16. Фактор мутности. Парниковый эффект.

Фактор мутности- показывает сколько нужно взять чистых и сухих атмосф.,чтобы получить солнечную радиацию сколько создает запылённая атмосф., созданная водяным паром. Иначе говоря, фактор мутности даёт число идеальных атмосфер, которое нужно взять, чтобы получить такое же ослабление радиации, какое производит действительная атмосфера. T_М= , где τ-оптическая толща реальной атмос., -оптическая толща идеальной атмос. (Средние значения фактора мутности в равнинных пунктах умеренных широт близки к 3; в больших городах, где воздух особенно загрязнён, они могут превышать 4. В тропиках Т ближе к 4 и более. В горах значение Т — 2-3. Зимой они наименьшие, летом наибольшие, что просто объясняется годовым ходом влажности и запыление 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 вторжении тропического воздуха, содержащего много влаги и пыли, фактор мутности в Москве даже в среднем больше 3.5.) Парниковый эффект — повышение температуры нижних слоёв атмосферы планеты по сравнению с эффективной температурой, то есть температурой теплового излучения планеты, наблюдаемого из космоса. (Количественно величина парникового эффекта определяется как разница между средней приповерхностной температурой атмосферы планеты и её эффективной температурой . Парниковый эффект существенен для планет с плотными атмосферами, содержащими газы, поглощающие излучение в инфракрасной области спектра, и пропорционален плотности атмосферы. Следствием парникового эффекта является также сглаживание температурных контрастов как между полярными и экваториальными зонами планеты, так и между дневными и ночными температурами).

17. Прямая солнечная радиация - радиация, приходящая к земной поверхности непосредственно от Солнца. На земную поверхность солнечная радиация приходит пучком практически параллельных лучей и характеризуется интенсивностью радиации. Она зависит от высоты солнца над горизонтом, прозрачности воздуха, расстоянием между Зёмлёй и Солнцем, облачностью. S=S₀xp^m (ВТ/м²) (m-масса Земли; прозрачность атмосф.)

Суточный и годовой ход. Различия в энергетической освещенности в полдень при ясном небе в январе и июле в первую очередь связаны с различия­ми в полуденной высоте Солнца, которая зимой меньше, чем летом. В суточном ходе прямой радиации отражается также различная продолжительность дня летом и зимой. Изменение прямой радиации в течение дня при средних условиях облачности существенно отличается от изменений при ясном небе. И летом, и зимой величины радиации на перпендикулярную и горизонтальную поверхность меньше, чем при ясном небе. Кроме того, летом максимальные значения радиации смешены на предполуденные часы. Это определяется суточным ходом конвективной облачности, которая начинает развиваться в 9—10 ч утра и достигает максимума в полуденные и послеполуденные часы, уменьшая таким образом радиацию.

Минималь­ные значения в умеренных широтах приходятся на декабрь, когда высота Солнца всего меньше. Максимальная энергетическая освещенность прихо­дится не на летние месяцы, а на весенние. Дело в том, что весной воздух наименее замутнен продукта­ми конденсации и мало запылен. Летом запыление возрастает, а также увеличивается содержание водяного пара в атмосфере, что несколько уменьшает радиацию.

18. Рассеянная радиация, поступающая на горизонтальную по­верхность, также изменяется в течение дня: возрастает до полудня по мере увеличения высоты Солнца и убывает после полудня. Рассеянная радиация зависит от продолжительности дня и высоты Солнца, а также и от прозрачно­сти атмосферы, однако уменьшение прозрачности, т. е. увеличение числа помутняющих частиц в атмосфере, не уменьшает, а увеличи­вает рассеянную радиацию. Кроме того, рассеянная радиация в очень широких пределах меняется в зависимости от облачности; радиация, отраженная облаками, также частично рассеивается, в связи с чем общая рассеянная радиация возрастает. По той же причине отражение радиации снежным покровом увеличивает рассеянную радиацию. С увеличением высоты места над уровнем моря рассеянная радиация убывает. Рассеянная радиация может, таким образом, существенно дополнять прямую солнечную радиацию, особенно при низком Солнце. Рассеянная радиация не только увеличивает нагревание земной поверхности. Она увеличивает и освещенность на земной поверхности. Особенно существенно (иногда до 40%) увеличива­ется общая освещенность, если на небе есть облака, не закрываю­щие солнечный диск. По з-ну Релея в чистом воздухе, где рассеяние производится только молекулами газов ( размеры к-ых более чем в 10раз меньше длин волн света), рассеяние обратно пропорционально четвертой степени длины волны рассеиваемых лучей: iλ= Iλ ,где Iλ-спектральная плотность прямой радиации с длиной волны λ, iλ - спектральная плотность рассеянной радиации с длиной волны λ, а- коэффициент пропорциональности.

