Общая_климатологияКн1

Во втором случае при уменьшении угла наклона земной оси уменьшается амплитуда внутригодовых колебаний и увеличиваются широтные контрасты, что является благоприятными условиями для возникновения оледенений на планете. Это связано с тем, что теплая зима практически не изменяет площадь снежного покрова и альбедо планеты, но из-за холодного лета снег может не стаять и постепенно накапливаться за многолетний период.

7.3. Трансформация солнечной энергии в атмосфере

Солнечная радиация при продвижении сквозь толщу атмосферы к поверхности Земли ослабевает за счет двух причин [7]:

-поглощения термодинамическими активными примесями;

-рассеяния в облаках, аэрозолях, и за счет микронеоднородностей воздуха.

Поглощение

Коротковолновое излучение Солнца охватывает спектральный интервал от 0,1 до 4 мкм. Излучение с длинами волн короче 0,29мкм полностью поглощается уже в самых верхних слоях атмосферы молекулами азота, кислорода, озона и атомами азота и кислорода. При поглощении излучения происходит либо, разогрев воздуха, либо его ионизация. Поэтому температура воздуха и концентрация ионов в верхнем слое атмосферы – термосфере или ионосфере очень велики. В результате поглощения солнечного ультрафиолетового излучения часть молекул кислорода и азота в верхней атмосфере претерпевает фотохимическую диссоциацию и распадается на атомарный кислород и азот, участвующие также в поглощении радиации.

Ниже, в мезосфере и верхней стратосфере, где поглощается относительно более длинноволновое и более интенсивное ультрафиолетовое излучение, энергия идет главным образом на нагревание воздуха. Здесь ведущую роль в поглощении радиации играет озон. Максимальная концентрация молекул озона наблюдается в слое от 20 до 35 км. Однако поглощательная способность озона в интервале 0,22–0,29 мкм настолько велика, что энергия этого сол-

370

нечного излучения полностью поглощается уже в самой верхней части слоя озона, на высоте около 55 км. Благодаря этому на данной высоте температура воздуха увеличивается до 10°С. Из всего потока солнечной радиации озон поглощает около 4% энергии. Таким образом, он имеет большое значение для термического режима мезосферы и верхней стратосферы. Но самое важная роль озона состоит в том, что он практически полностью поглощает опасное для всего живого на Земле жесткое ультрафиолетовое гамма, альфа и бета излучение или рентгеновские лучи. Кроме того, озон имеет полосы поглощения и в видимой части спектра 0,44–1,18 мкм (полосы Шаппюи). Особенно сильным является поглощение в диапазоне 0,22–0,29 мкм (полосы Хартли) и в диапазоне 0,31–0,36 мкм (полосы Хеггинса). Ультрафиолетовое излучение поглощается также кислородом в полосе 0,13–0,24 мкм. Водяной пар и углекислый газ имеют полосы поглощения, приходящиеся в основном на ближнюю инфракрасную область.

В нижней атмосфере имеется только одна газообразная составляющая, которая способна поглощать значительное количество солнечной радиации, – это водяной пар. Обычно им абсорбируется около 10% солнечного излучения, однако в зависимости от локальных концентраций водяных паров эта величина может несколько изменяться. Кроме того, часть радиации поглощается здесь облаками и присутствующими в атмосфере частицами пыли.

Изменение спектра приходящей солнечной радиации после его поглощения различными атмосферными газами показано на рис. 7.8.

Рассеяние

Рассеяние коротковолнового излучения в атмосфере происходит на микронеоднородностях воздуха, на частицах аэрозоля и облачных частицах, обладающими различными коэффициентами преломления. На неоднородностях воздуха или частицах с размерами меньше длины волны происходит рэлеевское рассеяние. В результате рассеяния формируется рассеянная радиация – часть солнечного излучения, преобразованная в атмосфере из прямой солнечной радиации в радиацию, идущую по всем направлениям.

371

Рис. 7.8. Трансформация спектра приходящей радиации в атмосфере Земли за счет поглощения

Значительная часть рассеянной радиации обусловлена рассеянием молекулами воздуха, которые вследствие беспорядочного теплового движения образуют флуктуации плотности и тем самым оптическую неоднородность атмосферы. Это молекулярное рассеяние очень близко к рассеянию по закону Релея, т. е. обратно пропорционально четвертой степени длины волны радиации, подвергающейся рассеянию. Радиация распространяется от рассеивающих частиц воздуха так, как если бы эти частицы сами были источником излучения.

Рассеяние на более крупных частичках аэрозолей (аэрозольное рассеяние) обратно пропорционально меньшим степеням длины волны, а для капель тумана, облаков и мороси совсем не зависит от длины волны и переходит в диффузное отражение.

Пространственное распределение интенсивности рассеянной радиации зависит от угла рассеяния (угол между направлениями падающего и отклоненного лучей рассеяния) и величины рассеивающей частички. Графически оно представляется индикатрисой рассеяния. В случае молекулярного рассеяния – рассеяние в направлении падающего луча и в обратном направлении одинаковы по интенсивности и вдвое больше, чем в направлении, перпен-

372

дикулярном к лучу. В случае рассеяния крупными частичками интенсивность в направлении падающего луча значительно превышает интенсивность в обратном направлении. Рассеянная радиация подвергается вторичному рассеянию.

