Лекции по "Навигационной гидрометеорологии"

Приблизительно 99% солнечной радиации имеют длины волн от 0,15 до 4 мк. Максимум интенсивности солнечного света приходится на длину волны 0,5 мк (зелено-голубой свет). Максимум излучения Солнца приходится на 0,5 мкм (сине-голубой участок спектра).

В метеорологии принято выделять коротковолновую и длинноволновую радиацию. К коротковолновой относят радиацию в диапазоне длин волн от 0,1 до 4 мкм, т. е. она включает, кроме видимого участка спектра, еще и ближайшие к нему по длинам волн участки ультрафиолетового и инфракрасного спектра. Длинноволновая — это радиация с длинами волн от 4 до 100—120 мкм. Такой радиацией обладают земная поверхность и атмосфера.

Энергия корпускулярных потоков в среднем в 107 раз меньше, чем энергия электромагнитной радиации Солнца, и она сильно меняется в зависимости от солнечной активности. Под действием корпускулярной радиации происходит ионизация воздуха в верхних слоях атмосферы. Она влияет на магнитное поле Земли, в частности вызывая магнитные бури; ею обусловлены полярные сияния и другие явления в верхних слоях атмосферы. Ниже 90 км корпускулярная радиация почти не проникает.

Количество тепла, приносимого солнечной радиацией на 1 см2 поверхности, перпендикулярной солнечным лучам, в 1 мин называется интенсивностью солнечной радиации. Она измеряется специальными приборами — актинометрами и пиргелиометрами и выражается в кал/(см2-мин) (1 кал ==4,1868 Дж). Вычисления, основанные на многочисленных измерениях у земной поверхности, и непосредственно измерения, проведенные с помощью искусственных спутников Земли и геофизических ракет, показали, что при среднем расстоянии Земли от Солнца интенсивность солнечной радиации составляет 1,98 кал/(см2-мин) или 1,36 квт/м2. Эта величина называется солнечной постоянной.

Но постоянна ли она в действительности - остается неясным.

Земля вращается вокруг Солнца по эллиптической орбите и находится от него в среднем на расстоянии 150 млн. км. Колебания этой величины в настоящее время составляют около 5 млн. км в зависимости от времени года.

До недавнего времени солнечную постоянную определяли, измеряя радиацию на уровне поверхности Земли и внося поправки на ее уменьшение при прохождении через атмосферу. Колебания этой величины, измеренные в нашем веке, дают величину ошибки ее измерения ±5%. Использование данных космического зондирования дало бы нам возможность определить, существуют ли колебания величины солнечной постоянной, связанные, например, с солнечными пятнами -признаком солнечной активности, которые могут оказывать влияние на изменение климата Земли. Однако проблемы калибровки приборов, устанавливаемых на борту спутников Земли, препятствуют получению достаточно надежных данных.

Распределение солнечной радиации на верхней границе атмосферы и ее изменение по времени зависят от следующих причин.

1. От степени активности Солнца. В годы наибольшей активности солнечной деятельности солнечная радиация увеличивается. Солнечная постоянная в эти годы на 2% больше, чем в годы спокойного Солнца. С возрастанием активности солнечной деятельности на Земле увеличивается также интенсивность магнитных и ионосферных возмущений.

2. От расстояния между Землей  и Солнцем. Так как орбита Земли  представляет собой эллипс, в  одном из фокусов которого  находится Солнце, то расстояние  от Земли До Солнца в течение  года не остается постоянным.

В день зимнего солнцестояния — 22 декабря, когда Земля находится в перигелии, напряженность солнечной радиации примерно на 3,3% больше, а в день летнего солнцестояния — 22 июня на 3,3% меньше, чем весной и осенью.

3.0т угла падения лучей Солнца  на поверхность.

Если обозначить через h☼ высоту Солнца, то непосредственно на единицу горизонтальной поверхности АС приходится радиации во столько раз меньше, во сколько раз АС больше АВ. Обозначив количество солнечной радиации, падающей на 1 см2 в 1 мин на площадку АВ, через I0, а на площадку AC — через Ih, получим Ih = I0 sin h☼.

Из астрономии известно, что h☼ = sin φ sin δ + cos φ co δ cos t.

где φ — широта места; δ — склонение Солнца; t — местный часовой угол Солнца.

Следовательно, приток тепла от солнечной радиации, поступающей на горизонтальную поверхность, зависит от: широты места φ, чем в основном обусловливаются различия климатических поясов земного шара; склонения Солнца δ, изменяющегося в течение года от 23,5°N До 23,5°S, чем обусловливаются времена года; местного часового угла Солнца t, что обусловливает суточный ход интенсивности солнечной радиации.

