Радиация на верхней границе атмосфер

Часть приходящей на верхнюю границу атмосферы радиации отражается системой Земля — атмосфера в космическое пространство, другая часть поглощается. Сама система Земля — атмосфера также излучает в космическое пространство поток радиации. Таким образом, радиационный баланс на верхней границе атмосферы может быть определен как [c.21]

Рис. 1.1. Радиационный баланс Земли. Верхняя сплоитая линмя показыва01 средний поток солнечной энергии, достигающий внешней границы атмосферы. Нижней сплошной линией показано среднее количество поглощаемой солнечной энергии, а штриховой линией — уходящей в пространство радиации. Обе нижние кривые представляют усредненные результаты спутниковых измерений между июнем 1974 г. и февралем 1978 г. и взяты из [862]. Значения даны в ваттах на квадратный мотр. Горизонтальный масштаб таков, что расстояния между отметками широт пропорциональны заключенным между ними площадям поверхности Земли, т. е. он линеен относительно синуса широты.

Как же распределяется энергия, поступающая от Солнца На рис 1.4 представлена обобщенная схема теплового баланса и показаны потоки радиации между атмосферой и подстилающей ее поверхностью. Из 1050 ккал энергии, поступающей ежегодно на единицу площади (1 см ) на верхней границе атмосферы, 275 ккал отражается облаками и 75 ккал - подстилающей поверхностью (главным образом ледяными шапками континентов и плавающими льдами). В самой атмосфере молекулами различных газов и частицами аэрозолей поглощается энергия, эквивалентная 250 ккал. [c.15]

Угловое, высотное и спектральное распределения интенсивностей поля коротковолновой радиации определяются процессами отражения солнечного излучения подстилающей поверхностью, молекулярным и аэрозольным рассеянием радиации, молекулярным и аэрозольным поглощением коротковолновой радиации Солнца. В связи с изменением освещенности на верхней границе атмосферы в зависимости от угла визирования Солнца и вариациями оптической толщи аэрозоля, поглощательной способности газовых компонентов по линии визирования в зависимости от зенитного и азимутального углов наблюдения спектральные интенсивности коротковолновой радиации при фиксированном состоянии атмосферы в значительной мере будут определяться положением Солнца на небосводе. [c.183]

Хорошо известно, что облаком называют видимую совокупность взвешенных капель воды или кристаллов льда, находящихся на некоторой высоте над земной поверхностью. Рассеянный в атмосфере солнечный свет частично поглощается ею, а остальная его часть отбрасывается облаками в космическое пространство. Большие грозовые тучи темны - почти весь падающий солнечный свет, многократно рассеявшись на капельках воды, уходит вверх. Непосредственные измерения отражательной способности облаков (альбедо) могут производиться на самолетах, аэростатах или спутниках. Эти измерения показывают возрастание альбедо облаков с увеличением их вертикальной мощности (толщины). Например, установлено, что из величины потока солнечной радиации, падающей на верхнюю границу атмосферы, в среднем достигает поверхности океана при безоблачном небе около 80%, а при сплошной облачности лишь около 20%. [c.275]

На верхней границе атмосферы иа площадку величиной 1 сл, перпендикулярную к солнечным лучам, поступает 1,94 ккал радиации (излучения) в минуту. Эта солнечная постоянная представляет собой энергию, получаемую от солнца, без учета потерь на поглощение в земной атмосфере. [c.23]

Тропосфера почти совершенно прозрачна по отношению к проходящей через нее коротковолновой солнечной радиации, но имеющийся в ней водяной пар сильно поглощает длинноволновое (тепловое) излучение Земли. Точной верхней границы атмосферы указать нельзя, так как плотность воздуха непрерывно убывает с высотой. У поверхности Земли плотность сухого воздуха при 0°С в среднем равна 1290 г/м , на высоте 10 км она около 400 г/м , а на высоте 20 км — примерно 90 г/м . [c.10]

Поток солнечной радиации, приходящий на верхнюю границу атмосферы, Ф , может быть вычислен исходя из рассмотрения чисто астрономических факторов. Практически это можно сделать с помощью номограмм [474] или путем решения следующего уравнения [c.47]

Содержание озона О3 в атмосфере Земли незначительно и составляет 4 10" (по объему), или 7,6 10 % (по массе) общая масса озона достигает 3,1 10 г. Озон образуется в атмосфере под действием электрических разрядов, синтезируется из кислорода под влиянием коротковолновой космической ультрафиолетовой радиации. В пределах атмосферы повышенные концентрации озона образуют озоновый слой, имеющий важное значение для обеспечения жизни на Земле. Границы слоя варьируют в зависимости от широты и времени года. Существенное влияние на мощность озонового слоя оказывает экологическое состояние планеты, степень ее загрязнения. Максимальная концентрация озона характерна для верхней приграничной зоны слоя, в пределах которой задерживается значительная доля УФ-излучения и происходит синтез молекул озона. Если бы коротковолновое УФ-из-лучение достигло биосферы при начальной интенсивности, это оказало бы губительное воздействие на живые организмы. Озоновый слой экранирует и защищает Землю от гибельного воздействия УФ-лучей. Но излишне высокое содержание озона также нежелательно, поскольку он может оказывать токсичное, разрушительное воздействие на живые организмы из-за высоких окислительных свойств. [c.81]

