Л.Т. Матвеев - Курс общей метеорологии. Физика атмосферы (1115251), страница 37
Текст из файла (страница 37)
е. в местный полдень. Значе- !е ние максимума существенно зависит от состояния атмосферы. При безоблачном небе поток рассеянной радиации составляет — — — г около 1О % инсоляции. Роль рас- †. †-4 сеянной радиации увеличивается мк о о об при наличии облаков. В высоких м м ма широтах, где преобладает значительная облачность и малые высоты Ьо, значение !может дости- 7 гать примерно 0,7 кВт/мт. Кроме Д7 облачности, большое влияние на рассеянную радиацию оказывает снежный покров.
При наличии О 4О ЗО гО Ю О йи снежного покрова увеличивается отражение прямой солнечной Ра рис. 6.7. поток рассеянной радиации. днации, повторное рассеяние ко 1 н 2 — ао наблюдеинвм в тарту летом к Торой В аТМОСфсрс ПРИВОДИТ авмоа соответственно; 3 — 5<0,7 мкм; Х>0,7 МКМ; 5 Н б — РаСЧЕт ПРИ тово 0,3. к увеличению й О -21 кг1м' н вльбедо, равном соответ. На РИС. 6.7 ПРИВЕДЕНа (ПО отвеине 0,1 0.5. К. С. Шифрину) зависимость потока рассеянной радиации (в относительных единицах) от высоты Солнца и альбедо земной поверхности. Согласно рисунку, значения 1 летом значительно меньше, чем зимой. Основная доля рассеянной радиации приходится на видимую область спектра, В инфракрасной области около 96% рассеянной радиации заключено в интервале 0,7 — 1,7 мкм, а на радиацию с л)2,27 мкм приходится менее 1 047.
!ОЯ ослабленно солнечной раавацвп Раавацваввмй ренам атвесФеры ТВВ С увеличением высоты над уровнем моря поток рассеянной радиации уменьшается. Распределение энергии в спектре рассеянной радиации отличается от распределения энергии в спектре прямой радиации. Максимум энергии в спектре рассеянной радиации приходится на более короткие волны, примерно на 0,425— 0,450 мкм. Колебания спектрального состава рассеянной радиации весьма значительны. Эти колебания вызваны изменением прозрачности атмосферы.
б Суммарная радиация Потоком суммарной радиации Я называется сумма потоков прямой (!') и рассеянной (!) солнечной радиации, поступающих на горизонтальную поверхность. Путем решения приближенных уравнений переноса радиации К. Я. Кондратьев и др, получили следующую формулу для потока суммарной радиации прн безоблачных условиях: !о 5!и йо ! + ет попас Ь,, (6.1) Здесь т — оптическая толщина для интегрального потока, которую, как показано О. А. Авасте, можно полагать равной тебп— оптической толщине для монохроматического потока с Х = =0,55 мкм; е — множитель, принимающий при разных высотах Солнца следующие значения: бо 30 !5 0,1 4 0,20 0,24 "Ф е.
Погрешность расчета (;!о по формуле (6.1) при 0,2(т(0,6 меньше 5 сл (при сравнении с данными, полученными путем численного решения уравнений переноса). Суммарная радиация, в отличие от прямой и рассеянной, очень слабо зависит от оптической толщины т: с увеличением т суммарная радиация медленно уменьшается. Таблица 8.10. Поток суммарной радиации (квт/нх) прн безоблачном небе зе ! Чп то ! М Гй 5О 0,91 0,87 0,54 0,43 0,34 0,27 0,05 0,08 0,07 0,08 0,08 0,10 О Об О,!5 0,10 О,!8 О,!2 0,20 О,!3 0,22 0,14 0,22 0,15 0,24 0,23 0,26 0,28 0,30 0,3! 0,34 0,3! 0,38 0,53 0,34 0,41 0,68 0,35 0,44 О,бо 0,38 0,48 0,85 0,41 0,50 0,88 0,44 0,54 0,70 0,69 0,80 0,73 0,84 0,75 0,87 0,79 0,91 0,82 0,98 0,86 0,98 0,90 0,95 0,98 1,02 1,Об 1,1О 0,95 0,98 1,03 1,07 1,!1 1,14 Нормальные значения потока суммарной радиации при разной прозрачности атмосферы и высоте Солнца приведены в табл.
6.10. Потоки прямой радиации взяты нз табл. 6.6, а потоки рассеянной радиации рассчитаны по формуле (5.1) при Ь = 0,38. На рис. 6.8 приведены значения потоков суммарной ((„1) и рассеянной (!) солнечной радиации в среднем за год, по данным актинометрических измерений в 340 пунктах земного шара. Поток суммарной радиации увеличивается сравнительно медленно до широты 50', а затем растет очень быстро до субтропиче- Вм/м 400 Зао 200 Рис. 5.8. Зависимость от широты средивх за год потоков суммарной (!) и рассеянной (П) радиации.
1ОО у — потом солнечной редвецпв ва верхней греннце атмосФеры, у— пото» суммарной реннацпп на земвой поперхностн прн безоблачном небе. О р.ш. 80' бо 40 20 О 20 40 ОО 80 ю.ш. ских широт, где наблюдается максимум Я. В экваториальной области поток суммарной радиации несколько меньше, чем в субтропиках. В одной и той же широтной зоне возможны значительные колебания средних годовых потоков суммарной радиации.
