Полная лучеиспускательная способность солнца

«ОБЩИЕ ПОЛОЖЕНИЯ РАДИАЦИОННОГО РЕЖИМА В АТМОСФЕРЕ. ОСНОВНЫЕ ПОНЯТИЯ И ЗАКОНЫ ИЗЛУЧЕНИЯ» ОСНОВНЫЕ ЗАКОНЫ ЛУЧИСТОЙ ЭНЕРГИИ

Основная часть лучистой энергии, излучаемой Солнцем, представляет собой ультрафиолетовые, видимые и инфракрасные лучи, то есть имеет длины волн от 0,1 до 30 мкм. Эта часть электромагнитного излучения Солнца называется солнечной радиацией.

Лучеиспускательной способностью тела Е_λ называется количество энергии определенной длины волны λ, которая излучается в единицу времени единицей поверхности тела. Она зависит от природы тела, его абсолютной температуры и длины волны.

Лучистая энергия, которая попадает на какое-нибудь тело, частично поглощается им и частично отражается. Тело, которое поглощает всю падающую на него лучистую энергию, называется абсолютно черным. В природе таких тел не существует.

Тело, которое отражает всю падающую на него энергию, называется зеркальным. Таких тел в природе тоже не существует.

Число, которое показывает, какая часть падающей на тело лучистой энергии с длиной волны λ поглощается им, называется его поглощающей способностью.

Закон Кирхгофа. Отношение лучеиспускательной способности тела к его поглощающего способносит есть величина постоянная для всех тел и равная лучеиспускательной способности ε_λ абсолютно черного тела при той же температуре.

Излучательная способность тела пропорциональная его поглощающей способности.

Из закона Кирхгофа следует, если при заданной температуре тело излучает лучистую энергию какой-то длины волны λ, то при той же температуре оно и поглощает лучистую энергию той же длины волны.

Закон Стефана-Больцмана. Полная лучеиспускательная способность черного тела ε пропорциональная четвертой степени ее абсолютной температуры.

где σ – постоянная Стефана-Больцмана;

Т – температура поверхности, которая излучает, К.

Полная излучательная способность естественных поверхностей несколько меньше излучаемой способности абсолютно черного тела. Поэтому для естественных поверхностей закон Стефана-Больцмана имеет такой вид:

где δ – относительный коэффициент излучения.

Закон Вина. Произведение длины волны λ_т, что отвечает максимальной лучеиспускательной способности тела, на его абсолютную температуру Т, есть величина постоянная.

λ_т · Т = 2898 мкм·град . (1)

Формула (1) позволяет найти температуру тела, если известная длина волны, которая отвечает максимальной лучеиспускательной способности тела. И наоборот, можно определить, какова длина волны, на которую при излучении тела при заданной температуре приходится наибольшая энергия. Из закона Вина вытекает, что чем выше температура абсолютно черного тела, тем короче длина волны, на которую приходится максимум энергии в его излучении. Таким образом, при изменении температуры тела положение максимума энергии в его спектре сдвигается в сторону более длинных или более коротких волн. Поэтому закон Вина носит название также “закона сдвига”.

Солнечной постоянной S₀ называют плотность потока солнечной радиации на верхней границе атмосферы при среднем расстоянии от Земли до Солнца.

По международному соглашению приняты значения S₀ = 1,382 Вт/м 2 .

Потоки солнечной энергии

Солнечная радиация – это энергия электромагнитного излучения Солнца.

Солнечная радиация, которая поступила на верхнюю границу атмосферы, на своем пути к земной поверхности претерпевает ряд изменений, вызванных ее поглощением и рассеянием в атмосфере.

Радиацию, которая приходит на Землю непосредственно от солнечного диска называють прямой солнечной радиациейS. (Радиация, которая поступила от Солнца в атмосферу и потом на земную поверхность в виде параллельного пучка лучей, называется прямой солнечной радиацией).

Рассеянная радиация D приходит на земную поверхность от всего небесного свода и оценивается потоком солнечной радиации, т.е. количеством энергии, которое приходит в единицу времени на единицу горизонтальной поверхности. (Часть солнечной радиации рассеивается молекулами атмосферных газов и аерозолями и поступает в земную поверхность в виде рассеянной радиации).

Часть солнечной радиации, которая отражается от земной поверхности и атмосферы (в основных, от облаков), называется отраженной радиацией.

Земля и атмосфера непрерывно излучают невидимую инфракрасную радиацию. Излучение Земли почти полностью поглощается атмосферой. Часть излучения атмосферы, направленная к Земле, называется встречным излучением атмосферы.

Часть атмосферного излучения, направленная вверх и пошедшая через всю толщу атмосферы, направляется в мировое пространство и называется уходящим излучением атмосферы.