Рассеянием радиации объясняются голубой цвет неба, дневное освещение в отсутствие прямых солнечных лучей, поляризация небесного света, дымка и другие оптические явления.

В идеальной атмосфере рассеяние является практически единственной причиной ослабления прямой солнечной радиации. В действительной атмосфере к нему присоединяется поглощение.

Наибольшее рассеяние (и поглощение) имеет место в облаках. На рис. 7.9 показаны схемы уменьшения приходящей солнечной радиации за счет поглощения и рассеяния в двух случаях: при ясном небе и при сплошной облачности. Как видно из рис. 7.9, при ясном небе до поверхности земли доходит 80% радиации, поступившей на верхнюю границу атмосферы. Потеря радиации в 20% связана со следующими процессами:

-рассеяние в космическое пространство в верхней атмосфере

(7%);

-поглощение радиации в верхней атмосфере в основном озоном

(3%);

-поглощение радиации в нижней атмосфере преимущественно водяным паром (10%).

Если же небо практически полностью покрыто облаками, то до поверхности земли доходит всего 25% поступающее радиации. При этом 20% обусловлено теми же причинами, что и при ясном небе, а еще 55% облаками:

-рассеяние или отражение радиации в космическое пространство

(45%);

-поглощение радиации в облаках (10%).

373

Рис.7.9. Трансформация приходящей радиации в атмосфере Земли за счет рассеяния и поглощения

В результате к поверхности земли доходит радиация двух видов: прямая (I), проходящая прямо через толщу атмосферы, и та часть рассеянной (i) или отраженной от облаков, аэрозолей или неоднородностей воздуха радиации, которая направлена к поверхности земли. Общая или суммарная радиация (S), доходящая до поверхности, поэтому является суммой прямой и рассеянной радиации. Суммарная радиация зависит от угла падения солнечных лучей, продолжительности дня, облачности, прозрачности атмосферы и ряда других факторов.

При расчетах вначале устанавливают зависимости ослабления радиации при безоблачном небе, а затем корректируют полученное значение на влияние облачности.

При безоблачной атмосфере приходящая суммарная радиация (S0) рассчитывается по формуле:

374

где: h0 − угловая высота Солнца, τ − оптическая масса атмосферы, b − множитель, зависящий от угловой высоты Солнца.

Наибольшая угловая высота Солнца в местный полдень и оптическая масса атмосферы зависят от широты места, поэтому и количество суммарной радиации тоже будет зависеть от широты. Такая зависимость представлена на рис. 7.10 для безоблачного неба. Из рис. 7.10 следует, что поток суммарной радиации при безоблачном небе быстро растет от приполярных районов до 50° широты, затем, медленно возрастая, достигает максимума у экватора.

Рис. 7.10. Зависимость суммарной солнечной радиации за год (S) от широты (φ) при безоблачном небе

При безоблачном небе приходящая солнечная радиация

375

где: n − балл облачности в долях единицы, a, b − эмпирические коэффициенты, зависящие от широты.

При расчете по (7.23) при отсутствии облачности (n=0) S составляет 80% от общей радиации на верхней границе атмосферы, при средней облачности (n = 0,5) S=65%, а при сплошной облачности (n=1) S=20%. Таким образом, облачность в среднем уменьшает приходящую радиацию еще на 20–30%.

В результате суммарного влияния факторов поглощения и рассеяния при средней облачности поверхности земли достигает в среднем 50–60% от приходящей к верхней границе атмосферы радиации.

Литература

1.Алисов Б.П., Дроздов О.А., Рубинштейн Е.С. Курс климатологии. Ч.I и II. – Л.:

Гидрометеоиздат, 1952. – 487 с.

2.Дроздов О.А., Васильев В.А., Кобышева Н.В., Раевский А.Н., Смекалова Л.К.,

Школьный Е.П. Климатология. – Л.: Гидрометеоиздат, 1989. – 568 с.

3.Кароль И.Л. Введение в динамику климата Земли. – Л.: Гидрометеоиздат,

1988. – 295 с.

4.Лобанов В.А., Смирнов И.А,. Шадурский А.Е. Практикум по климатологии.

Часть 1: учебное пособие. – СПб., 2011. – 144 с.

5.Лобанов В.А. Лекции по климатологии. Динамика климата (Книга 1). – СПб.: РГГМУ, 2016. – 332 с.

6.Матвеев Л.Т. Теория общей циркуляции атмосферы и климата Земли. – Л.: Гидрометеоиздат, 1991. – 215 с.

7.Матвеев Л.Т. Курс общей метеорологии. Физика атмосферы. – Л.: Гидрометеоиздат, 1984. – 751 с.

376

Учебное издание

Владимир Алексеевич Лобанов

ЛЕКЦИИ ПО КЛИМАТОЛОГИИ

ЧАСТЬ 1

ОБЩАЯ КЛИМАТОЛОГИЯ

Книга 1

Печатается в авторской редакции.

Подписано в печать __.2019. Формат 60×90 1/16.

Гарнитура Times New Roman.

Печать цифровая. Усл. печ. л. 23,63. Тираж 150 экз. Заказ № 784. РГГМУ, 192007, Санкт-Петербург, Воронежская ул., 79.

377