Диапазон изменения средних за год значений (,у на всем земном шаре составляет около 2!5 Вт/м'. Средний годовой поток рассеянной радиации изменяется с ши. ротой и при переходе от одного пункта к другому в значительно более узких пределах: изменение ! не превышает 25 — 50 Вт/м'. Рисунок 6.8 характеризует также изменение с широтой среднего за год зонального потока прямой солнечной радиации на верхней границе атмосферы (!) и потока суммарной радиации на земной поверхности при безоблачном небе (2). Сравнение кривых ! и 2 показывает, что под влиянием поглощения и рассеяния в безоблачной атмосфере поток солнечной радиации ослабляется примерно на 20 %. Облачность ослабляет его еще на 20 — 30 %.
Таким образом, земной поверхности достигает в среднем 50 — 60 /а о ?7? ??О Редиациовиыв ре1авы втыосферы 6 Ослаблевве солиечвол радвавви где Яо — поток суммарной радиации при безоблачном небе; ив количество облаков (в долях единицы); а, Ь, 1 — эмпирические коэффициенты: Ь вЂ” можно считать примерно постоянным (равным 0,38); коэффициенты 7 и а различны на суше и море и зависят от широты (~р). На суше они принимают следующие значения: 0 1О 20 30 40 50 60 70 75 80 85 0,55 0,66 0,67 0,58 0,67 0,64 0,50 0,50 0,45 0,38 0,40 0,37 0,35 0,38 0,40 0,36 0,18 0,15 0,15 0,14 ф а . Таблица 6.11. Порох суммарной рвцпвцпц (хвт/ма) прп безоблачном небе в сплошной облачности различных форм ло Количество (баллы5 и форма облаков пт ~ 25 !5 зо 50 0,05 0,04 0,04 0,04 0,13 0,10 0,10 0,11 0,07 Безоблачно Щ1С1, Сз !ОСз (Р, Ас, Яс ОАс, Сы Ш1 СЬ, Сц 0,22 О, 18 0,17 0,19 0,10 0,30 0,24 0,24 0,25 0,13 0,15 0,38 0,32 О,З! 0,34 0,20 0,19 0,46 0,39 0,38 0,4! 0,26 0,22 0,53 0,78 0,54 0,56 0,52 0,59 0,55 О,?3 0,3? 0,47 0,30 0,37 0,84 0,58 0,51 0,40 Таблица 6.12.
Отношение 52ы/52, (те) прп рвзлвчпых формах облаков Количество (баллы) и солнечной радиации, поступившей на верхнюю границу атмосферы. На поток суммарной радиации облачность оказывает столь же существенное влияние, как и на потоки прямой и рассеянной радиации. Зависимость осредненного по большим площадям и за много лет потока суммарной радиации от количества облачности описывают формулами двух видов: Я=Я,(1 — !п), (6.2) Я = Я, !! — (а + Ьп) и), (6.3) Формула (6.3) обеспечивает более высокую точность (относительная ошибка расчета не превышает 8 — 10 %).
Насколько существенно влияют на поток суммарной радиации облака различных форм, показывают табл. 6.11 и 6.12, составленные Б. М. Гальперин и Л. П. Серяковой по данным наблюдений за радиацией в Ленинграде, Тарту, Риге и Минске (1953— 1960 гг.). На основе анализа результатов измерений солнечной радиации на морях (за 1956 †19 гг.) установлен вид функции пропускания Р суммарной радиации для атмосферы в целом (с учетом поглощения и рассеяния). По средним данным, зависимость Р от количества облаков и, давления водяного пара е и дефицита давления пара д имеет следующий внд: Р = — "- = 0,8 — 0,7 ехр ( — а,х). =-,'е (6. 4) Здесь а, = 1,0 — 0,11 тите, х =(1,1 — п)5(, где е и 5( — в гектопаскалях; О„и Яб — средние за день (от восхода до захода Солнца) потоки суммарной радиации у земной поверхности и на верхней границе атмосферы (солнечная постоянная принята равной 1 33 КВт/мз); и= лоб+ Пн 2 — полусумма количества общей и нижней облачности (в долях единицы).
При отсутствии сведений о влажности воздуха расчет Р можно производить по формуле Р = ЩЯ' = 0,8 — О,бп'. (6.5) Согласно формуле (6,5), из потока солнечной радиации, падающей на верхнюю границу атмосферы, в среднем достигает поверхности океана при безоблачном небе (и = О) около 80 %, прин =0,5 около 65%, а при сплошной облачности (п =1) лишь около 20%. Относительная ошибка расчета Я„по формулам (6.4) и (6.5) не превышает 20% соответственно в 80 н 75% случаев; ошибка меньше 30 % обеспечивается этими формулами в 90 и 89% случаев. Ряд новых статистических характеристик солнечной радиации получен в последние годы на основе непрерывной регистрации потоков на Украине, под Москвой и в Эстонии.
Каждое измерение проводилось (начиная с !966 г.) только при облаках одной формы, при этом нх количество изменялось за время записи потоков не более чем на ! балл. В табл. 6.13 представлены сведения о безразмерной величине а*=(ще, где Я и Яо — потоки суммарной радиации соответственно при наличии облачности и при безоблачной атмосфере.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