Все перечисленные потоки лучистой энергии отличаются друг от друга по спектральному составу, то есть по длинам волн. В метеорологии принять рассматривать радиацию:

q Коротковолновую (длины волн 0,1-4 мкм);

q Длинноволновую (4 – 120 мкм).

Солнечная радиация в основном является коротковолновой (ультрафиолетовая, видимая, инфракрасная). Радиация земной поверхности и атмосферы является длинноволновой.

Лучистая энергия характеризуется потоком радиации.

Поток радиации – это количество лучистой энергии, которая поступает в единицу времени на единицу поверхности. Измеряется в Вт/м 2 .

Количество прямой радиации S, что приходит в единицу времени на единицу поверхности, перпендикулярной солнечным лучам, называется плотностью потока прямой радиации.

Раздел метеорологии, который изучает солнечную, земную и атмосферную радиацию, называется актинометрией. Основная задача актинометрии – измерение потоков лучистой энергии. Рассеяние радиации в атмосфере происходит главным образом молекулами атмосферных газов и аэрозолями (пыль, капли тумана, облака). Интенсивность рассеяния зависит от количества рассеивающих частиц в единице объема, от их величины и природы, а также от длин волн самой радиации, которая рассеивается.

По закону Релея интенсивность молекулярного рассеяния обратно пропорциональная четвертой степени длины волны, то есть:

К – коэффициент интенсивности рассеяние;

С – коэффициент, который зависит от числа молекул газа в единица объема газа и от природы газа.

Таблица 1.1 – Значение коэффициента рассеяние в чистом и сухом воздухе при

нормальном давлении для разных длин волн

Из таблицы видно, что лучи рассеиваются тем сильнее, чем меньше длина волны. Фиолетовые лучи рассеиваются в 14 раз сильнее красных. Этим объясняется голубой цвет неба. Хотя фиолетовые и синие лучи рассеиваются еще сильнее, чем голубые, их энергия значительно меньше. Поэтому, в рассеянном свете преобладает голубой цвет.

ФАКТОРЫ, КОТОРЫЕ ВЛИЯЮТ НА ПРИХОД ПРЯМОЙ РАДИАЦИИ

К ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ

При прохождении солнечной энергии через атмосферу проходит ее ослабление, которое обусловлено поглощением и рассеянием. Рассеяние преобладает в видимой части спектра, а поглощение – в ультрафиолетовой части. Ослабление потока радиации зависит от длины пути, который проходит поток в атмосфере и от прозрачности атмосферы на этом пути. Длина пути луча в атмосфере зависит от высоты Солнца. При положении Солнце в зените лучи проходят самый короткий путь в атмосфере. При этом масса атмосферы, которую проходят лучи, принимается за условную единицу (m=1). По мере опускания Солнца к горизонту путь лучей увеличивается, а потому увеличивается и масса атмосферы. Как показали расчеты, при этом масса атмосферы в 34,4 раза больше, чем при положении Солнца в зените.

Ослабление потока прямой радиации в земной атмосфере характеризуется коэффициентом прозрачности и фактором мутности.

Коэффициент прозрачности – это отношения потока прямой солнечной радиации, который прошел через атмосферу при оптической массе атмосферы, равной единице, к потоку солнечной радиации на верхней границе атмосферы.

Фактор мутности – это количество массы сухой и чистой атмосферы (идеальной атмосферы), которое нужна для того, чтобы получить такое же ослабление солнечной радиации, которое дает запыленная, влажная, иначе говоря, реальная атмосфера.

Таким образом, поток прямой радиации и ее спектральный состав зависят от:

1. Высоты Солнца. С увеличением высоты места над уровнем моря поток прямой радиации увеличивается, так как уменьшается толщина атмосферы, которая пронизывается солнечными лучами и потому меньше рассеивается поток прямой радиации.

2. Прозрачности атмосферы. Прозрачность атмосферы зависит от содержания поглощающих газов и аэрозолей, в частности от наличия облаков и тумана. Большая часть аэрозолей и водяной пар, который рассеивают радиацию, находятся в нижних слояъ атмосферы. Густые облака нижнего яруса практически не пропускают прямую радиацию.

РАССЕЯННАЯ И СУММАРНАЯ СОЛНЕЧНЫЕ РАДИАЦИ

Рассеянная радиация зависит от следующих факторов:

1. Чем больше высота Солнца, тем более поток рассеянной радиации.

2. Поток рассеянной радиации увеличивается при увеличении замутненности атмосферы.

3. Потек рассеянной радиации значительно увеличивается при наличии светлых и относительно тонких облаков.