В крупных промышленных центрах туман может смешиваться с промышленным дымом, образуя смог [103]. Смоги обладают сильным токсическим воздействием и наносят огромный вред здоровью людей. Образованию смога в крупных промышленных районах способствуют сажистые частицы промышленного аэрозоля, которые являются ядрами конденсации. Обладая высокой поглощательной способностью, сажистые частицы, поглощая коротковолновую радиацию, создают температурную инверсию. Расчеты показали, что вблизи верхней границы промышленной дымки скорость нагрева атмосферы за счет поглощения коротковолновой радиации может составлять 10—15 К/сут, в то время как поглощение излучения подстилающей поверхностью уменьшается в 1,5 раза. Изменение структуры радиационного баланса в пограничном слое атмосферы и приводит к возникновению температурной инверсии. В результате резко уменьшается турбулентный массообмен и нарушается циркуляция воздуха над промышленным районом. В ночных условиях смог создает парниковый эффект, уменьшая степень радиационного выхолаживания подстилающей поверхности. Образующийся в результате растворения сернистого газа 502 в каплях тумана аэрозоль растворов серной кислоты обладает сильной поглощательной способностью в окне прозрачности 10 мкм атмосферы, что и определяет его парниковое воздействие. Смоги являются частым явлением над крупными промышленными центрами, такими, как Лос-Анджелес, Нью-Йорк, Лондон. [c.128]

Над акваторией Атлантики пылевое облако достигает максимальной плотности на высотах 3—4 км. При этом высота его нижней границы увеличивается по мере удаления от источника генерации аэрозоля, а приводный слой атмосферы является довольно прозрачным. Вертикальные профили температуры при наличии пылевого облака весьма специфичны. Вследствие поглощения солнечной радиации в видимой и ближней ИК областях спектра вертикальный градиент температуры атмосферы в зоне пылевого облака в нижней части атмосферы сильно уменьшается, а под зоной максимума плотности аэрозоля создается локальная температурная инверсия. Выше максимума плотности аэрозольного слоя вертикальный градиент температуры возрастает по сравнению со свободной атмосферой. В этих условиях наблюдается увеличение интенсивности радиационного выхолаживания в приземном слое атмосферы и в окрестности верхней границы пылевого облака, в то время как в зоне пылевого облака лучистый теплообмен ослабляется. [c.203]

Ситуация резко изменяется, однако, в условиях присутствия облаков над морскими акваториями по следующим причинам. Во-первых, морской аэрозоль, как правило, располагается ниже верхней границы облачного покрова и его оптическое воздействие экранируется облачным покровом. Во-вторых, альбедо системы морская поверхность—облако резко возрастает. Последнее приводит к тому, что аэрозоль, присутствующий в тропосфере выше облачного покрова, уменьшает альбедо б. Это уменьшение альбедо оказывается более значительным, если аэрозоль поглощает коротковолновую радиацию. Последнее имеет место в реальной атмосфере, так как надоблачный аэрозоль представляется ансамблем сухих частиц средней глобальной солевой фракции и минеральной пыли. Надоблачный слой пылевого аэрозоля оптической толщиной Та = 0,2 уменьшает альбедо системы подстилающая поверхность— атмосфера на 3 %. Над океанами влияние атмосферного аэрозоля на альбедо определяется степенью покрытия небосвода облаками. [c.209]

Верхняя граница тропосферы условна. Слой на протяженности 20—50 км от поверхности Земли называется стратосферой. В этом слое атмосфера значительно разрежена, содержание влаги мало, а температура воздуха очень низкая (на высоте 30 км около —50 С). В стратосфере под воздействием космического излучения и коротковолновой радиации солнца молекулы кислорода ионизируются, в результате чего образуется озон, выполняющий защитную функцию от проникающей радиации (таким образом атмосфера в известной мере является регулятором уровня солнечной радиации, поступающей на Землю). Солнце ежесекундно посылает на Землю энергию порядка 4,19-10 Дж. Только половина этой энергии достигает земной поверхности (остальное количество поглощается поверхностью планеты), а 14 % отражается обратно в мировое пространство. [c.118]

На излучение в одну минуту Солнце теряет 2,5- 10 т массы, что составляет за год 130 трл т. На 1 верхней освещенной границы атмосферы Земли в минуту поступает 1368 Вт. Эту величину принято называть солнечной постоянной. Активно поглощая приходящую коротковолновую радиацию, земная поверхность излучает энергию в длинноволновой части спектра. Средняя многолетняя температура Земли за человеческую историю практически не меняется, что говорит о некотором равновесии между приходом и уходом радиационной энергии. Это соотношение обычно записывается в виде [c.6]

