Л.Т. Матвеев - Курс общей метеорологии. Физика атмосферы (1115251), страница 35
Текст из файла (страница 35)
(3. 16) 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 = = 1оо//о. Но, в отличие от монохроматического, коэффициент прозрачности атмосферы для интегрального потока оказывается за- висящим от массы атмосферы т.
С увеличением т коэффициент прозрачности р растет. Это объясняется тем, что при прохождении через атмосферу солнечная радиация не только ослабляется, ио и изменяет свой спектральный состав. При положении Солнца в зените на долю ультрафиолетовой радиации приходится 4 % всей поступающей к земной поверхности солнечной радиации, на долю видимой — 46% и инфракрасной — 50%; при высоте Солнца 30' — соответственно 3, 44 и 53%.
При положении Солнца у горизонта ультрафиолетовая радиация отсутствует, а весь поток состоит только из видимой (28 '/о ) и ин- Рис. 6.6. Распределение ввергни (в относительных единицах) в солнечном спектре на границе атмосферы (верхела криваи) и при различных высотах Солнца над горизонтом. Инагракраснал ультра- Вавамал ааолемавач фракрасной (72 % ) радиации. Спектральный состав солнечной радиации у поверхности Земли в случае идеальной атмосферы при различных высотах Солнца и на верхней границе атмосферы приведен (по Н. Н. Калитину) на рис.
6.6. Как видно из рисунка, наличие атмосферы одновременно и уменьшает поток солнечной радиации по всей длине спектра, и сдвигает максимум излучения в сторону более длинных волн, при этом чем меньше высота Солнца, тем больше это влияние. Отметим, что цод влиянием именно этого эффекта изменяется цвет Солнца: при малых высотах оно красное. Наибольшее ослабление испытывают коротковолновые лучи; 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 длинноволиовой радиации в общем потоке (эффект Форбса).
Ослабленна солнееаод раднацнн Раднацнонныд резкнм атмосреры 1бд Из формулы для общего потока солнечной радиации определяется некоторый средний для всего пути луча коэффициент прозрачности. Этот коэффициент оказывается тем большим, чем больше и, что подтверждают следующие значения коэффициента прозрачности рн идеальной атмосферы для интегрального потока радиации: 1 2 3 4 6 8 1О 0,906 0,9!6 0,922 0,927 0,936 0,94! 0,946 Рк Ввиду наличия такой зависимости р от н2 коэффициенты прозрачности, получаемые по данным наблюдений в разное время и в различных пунктах, приводят к определенной оптической массе (и = 1 или п2 = 2).
Методы приведения разработаны П. Н. Тверским, С. И. Сивковым и др. Кроме формулы (3.16), были предложены и другие формулы для расчета потоков солнечной радиации. Среди них широкую известность получила формула В. Г. Кастрова / = /з/(! + Снт), (3.17) где с — некоторая величина, характеризующая степень прозрачности атмосферы. С. И. Савнновым было показано, что величина с в формуле (3.17) меньше зависит от и, чем коэффициент прозрачности р. С увеличением прозрачности атмосферы параметр с уменьшается (поскольку при н2 = сопс( поток / возрастает).
Значение параметра с и других характеристик радиационного режима получены сначала Н. Н. Калитиным (1943 г.), а затем дополнены С. И. Сивковым (!968 г.) по данным наблюдений на семи станциях Советского Союза (Якутск, Иркутск, Саратов, Одесса, Евпатория, Владивосток, Лшхабад). Общее число полных рядов наблюдений за солнечной радиацией, использованных для подсчета, составило 2168 (оптическая масса атмосферы т изменялась от 1,5 до 8). Положив в основу формулы (3.16) — (3.!7) и использовав наблюдения за солнечной радиацией на тех же семи станциях СССР (общее число измерений более !3000), С. И. Сивков рассчитал приведенное в п. 2 главы 5 значение метеорологической солнечной постоянной (1,25 кВт/м'). Для определения постоянных, вошедших в эти формулы, и значения /о использованы измерения / при высотах Солнца, соответствующих массам атмосферы т2 = 1,5, и2 = = 2 и н22 = 3.
При этом оказалось, что наиболее устойчивое значение /о при разной прозрачности атмосферы дает формула Каст- рова. Рассчитанное по формуле (3.16) значение /о оказалось сильно заниженным — около 1,13 кВт/м'. Коэффициент прозрачности реальной атмосферы, приведенный к определенной оптической массе, зависит от физического состояния атмосферы, т. е. от содержания атмосферных примесей и по- глощающих газов.
Как показали наблюдения, коэффициент прозрачности атмосферы существенно зависит как от места наблюдения, так и от того, какая воздушная масса располагается над данным районом. Коэффициент прозрачности колеблется от 0,5 до 0,9. В среднем в более низких широтах коэффициент прозрачности меньше, чем в более высоких широтах. Средние (по семи станциям СССР) значения коэффициента прозрачности, определенные при и = 2, составляют: 0,826 при высокой прозрачности атмосферы, 0,786 при повышенной, 0,747 при нормальной, 0,697 при пониженной, 0,652 при низкой и 0,594 при очень низкой. Фактор мутности атмосферы.