4. Приход рассеянной радиации зависит от характера деятельной поверхности, в первую очередь, от ее отражательной способности, так как радиация, отраженная от поверхности, снова рассеивается в атмосфере и часть ее снова попадает на поверхность, где добавляется к первично рассеянной радиации. В особенности заметно увеличивает рассеянную радиацию снежный покров, который отражает до 70-90 % падающих на него прямых и рассеянных лучей. Чем меньше высота Солнца, тем сильнее увеличивается рассеянная радиация за счет вторичного рассеяния.

5. С увеличением высоты над уровнем моря рассеянная радиация при ясном небе уменьшается, так как уменьшается толщина выше лежащих слоев атмосферы, которые рассеивают. Но при наличии облаков рассеянная радиация в подоблачном слое атмосферы увеличивается с высотой.

Суммарная радиация (Q) – это сумма прямой (S’) и рассеянной радиации (D).

Состав суммарной радиации, то есть соотношение между прямой и рассеянной солнечной радиацией меняется в зависимости от высоты Солнца, прозрачности атмосферы и облачности.

Суммарная радиация, которая приходит на какую-нибудь поверхность, частично поглощается ею и частично отражается.

АЛЬБЕДО ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ

Отношение коротковолновой радиации, отраженной данной поверхностью, к приходящей суммарной радиации, выраженное в долях единицы или в %, называется отражающей способностью или альбедо (А).

где R_k — поток отраженной радиации.

Альбедо земной поверхности зависит от ее свойств и состояния: цвета, влажности, шероховатости, наличия и характера растительного покрова.

Темные и шероховатые почвы отражают меньше, чем светлые и гладкие. Влажные почвы отражают меньше, чем сухие, т.к. они темнее.

Альбедо водных поверхностей в среднем меньше, чем альбедо поверхности суши. Объясняется это тем, что солнечные лучи значительно глубже проникают в прозрачные для них верхние слои воды, чем в почву. В воде они рассеваются и поглощаются. В связи с этим, на альбедо воды влияет степень ее мутности: для загрязненной и мутной воды альбедо возрастает в сравнении с чистой водой.

ДЛИННОВОЛНОВОЕ ИЗЛУЧЕНИЕ

ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ И АТМОСФЕРЫ

Естественные поверхности почвы, воды, снега или растительности, а также искусственно созданные человеком поверхности зданий, сооружений, уличных покрытий и т.д., поглощающие приходящую к ним солнечную радиацию и сами излучающие энергию в окружающее пространство, называются деятельными поверхностями.

Атмосфера, поглощая некоторую часть приходящей к ней солнечной радиации и большую часть излучений земной поверхности, в свою очередь сама излучает невидимую инфракрасную радиацию. Некоторая часть этого излучения (37-38 %) уходит вверх, в мировой пространство, и называется уходящим излучением Е∞, а остальная, большая часть его направлена к земной поверхности и носит название встречного излучения атмосферы Е_а. О спектральном составе встречного излучения можно судить исходя из следующих соображений. Длинноволновую радиацию деятельного слоя в атмосфере поглощают главным образом водяной пар и углекислый газ. Но количество углекислого газа в атмосфере незначительно по сравнению с водяным паром. Поэтому практически длинноволновую радиацию поглощает только водяной пар. Он же является и одним из основных источников встречного излучения. Т.о., деятельная поверхность, теряя тепло излучением, в тоже время получает некоторое количество тепла от поглощаемой ею части встречного излучения атмосферы. Следовательно, в естественны условиях на деятельной поверхности взаимодействуют два потока длинноволновой радиации: земное излучение Е_з и поглощенная часть встречного излучения атмосферы δЕ_а. Разность этих потоков есть фактическая потеря тепла деятельной поверхностью в виде лучистой энергии. Она называется эффективным излучением:

Эффективное излучение деятельной поверхности определяется ее температурой, а также температурой и влажностью воздуха, облачностью атмосферы.

Радиационный баланс деятельной поверхности

Радиационным балансом деятельной поверхности называется разность между всеми приходящими на эту поверхность и уходящими от нее потоками лучистой энергии.

Если поверхность горизонтальна, то к приходной части баланса относятся прямая радиация S ` , приходящая на горизонтальную поверхность, рассеянная радиация D и встречное излучение атмосферы Е_а.

Расход радиации слагается из отраженной коротковолновой R_к, длинноволнового излучения деятельной поверхности Е_з и отраженной от нее части встречного излучения атмосферы R_д. Приходные части потоков считаем положительными, а расходные – отрицательными.