19. Спектральный состав солнечной радиации. На интервал длин волн между 0,1 и 4 мкм приходится 99% всей энергии солнечной радиации. Всего 1% остается на радиацию с меньшими и большими длинами волн, вплоть до рентгеновых лучей и радиоволн. Видимый свет занимает узкий интервал длин волн, всего от 0,40 до 0,75 мкм. Однако в этом интервале заключается почти половина всей солнечной лучистой энергии (46%). Почти столько же (47%) приходится на инфракрасные лучи, а остальные 7% - на ультрафиолетовые. В метеорологии принято выделять коротковолновую и длинноволновую радиацию. Коротковолновой называют радиацию в диапазоне длин волн от 0,1 до 4 мкм. Она включает, кроме видимого света, еще ближайшую к нему по длинам волн ультрафиолетовую и инфракрасную радиацию. Солнечная радиация на 99% является такой коротковолновой радиацией. К длинноволновой радиации относят радиацию земной поверхности и атмосферы с длинами волн от 4 до 100-120 мкм. Интенсивность прямой солнечной радиации. Солнечная постоянная - поток солнечной радиации перед вступлением ее в земную атмос. При среднем расстоянии Земли от Солнца. Солн. пост зависит только от излучательной способности Солнца. Она равна 1367 Вт/м².

20. Всю солнечную радиацию, приходящую к земной поверхности – прямую и рассеянную – называют суммарной радиацией. Таким образом, суммарная радиация Q = S sin h + D, Вт/м

где S – энергетическая освещенность прямой радиацией,

D – энергетическая освещенность рассеянной радиацией,

h – высота Солнца.

При безоблачном небе суммарная радиация имеет суточный ход с максимумом около полудня и годовой ход с максимумом летом. Частичная облачность, не закрывающая солнечный диск, увеличивает суммарную радиацию по сравнению с безоблачным небом; полная облачность, напротив, ее уменьшает. В среднем облачность уменьшает суммарную радиацию. Поэтому летом приход суммарной радиации в дополуденные часы в среднем больше, чем в послеполуденные. По той же причине в первую половину года он больше, чем во вторую.

21. Отраженная радиация-часть суммарной радиации, теряемая земной поверхностью в результате отражения. При определении планетарного альбедо Земли сюда же относится радиация, отраженная облаками, рассеянная вверх молекулами атмосферных газов и коллоидными частицами, взвешенными в воздухе, и вышедшая из атмосферы в мировое пространство.

Падая на земную поверхность, суммарная радиация в большей своей части поглощается в верхнем тонком слое почвы или в более толстом слое воды и переходит в тепло, а частично отражается. Величина отражения солнечной радиации земной поверхностью зависит от характера этой поверхности. Отношение количества отраженной радиации к общему количеству радиации, падающей на данную поверхность, называется альбедо поверхности. Это отношение выражается в процентах. Отношение уходящей в космос отраженной и рассеянной солнечной радиации к общему количеству солнечной радиации, поступающей к атмосфере, носит название альбедо Земли: А=R_к/Q *100%

22. Излучение земной поверхности. Верхние слои почвы и воды, снежный покров и растительность сами излучают длинноволновую радиацию; эту земную радиацию чаще называют собственным излучением земной поверхности. Земная поверхность излучает почти как абсолютно черное тело, и интенсивность ее излучения при +15° С, или 288° К, равна 0,6 кал/см2 мин. Столь большая отдача радиации с земной поверхности приводила бы к быстрому ее охлаждению, если бы этому не препятствовал обратный процесс - поглощение солнечной и атмосферной радиации земной поверхностью. Абсолютные температуры земной поверхности заключаются между 180 и 350°. При таких температурах испускаемая радиация практически заключается в пределах 4-120 мкм. Следовательно, вся эта радиация инфракрасная, не воспринимаемая глазом. По з-еу Стефана-Больцмана излучение абсолютно черной поверхности при абсолют. темп Т равно: Е _а.ч.т. =σТ⁴,где σ=5,7*10^-8 Вт/(м²*К⁴⁾.

Встречное излучение. Большая часть (70%) атмосферной радиации приходит к земной поверхности, остальная часть уходит в мировое пространство. Атмосферную радиацию, приходящую к земной поверхности, называют встречным излучением (Еа); встречным потому, что оно направлено навстречу собственному излучению земной поверхности. Земная поверхность поглощает это встречное излучение почти целиком (на 90-99%). Таким образом, оно является для земной поверхности важным источником тепла в дополнение к поглощенной солнечной радиации. Основной субстанцией в атмосфере, поглощающей земное излучение и посылающей встречное излучение, является водяной пар. Эффективное излучение. Встречное излучение всегда несколько меньше земного. Поэтому ночью, когда солнечной радиации нет и к земной поверхности приходит только встречное излучение, земная поверхность теряет тепло за счет положительной разности между собственным и встречным излучением. Эту разность между собственным излучением земной поверхности и встречным излучением атмосферы называют эффективным излучением (Е_е): E_e = E_s - E_a. Эффективное излучение представляет собой чистую потерю лучистой энергии, а следовательно, и тепла с земной поверхности ночью. Эффективное излучение, существует и в дневные часы. Но днем оно перекрывается или частично компенсируется поглощенной солнечной радиацией. Поэтому земная поверхность днем теплее, чем ночью.