосферы.
С процессами рассеяния, поглощения, поляризации света связан ряд оптических явлений. Рассмотрите их. Изучите основы теории дальности видимости. Разберитесь в определении метеорологической дальности видимости (МДВ). Почему она зависит главным образом от прозрачности атмосферы?
Изменение плотности воздуха с высотой может привести к оптическим явлениям, обусловленным рефракцией света. Изучите их.
Литература
[1] - Раздел П, гл.6, § 2-7; гл. 7, § 1-5; гл. 8, § 1-2.
Вопросы для самопроверки
1. Что Вы знаете о строении Солнца? Какова температура излучения фотосферы Солнца? Нарисуйте спектр солнечного излучения.
2. Что такое солнечная активность?
3. Что называется солнечной постоянной? В каких единицах она измеряется?
4. Что называется абсолютно черным телом? Как связана величина падающего потока солнечной радиации с его отражением, поглощением, пропусканием?
5. Напишите и проанализируйте законы Кирхгофа, Планка, Стефана-Больцмана, Вина.
6. Объясните физический смысл закона Буге, оптической массы атмосферы, массовых и объемных коэффициентов ослабления (их размерности).
7. Что такое коэффициент прозрачности? Как интегральный коэффициент прозрачности зависит от числа масс атмосферы?
8. Каковы основные выводы теории молекулярного рассеяния?
9. Объясните характер рассеяния лучистой энергии на крупных частицах.
10. Какие газы поглощают солнечную радиацию? Назовите полосы их поглощения.
11. Какой является рассеянная радиация (коротковолновой или длинноволновой)? Почему?
12. Как рассчитать число масс атмосферы? Какие вы знаете способы его определения?
13. Что такое альбедо?
14. Каков спектральный состав излучения Земли и атмосферы? От каких причин он зависит?
15. Какие газы, входящие в состав атмосферы, поглощают излучение Земли?
16. Что такое эффективное излучение Земли? От чего зависит его знак?
17. Какой знак имеет эффективное излучение при инверсии температуры, при тумане?
18. Каковы основные закономерности молекулярного рассеяния света в атмосфере?
19. Каковы основные закономерности аэрозольного рассеяния света в атмосфере?
20. Какие факторы влияют на радиационный баланс подстилающей поверхности?
21. Каков годовой и суточный ход радиационного баланса на северном полюсе, на экваторе, в Санкт-Петербурге?
Задачи и методы градиентных измерений. Задача градиентных наблюдений - определение переноса в атмосфере некоторой физической субстанции (например, тепла, влаги, примесей). Вертикальные потоки в атмосфере могут измеряться двумя существенно различными методами: пульсационным и градиентным. Интенсивность турбулентных потоков тепла и влаги на гидрометеорологических станциях определяется двумя методами: методом теплового баланса и методом турбулентной диффузии. Метод теплового баланса является наиболее надежным и применяется в случаях, когда на станции измеряется величина радиационного баланса /2-4/.
Тепловой режим Земли (атмосферы) формируется в конечном счете под влиянием результирующего притока тепла. Формулы, с помощью которых определяется результирующий приток тепла, называют уравнениями теплового баланса.
Поглощенная деятельным слоем солнечная радиация (B,S,D) расходуется:
на тепло, отдаваемое атмосфере посредством турбулентного перемешивания (P).
на испарение воды с земной поверхности (LE). Если Е масса испарившейся воды, то затраты тепла на испарение равны LE, где L – удельная теплота парообразования;
на тепло, идущее в нижележащие слои гидросферы или литосферы (R).
Приравнивая радиационные потоки тепла сумме всех других затрат тепла, получим уравнение теплового баланса.
Уравнение теплового баланса имеет вид: B+P+R+LE=0.
Каждый из потоков тепла может быть направлен к подстилающей поверхности или от нее. Из всех 4-х составляющих теплового баланса непосредственно измеряется только В, остальные составляющие определяются по расчетным формулам по данным градиентных наблюдений за температурой, влажностью воздуха, скоростью ветра, температурой и влажностью воздуха на различных глубинах.
Расчет составляющих теплового баланса: турбулентного потока (Р), потоков тепла в верхних слоях почвы (R) и затрат тепла на испарение (LE) градиентным методом производится по формулам:
P= -kρcp,
где k- коэффициент турбулентности, ρ- плотность воздуха, cp – удельная теплоемкость при р=сonst, -вертикальный градиент температуры воздуха.
LE = -kρв,
где k- коэффициент турбулентности, ρ- плотность воздуха, в= 0.622,
-вертикальный градиент влажности воздуха.