На рис. 1.2.2 показано количество тепла, приносимого солнечной радиацией, поступающей на единицу горизонтальной поверхности верхней границы атмосферы в различные месяцы. На рисунке видно, как изменяется количество получаемого тепла в результате изменения высоты Солнца от месяца к месяцу в данной широте. Эти изменения особенно велики в высоких широтах и малы на экваторе. В некоторые месяцы полярные широты вообще не получают тепла от Солнца, так как оно в это время находится под горизонтом. Отметим, что летом (с 10/V по 3/VIII) в северных полярных широтах на границу атмосферы за сутки поступает больше энергии, чем у экватора. Так, в день летнего солнцестояния полюс получает тепла в 1,365 раза больше, чем экватор. Однако, конечно, за весь год низкие широты получают тепла значительно больше, чем высокие.

Заметим, что летом максимум радиации, которую могла бы получить поверхность Земли при отсутствии атмосферы, увеличивается с увеличением широты. Но так как зимой величина тепла уменьшается быстрее, чем летом, ее среднегодовые значения с увеличением широты уменьшаются. Благодаря тому что, перигелий (ближайшая к Солнцу точка земной орбиты) достигается Землей летом южного полушария, в это время наша планета получает больше солнечной энергии, чем летом северного полушария. 

Рис. 1.2.2. Суточные суммарные величины интенсивности солнечной радиации (в кал/см2), которую получала бы Земля при отсутствии атмосферы на разных широтах в течение года. 

Рис. 1.2.2 не отражает действительного количества солнечной радиации, получаемого поверхностью Земли, так как, проходя через атмосферу, часть излучения поглощается, рассеивается или же отражается облаками.

Коротковолновое излучение поглощается газами в верхней атмосфере, что вызывает фотохимические реакции. Поглощая ультрафиолетовые и рентгеновские лучи, молекулы и атомы этих газов могут терять электроны и становиться положительно заряженными ионами. Область атмосферы, в которой достигается наибольшая концентрация ионов и электронов (60-300 км над поверхностью Земли), называется ионосферой. Именно наличие ионосферы позволяет вести радиопередачи на большие расстояния, так как от нее радиоволны отражаются и возвращаются к поверхности Земли. С другой стороны, под воздействием ультрафиолетовой радиации молекулы могут диссоциировать на отдельные атомы. Кислород диссоциирует именно таким образом, и отдельные атомы кислорода, соединяясь с его молекулами (О2), образуют молекулы озона (О3). Озон в свою очередь при поглощении ультрафиолетовой радиации, имеющей немного большую длину волны, распадается, или же его молекула разрушается при столкновении с еще одним атомом кислорода, в результате чего образуются две молекулы кислорода. Хотя озон возникает в основном на высоте более 40 км, больше всего его скапливается между 20 и 35 км. Это происходит вследствие переноса озона в нижележащие слои атмосферы, где он не так быстро разрушается приходящей радиацией. Здесь озон окончательно поглощает опасную для жизни ультрафиолетовую радиацию, а также небольшое количество более длинноволнового излучения. Сам озон ядовит, за исключением очень малых концентраций. В атмосфере ниже 10 км он практически отсутствует, поскольку разрушается при окислении веществ, поступающих с поверхности Земли.

В целом около 3% поступающей энергии поглощается газами, в основном озоном, в атмосфере выше 10км.

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.

Электромагнитное излучение, встречая на своем пути взвешенные в атмосфере частицы, рассеивается ими (если при этом не происходит его поглощения). Интенсивность рассеяния наиболее высока при наименьших длинах волн. В видимой части спектра голубой свет главным образом рассеивается молекулами воздуха, придавая небу его характерный цвет. Перед восходом и заходом Солнца небо вблизи него приобретает красный или желтый цвет, поскольку после рассеяния голубого света в его спектре становятся преобладающими более длинноволновые составляющие. Рассеяние более крупными частицами не зависит от длин волн приходящей радиации, поэтому при тумане или дымке небо приобретает белый оттенок цвета. В результате рассеяния часть радиации поглощается в атмосфере, а часть после многократного рассеяния достигает поверхности Земли; наконец, около 7% потока солнечной радиации теряется в космическом пространстве.

Рис. 1.2.3 Ослабление интенсивности солнечной радиации при прохождении через атмосферу (величины даны весьма приближенно, и подразумевается, что они отражают типичные условия).

Поток солнечной радиации, поступающей на поверхность облачного покрова, отражается от него. Отражательная способность облаков, то есть их альбедо, зависит от типа облаков и их мощности. Например, для мощных слоисто-кучевых облаков она может достигать 80%. Но в среднем альбедо облаков составляет около 55%, и большая часть приходящей радиации отражается обратно в космическое пространство.

Процессы поглощения, рассеяния и отражения потока солнечной радиации в обобщенном виде изображены на рис. 1.2.3. При безоблачном небе величина солнечной радиации, которая попадает на земную поверхность, может достигать 80% радиации, поступившей на верхнюю границу атмосферы, а при плотном облачном покрове она снижается до 20%. Если не принимать во внимание облачный покров, колебания величины радиации, достигшей поверхности Земли, зависят от количества присутствующего в атмосфере водяного пара и пыли, а также от расстояния, которое проходят солнечные лучи через атмосферу Земли.