Оптическую толщину атмосферы можно представить как сумму трех слагаемых: (3. 18) та+ го + тнр где тн, т„т р — оптические толщины атмосферы, обусловленные соответственно ослаблением радиации в сухой и чистой (идеальной) атмосфере, поглощением переменными составными частями (главным образом водяным паром, а также углекислым газом) н ослаблением радиации твердыми и жидкими примесями (пылью, каплями облаков и туманов и т.
д.). Составим отношение т/тн = Т, (3.19) которое называется фактором мутности атмосферы. Фактор мутности атмосферы всегда больше единицы (Т)1). Величину т = = т Т подставим в формулу (3.16): (3.20) / = /, ехр ( — т„Та2). Величина ехр( — тн) = р представляет собой коэффициент прозрачности идеальной атмосферы для интегрального потока. С введением р формула (3.16) принимает вид г /= /еР« (3. 21) Из сравнения формул (3.21) и (3.16) видно„что фактор мутности показывает, сколько потребовалось бы масс сухой и чистой атмосферы, чтобы получить такое же ослабление солнечной радиации, которое дает одна масса реальной атмосферы.
Из формул (3.16) и (3.21) следует т=(йр/!йр„. (3.22) Фактор мутности изменяется в более широких пределах н меньше зависит от и, чем коэффициент прозрачности. Средние (по семи станциям СССР) значения фактора мутности при т = 2 составляют: 5,20 при очень низкой прозрачности, 4,26 при низкой, 3,62 при пониженной, 2,92 при нормальной, 2,41 при повышенной и 1,91 при высокой. Заказ ГЧ 2С2 Рнанецноннмй режим атмосоерм П макс макс Пункт Пункт 1,03 1,01 1,05 Москва Ашхабад Ташкент 0,90 1,04 1,00 1,05 Северный полюс о. Диксон Ленинград Якутск Высота, Гон Х1 нп 1Х и! Пункт 1,!О 1,!6 1,ЗО 1,18 1,!О 1,!8 1,06 1,03 1,14 1,17 1,07 1,16 2300 3670 1,14 1,14 Такубая !Мексика) Тянь-Шань 4 Прямая солнечная радиация Ф актор мутности Т, так же как и р, зависит от физических свойств воздушной массы.
Средние значения Т для разных воздушных масс (по Л. И. Мамонтовой и С. П. Хромову) следующие: Воздушная масса... кАВ мУВ кУВ «ТВ 2,45 2,66 3,09 3,49 Согласно данным В. С. Самойленко ()973 г.), в низких широтах (над океанами) наименьшей прозрачностью обладает экваториальный воздух (ЭВ), в котором р = 0,55 и Т = 7,6; морской тропический воздух (мТВ) значительно прозрачнее: р = 0,60, Т = 3,6. Ф актор мутности Т и коэффициент прозрачности р имеют хорашо выраженный годовой ход, что подтверждают следующие данные для Ленинграда: Месяц......... Р ! Ш Ч Ч!1 !Х Х! 0,798 0,795 0,780 0,766 0,786 0,800 Под прямой солнечной радиацией, которую нередко называют просто солнечной радиацией, понимают радиацию, доходящую до места наблюдения в виде пучка параллельных лучей непосредственно от Солнца.
Потоки солнечной радиации на перпендикулярную лучам (1) н горизонтальную (1' =! з!пйо) поверхности зависят от следующих факторов: а) солнечной постоянной; б) расстояния между Землей и Солнцем (поток 1с на верхней границе атмосферы в январе примерно на 3,5 % больше, а в июле на 3,5% меньше, чем 1*); в) физического состояния атмосферы над пунктом наблюдения (содержания поглощающих газов и твердых атмосферных примесей„наличия облаков н туманов); г) высоты Солнца.
В зависимости от указанных факторов потоки 1 и 1' изменяются в широких пределах. В каждом пункте онн имеют отчетливо выраженный суточный и годовой ход (максимумы 1 и /' в течение суток наблюдаются в местный полдень). Хотя высота Солнца (от которой зависит т) и оказывает большое влияние на потоки солнечной радиации, но не меньшее влияние оказывает и замутненность атмосферы. Это подтверждают максимальные (из полуденных) значения потока 1, которые когда-либо наблюдались в различных пунктах (табл. 6.3 и 6.4).
Из приведенных в табл. 6.3 данных следует, что несмотря на большое различие в широте станций и, следовательно, в максимальной высоте Солнца, различие 1м„„на них невелико. Более того, на о. Диксон значение 1м.„, больше, чем в пунктах, расположенных южнее его. 6 Ослабленне солнечной рнннецнн Таблица 6.3.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