Баланс длинноволновой радиации можно записать так:

Баланс коротковолновой радиации выражается так:

где δ – относительный коэффициент излучения;

S ` – прямая радиация;

D – рассеянная радиация;

R_к – отраженная радиация;

δЕ_а – поглощенная часть встречного излучения атмосферы;

Е_з – земное излучение;

А – альбедо земли.

Учитывая, что Q = S ` + D, а А = R_к /Q, получим

В_к = S ` + D – А/Q = S ` + D – А(S ` + D);

Уравнение полного радиационного баланса деятельной поверхности:

Радиационный баланс представляет собой фактический приход или расход лучистой энергии на деятельной поверхности, от которой зависит, будет ли происходить ее нагревание или охлаждение. Если приход лучистой энергии больше ее расхода, то радиационный баланс положителен и поверхность нагревается. Если же приход меньше расхода, то радиационный баланс отрицателен и поверхность охлаждается. От величины радиационного баланса зависит тепловой режим не только почвы или водоема, но и прилегающих к ним слоев атмосферы. На величину радиационного баланса влияют высота Солнца, продолжительность солнечного сияния, характер и состояние деятельной поверхности, замутненность атмосферы, содержание в ней водяного пара, облачность.

ПРИРОДА ПАРНИКОВОГО ЭФФЕКТА,

ЕГО ГЛОБАЛЬНЫЕ ЭКОЛОГИЧЕСКИЕ И СОЦИАЛЬНЫЕ СЛЕДСТВИЯ

Климат Земли, который зависит в основном от состояния его атмосферы, на протяжении геологической истории периодически изменялся: чередовались эпохи похолодания, когда значительные территории суши укрывались ледниками, и эпохи потепления (кстати, мы живем именно в эпоху потепления, если растаяли большие ледниковые щиты в Еврази и Северной Америке). И в последнее время ученые-метеорологи бьют в набат: сегодня атмосфера Земли разогревается намного быстрее, чем когда-либо в прошлом.

По данными ООН, с конца XIX к началу XXI ст. глобальная температура на земном шаре повысилась на 0,6 °С. Средняя скорость повышения глобальной температуры до 1970 г. составляла 0,05 °С за 10 лет, а в последние десятилетия она удвоилась.

За последние 120 лет содержание СО₂ в воздухе увеличился на 17 %. В земной атмосфере углекислый газ действует как стекло в теплице или парнике: он свободно пропускает солнечные лучи к поверхности Земли, но удерживает ее тепло. Это вызывает разогревание атмосферы, известное как парниковый эффект. По расчетам ученых, в ближайшие десятилетия из-за парникового эффекта среднегодовая температура на Земле может повыситься на 1,5-2 °С.

Атмосфера благодаря водяному пару, углекислому газу и озону задерживает большую часть излучения деятельной поверхности. В то же время на относительно свободно пропускает к земной поверхности коротковолновую солнечную радиацию. Такое свойство атмосферы называют оранжерейным (парниковым) эффектом.

В чем же состоит опасность парникового эффекта? Расчеты и моделирование на ЭВМ свидетельствуют: повышение среднегодовой температуры вызывает изменения таких важнейших климатических параметров, как количество осадков, облачный покров, океанические течения, размеры полярных ледяных шапок. Внутренние районы континентов станут суше, а побережье – более влажным, зима будет коротче и теплее, а лето – длиннее и жарче. Основные климатические зоны в северном полушарии сместятся на север приблизительно на 400 км. Это обусловит потепление в зоне тундры, таяние полярных ледяных шапок. В средних широтах, то есть в главных «хлебных» районах (Украина, Черноземная Россия, Кубань, «зерновые штаты» США), климат станет полупустынным, и урожаи зерна резко сократятся.

Глобальное потепление приведет к таянию ледников Гренландии, Антарктиды и гор, уровень Мирового океана повысится на 6-10 м, при этом будет затоплено около 20 % площади суши, где сегодня живут сотни миллионов людей, расположены города, фермы, сады и поля.

Ученые не пришли к единой мысли о том, при котором повышении среднегодовой температуры могут произойти эти отрицательные для человечества явления: одни метеорологи считают критическим значение 2,5 °С, другие – 5 °С.

В последнее время тревога ученых из-за парникового эффекта еще более усилилась. Оказалось, что, кроме углекислого газа, парниковый эффект вызывают также некоторые другие газы, такие как метан, оксиды азота, фреоны – содержание которых в атмосфере из-за деятельности человека растет.

Моделью парникового эффекта в масштабах планеты может служить климат на Венере. Ее плотная (более 9 тыс. кПа возле поверхности) атмосфера, которая на 98 % состоит из углекислого газа, за счет этого явления накалена до температуры 500 °С (при такой температуре железо становится красного цвета).

Источник

➤