Тепловой баланс земной поверхности. В соответствии с законом сохранения энергии он должен быть равен нулю. Смысл равенства нулю означает постоянство на достаточно длинных периодах времени (столетия, тысячелетия) средних за год температур на Земле. Если бы Земля поглощала солнечную радиацию без потери тепла, ее температура непрерывно бы повышалась, но этого не происходит, потому что Земля отдает в пространство электромагнитное излучение. Если взять среднегодовые значения и пренебречь любыми изменениями средних годовых температур Земли для разных лет, то можно получить баланс между приходящей солнечной радиацией и уходящей радиацией Земли.

Тепловой баланс системы Земля — атмосфера схематически показан на рис. 1.2.4. Из 100% солнечной радиации, поступающей в атмосферу, 70% приходится на прямую радиацию, из которые 23% отражается от облаков, 20% поглощается воздухом, 27% падает на земную поверхность, причем, поглощается ею 25% и отражается от нее 2%. На рассеянную радиацию  приходится 30%, из которых 8% уходит в мировое пространство и 22% доходит до земной поверхности (20% поглощается и 2% отражается в мировое пространство). Таким образом, с верхней границы атмосферы в мировое пространство уходит 23+8+4=35% радиации. Эту величину—35% —называют альбедо Земли.

Рис. 1.2.4. Тепловой баланс системы Земля — атмосфера. 

Атмосфера излучает 157% энергии, из них 102% направлены к земной поверхности, а 55% уходит в мировое пространство.

Земная поверхность путем собственного длинноволнового излучения теряет 117%, из которых 10% уходит в мировое пространство, а 107% поглощается атмосферой. Кроме того, 23% тепла расходуется на испарение воды и 7% теряется при теплообмене с атмосферой. Следует обратить внимание на то, что атмосфера и земная поверхность, взятые отдельно, излучают гораздо больше тепла, чем за то же время поглощают солнечной радиации. Но это по сути дела взаимный обмен, “перекачка” длинноволновой радиации.

Из показанных в тексте и на рис. 1.2.4. цифр видно, что как на верхней границе атмосферы, так и в самой атмосфере и на земной поверхности существует равенство притока и отдачи тепла.

Солнечная радиация, которая достигает земной поверхности, может поглощаться ею, может также передаваться в глубь Земли, если на пути встретится прозрачный по отношению к ней материал, или же может отразиться от нее.

Отражательная способность поверхности зависит от слагающего ее вещества и его текстуры, угла падения приходящего излучения, а также от его длины волн. Величины альбедо большей части поверхности суши имеют значения 10-30%. Альбедо спокойной поверхности воды составляет менее 5%, если Солнце отклоняется от зенита не более чем на 50°. Но если Солнце опускается и угол между ним и зенитом составляет 80°, альбедо водной поверхности резко возрастает и может превысить 50%. Среднее планетарное альбедо земного шара, включая его облачный покров, близко к 35%.

Единственная часть поверхности Земли, которая в значительной мере прозрачна для солнечной радиации, это вода. Та часть радиации, которая достигла поверхности воды и не отразилась от нее, проникает в водную толщу, преломляясь на границе двух сред. Затем она поглощается и рассеивается, главным образом взвешенными частицами. В очищенной от примесей морской воде около 40% поступившей величины радиации достигает глубины 1 м и 22%-глубины 10 м. В обычной океанской воде соответствующие цифры равны 35 и 10%. В прибрежных мутных водах они будут составлять 23 и 0,5%. Скорость поглощения и рассеяния солнечной радиации в разных частях спектра существенно различается. Инфракрасный и красный свет проникает на меньшую глубину. В чистых океанских водах глубже проникает голубой свет, в то время как в мутных прибрежных водах зеленый и желтый свет.

При поглощении солнечной радиации поверхностью твердой земли и водой океана начинается их нагревание. Тепло может передаваться дальше или кондуктивным путем, или же в жидкости - конвекцией. Кондуктивный перенос осуществляется сравнительно медленно, и твердая земная поверхность в течение дня не прогревается глубже чем на 0,5 м. В океане основным процессом, приводящим к передаче тепла вниз, является конвекция. Помимо термической конвекции (которая образуется в результате охлаждения поверхности океана), вертикальное перемешивание возникает под воздействием ветровых волн и турбулентных течений, и днем в открытом океане обычно прогревается слой на глубину 10 и более метров.

Поглощение тепла приводит к повышению температуры, величина которого обратно пропорциональна удельной теплоемкости вещества, или к изменению его состояния, как в случае с водой. Удельная теплоемкость воды примерно в пять раз больше, чем у твердых пород или сухой почвы, но из-за того, что вода обладает меньшей плотностью, ее теплоемкость только в два раза выше, чем теплоемкость такого же объема пород. Таким образом, если одинаковые объемы воды и породы получат одинаковое количество тепла, то, даже если не будет происходить испарения воды и тепло распределится равномерно, температура воды повысится на величину, примерно в два раза меньшую, чем для горных пород. Различия будут еще больше, если вместо горных пород взять сухую почву.