R= -kмρпочcп,
где kм- коэффициент температуропроводности почвы, ρпоч- плотность почвы, cp – удельная теплоемкость почвы, , -вертикальный градиент температуры почвы.
Тепловой баланс у земной поверхности определяется:
Радиационными потоками B = (S / sinh+D)(1-A) - Eэф
Турбулентными и конвективными потоками в воздухе, возникающими в ходе тепло- и влагообмена нижнего слоя атмосферы с подстилающей поверхностью (P).
Потоками тепла в верхних слоях почвы (R).
Потоками тепла, связанными с фазовыми переходами воды (LE) .
Лучистая энергия в атмосфере и на земной поверхности
Основным источником энергии почти для всех природных процессов, происходящих на поверхности земли и в атмосфере, является лучистая энергия, поступающая на Землю от Солнца. Энергия, поступающая к поверхности земли из глубинных ее слоев, выделяющаяся при радиоактивном распаде, приносимая космическими лучами, а также излучение, приходящее к Земле от звезд, ничтожно малы по сравнению с энергией;, поступающей на Землю от Солнца /2-4/.
Кроме лучистой энергии, т. е. электромагнитных волн, от Солнца приходят к Земле также различные потоки заряженных частиц, главным образом электронов и протонов, движущихся со скоростями в сотни и даже тысячи километров в секунду. Электромагнитные же волны распространяются со скоростью 300000 км/с. Длина этих волн составляет от 10 7 — 10 4 мкм (рентгеновские лучи и гамма-лучи) до нескольких километров (радиоволны). Основная часть энергии, излучаемой Солнцем и поступающей на Землю, представляет собой ультрафиолетовые, видимые и инфракрасные лучи, имеющие длины волн 0,1-30 мкм. Эта часть электромагнитного излучения Солнца и называется в метеорологии солнечной радиацией.
Потоки лучистой энергии в атмосфере.
Солнечная радиация, поступившая на верхнюю границу атмосферы, на своем пути до земной поверхности претерпевает ряд изменений, вызванных ее поглощением и рассеиванием в атмосфере. Радиация, поступающая от Солнца в атмосферу и затем на земную поверхность в виде пучка параллельных лучей, называется прямой. Значительная часть прямой радиации, пришедшей к верхней границе атмосферы, достигает земной поверхности.
Часть солнечной радиации рассеивается молекулами атмосферных газов и аэрозолями и поступает к земной поверхности в виде рассеянной радиации.
Часть солнечной радиации, отражающаяся от земной поверхности и атмосферы (в основном от облаков), называется отраженной радиацией.
Земля и атмосфера в соответствии с их температурой непрерывно излучают невидимую инфракрасную радиацию. Излучение Земли почти полностью поглощается атмосферой. Часть излучения атмосферы, направленная к Земле, называется встречным излучением атмосферы. Часть же атмосферного излучения, направленная вверх не прошедшая через всю толщу атмосферы, уходит в мировое пространство и называется уходящим излучением атмосферы. Земная, и атмосферная радиация, так же как и солнечная, частично поглощается и отражается атмосферой.
Все перечисленные потоки лучистой энергии отличаются друг от друга по спектральному составу, т. е. по длинам волн. В метеорологии принято рассматривать радиацию коротковоновую и длинноволновую. К коротковолновой относят радиацию с длинами волн от 0,1 до 4 мкм т. е. не только видимую, но и ближайшие к ней по длинам волн ультрафиолетовую и инфракрасную части спектра. Солнечная радиация в подавляющей своей части является коротковолновой. Радиацию земной поверхности и атмосферы, имеющую длины волн от 4 до 120 мкм, относят к длинноволновой.
Количественно лучистая энергия характеризуется потоком радиации. Поток радиации—это количество лучистой энергии, которое поступает в единицу времени на единицу поверхности. В СИ поток радиации выражается в Вт/м 2 . В метеорологии поток радиации до недавнего времени выражали в кал/ (мин см 2 ) (1 кал/ (мин см 2 ) = 0,698 кВт/м 2 ).
Количество прямой радиации S, приходящей в единицу времени на единицу поверхности, перпендикулярной солнечным лучам, называется плотностью потока прямой радиации.
Раздел метеорологии, изучающий солнечную, земную и атмосферную радиацию, называется актинометрией. Одна из основных задач актинометрии — измерение потоков лучистой энергии. При этом часто бывает необходимо знать положение солнца на небесном своде, которое характеризуется его координатами, например высотой, азимутом, склонением, часовым углом.
Читайте также: