- •1. Предмет и метод метеорологии
- •2. Связь метеорологии с другими науками. Деление на научные дисциплины
- •3. Значение метеорологии для народного хозяйства и обороны страны
- •4. Особенности
- •6. Краткие сведения о достижениях метеорологической науки
- •7. Международное сотрудничество в области метеорологии
- •Глава 1
- •1.1. Состав воздуха вблизи земной поверхности
- •1.2. Состав воздуха
- •1.3. Уравнение состояния сухого воздуха
- •1.4. Уравнение состояния влажного воздуха
- •1.5. Характеристики влажности воздуха и связь между ними
- •2 Строение атмосферы
- •2.1. Основные сведения о Земле как планете
- •2.2. Принципы деления атмосферы на слои. Краткие сведения о методах исследования атмосферы
- •2.3. Тропосфера, стратосфера и мезосфера
- •2.4. Понятие о воздушных массах и фронтах
- •3 Статика атмосферы
- •3.1. Силы, действующие в атмосфере в состоянии равновесия
- •3.2. Уравнение статики атмосферы
- •3.3. Барометрические формулы
- •3.4. Барическая ступень
- •3.5. Вертикальный масштаб атмосферы
- •3.6. Геопотенциал. Абсолютная и относительная высота изобарических поверхностей
- •3.7. Стандартная атмосфера
- •Глава 4 Термодинамика атмосферы
- •4.1. Первое начало термодинамики применительно к атмосфере
- •4.2. Адиабатический процесс
- •4.3. Сухоадиабатический градиент
- •4.4. Потенциальная температура
- •4.5. Критерии устойчивости атмосферы по методу частицы
- •4.6. Изменение потенциальной температуры с высотой при различных видах стратификации атмосферы
- •4.7. Адиабатические процессы во влажном ненасыщенном воздухе
- •4.8. Влажноадиабатические процессы
- •4.9. Анализ состояния атмосферы с помощью термодинамических графиков
- •4.10. Стратификация атмосферы по отношению к влажноадиабатическому и сухоадиабатическому движению частицы
- •4.11. Метод слоя
- •Глава 5
- •5.2. Солнце и солнечная постоянная
- •Глава 6
- •6.1. Поглощение солнечной радиации в атмосфере Земли
- •6.2. Рассеяние солнечной радиации в атмосфере
- •6.3. Законы ослабления радиации в земной атмосфере
- •6.4. Прямая солнечная радиация
- •6.5. Рассеянная радиация
- •6.6. Суммарная радиация
- •6.7. Альбедо
- •Глава 7
- •7.1. Излучение земной поверхности
- •7.2. Излучение атмосферы
- •7.3. Полуэмпирические формулы для расчета излучения атмосферы и эффективного излучения земной поверхности
- •7.4. Влияние облачности на встречное и эффективное излучение
- •7.5. Суточный и годовой ход эффективного излучения
- •Глава 8
- •8.1. Радиационный баланс земной поверхности
- •Глава 9
- •9.1. Ламинарное и турбулентное состояние атмосферы
- •9.2. Простейшие характеристики турбулентности
- •9.3. Конвективный и турбулентный потоки тепла
- •Глава 11
- •11.1. Уравнение
- •Глава 12
- •12.1. Распределение температуры в тропосфере и нижней стратосфере
- •12.2. Инверсии температуры в атмосфере
- •Глава 14 Влажность воздуха
- •14.1. Уравнение переноса водяного пара в турбулентной атмосфере
- •14.2. Испарение
- •Глава 15
- •15.2. Зависимость теплоты фазового перехода и давления насыщенного водяного пара от температуры
- •Глава 16 Туманы
- •16.1. Физические условия образования и классификация туманов
- •Глава 17 Облака
- •Глава 18 Осадки
- •18.1. Классификация осадков
- •18.2. Процессы укрупнения облачных элементов и образования осадков
- •18.3. Наземная конденсация и осадки
- •Глава 19
- •19.1. Силы, действующие в атмосфере
- •19.2. Уравнения движения турбулентной атмосферы
- •Глава 21
- •21.1. Ветер в пограничном слое атмосферы
- •21.2. Местные ветры
- •Глава 22
- •22.1. Яркость небесного свода
- •22.3. Оптические явления в облаках, туманах и осадках
- •Глава 23
- •23.1. Ионизация атмосферы
- •23.3. Механизм образования электрических зарядов в грозовых облаках
- •23.4. Структура грозового облака. Рост града
- •23.5.. Полярные сияния
6.3. Законы ослабления радиации в земной атмосфере
В п. 6.1 и 6.2 были рассмотрены процессы поглощения и рассеяния, которые приводят к ослаблению потока солнечной радиации в земной атмосфере. При практических расчетах потоков солнечной радиации ослабление радиации, обусловленное поглощением и рассеянием, учитывают суммарно путем введения некоторого общего коэффициента ослабления солнечной радиации. Наиболее простой вид имеют формулы для потока монохроматической радиации. Расчет интегрального потока, как будет показано ниже, сопряжен с целым рядом трудностей.
Монохроматический поток. Рассмотрим, прежде всего, монохроматический поток солнечной радиации, т. е. поток излучения определенной длины волны. Пусть в точку А1 (рис. 6.5), расположенную на верхней границе атмосферы, поступает монохроматический поток солнечной радиации Iλo. Будем от точки А1 отсчитывать расстояние l, проходимое солнечным лучом в земной атмосфере. Поток радиации с длиной волны λ в точке В' на расстоянии l΄ от А обозначим через I'λ- Пусть луч сместился еще на малое расстояние dl' и
достиг точки В. Поток радиации в точке В обозначим через I ́λ. Величина dI'λ представляет собой ослабление радиации на пути dl'. Обозначим через р плотность воздуха между точками B́ и B . Тогда, согласно известному закону Буге, ослабление радиации dI'λ прямо пропорционально I'λ, р и dl':
(6.3.1)
где αλ— коэффициент пропорциональности (м2/кг), называемый массовым показателем ослабления солнечной радиации (см. п. 5.1).
Коэффициент прозрачности. На практике в качестве характеристики свойств ослабления солнечной радиации в атмосфере вводят понятие коэффициента прозрачности атмосферы. Коэффициент прозрачности рλ для лучей данной длины волны определяется формулой
рλ = ехр(-τλ). (6.3.11)
Коэффициент прозрачности представляет собой ту относительную долю солнечной радиации, которая достигает земной поверхности при положении Солнца в зените. Поскольку I λ,90< Iλ0, то коэффициент прозрачности всегда меньше единицы (рλ < 1).
Для того, чтобы получить выражение для общего интегрального потока солнечной радиации, необходимо просуммировать Iλ , по всем длинам волн, т.е. составить интеграл.
Вследствие очень сложной зависимости коэффициента прозрачности рλ от λ вычисление последнего интеграла представляет значительные трудности. При практических расчетах формулу для общего (интегрального) потока солнечной радиации записывают, вводя некоторые средние значения р и τ, в виде
Коэффициент прозрачности р и в случае общего потока показывает, какая относительная доля солнечной радиации достигает земной поверхности при положении Солнца в зените, т. е. р = I90/I0. Однако в отличие от случая монохроматического потока, коэффициент прозрачности атмосферы для интегрального потока оказывается зависящим от массы атмосферы т. С увеличением т коэффициент прозрачности/) возрастает. Это объясняется тем, что при прохождении через атмосферу солнечная радиация не только ослабляется, но и изменяет свой спектральный состав.
Наибольшее ослабление испытывает коротковолновое излучение; таким образом, при прохождении через каждый новый слой единичной, массы поток солнечной радиации все более обогащается длинноволновыми лучами, для которых атмосфера более прозрачна. Поэтому если мысленно разбить весь путь луча на части (по единичной массе каждая), то в первой по порядку единичной массе коэффициент прозрачности будет иметь наименьшее значение. Для последующих единичных масс р будет увеличиваться вследствие преобладания длинноволновой радиации в общем потоке (эффект Форбса).
Фактор мутности атмосферы. Оптическую толщину атмосферы можно представить как сумму трех слагаемых:
где τи, τп, τпр — величины оптической толщины атмосферы, обусловленные соответственно ослаблением радиации в сухой и чистой (идеальной) атмосфере, поглощением переменными составными частями (главным образом, водяным паром, а также углекислым газом) и ослаблением радиации твердыми и жидкими примесями (пылью, каплями облаков и туманов и т. д.)