Известно, что альбедо системы подстилающая поверхность—атмосфера существенно зависит от климатического пояса и определяется отражательной способностью подстилающей поверхности, степенью покрытия небосвода облаками, поглощающими и рассеивающими свойствами газовой фазы атмосферы [70]. Разные типы подстилающей поверхности обладают сильно различающимися способностями поглощать и отражать коротковолновую радиацию и имеют весьма различные альбедо. Например, альбедо морской поверхности не превосходит значения 0,1, альбедо растительного покрова близко к 0,4, а альбедо снега может достигать значения 0,8—0,9. Альбедо различных форм облаков также существенно варьирует в зависимости от положения Солнца на небосводе и степени их развитости. Для выяснения влияния атмосферного аэрозоля на альбедо важно знание высоты верхней и нижней границ облачности, степени перекрытия небосвода облаками нижнего, среднего и верхнего ярусов. [c.208]

Как мы уже отмечали, анализ методом Гаусса [уравнение (9)] показывает, что небольшая часть геомагнитного поля связана с источниками, расположенными вне Земли. Такими источниками являются электрические токи в ионосфере - области, простирающейся от высоты 80 км до внешней границы верхней атмосферы и состоящей из заряженных частиц, либо захваченных из солнечного ветра и космического излучения, либо созданных ионизацией атомов и молекул верхней атмосферы солнечной радиацией высокой энергии. Токи-это крупномасштабные потоки ионосферных частиц, создаваемые электрическими и механическими силами, интенсивность которых зависит от плотностей и средних скоростей потока этих частиц. Основными токами, представляющими здесь интерес, являются 1) атмосферное динамо-тот, текущие на высоте порядка 100 км и возникающие вследствие приливных движений ионосферы под действием солнечных и лунных гравитационных сил или солнечного нагрева ионосферы 2) кольцевой ток--поток захваченных геомагнитным полем протонов, направленный с востока на запад и сосредоточенный вокруг геомагнитного экватора на среднем геоцентрическом расстоянии порядка 3) токи на магнитопаузе. [c.126]

Энергия солнечной радиации, достигаюп ая верхних границ атмосферы, равна 1,25 -10 шл в год, причем лишь 40% ее проникает до земной поверхности, а остальное количество рассеивается и ноглош,ается облаками и атмосферой. Из 5 10 з шл, достигающих поверхности Земли, 50% приходит в форме инфракрасных и ультрафиолетовых лучей, не используемых для фотосинтеза, и по крайней мере 20% абсорбируется скалами, песками и распаханными нолями иди отражается снегами и льдами. Таким образом, не более 2 10 шл падает на покрытые растительностью части суши и содержащие планктон моря. Из этого количества но крайней мере 10% отражается водной поверхностью и теряется при поглощении видимого света водой и растворенными ионами. Н а суше также 10—20% всей радиации, падающей на растительный покров, теряется при отражении.. le a и заросли более интенсивно улавливают свет, чем поля и луга, и потому кажутся темными пятнами на аэрокартах. [c.23]

Задача моделирования атмосферы состоит в том, чтобы найти удовлетворительный способ представления эффектов конвекции без моделирования деталей подъема и опускания объемов воздуха. В радиационно-конвективных моделях эффекты конвекции представлены очень простым способом. Во-первых, не учитываются изменения в горизонтальном направлении, так что температура и другие величины зависят только от высоты (или, что эквивалентно, от давления). Распределение газов, поглощающих радиацию (углекислого газа, озопа), облаков и относительной или абсолютной влажности фиксировано, как и приходящий на верхнюю границу атмосферы поток коротковолновой радиации. Начальное распределение температуры эволюционирует к равновесному при этом учитываются не только радиа-циопиые, по также и конвективные потоки. Предполагается, что конвекция происходит только тогда, когда радиационные потоки стремятся увеличить вертикальный градиент выше определенного критического значения. Затем вводится встречный конвективный поток, который перераспределяет (ио не добавляет и не отнимает) тепло таким образом, чтобы сохранить вертикальный градиент иа критическом уровне. Трудность состоит в выборе критического значения. Обычно его полагают просто равным наблюдаемому среднему вертикальному градиенту в нижней атмосфере, а именно 6,5 /км. Результат такого расчета [515] показан на рис. 1.4 и дает достаточно хорошее приближение к наблюдаемому среднему профилю температуры. Само по себе это является некоторым улучшением модели чисто радиационного равновесия, однако о ее ограничениях ие следует забывать. [c.24]

Если попытаться представить себе энергетическую схему взаимодействия, то в самом упрощенном варианте она будет выглядеть следующим образом. Приходящая на верхнюю границу атмосферы солнечная радиация после энергопревращеиий в атмосфере (поглощение и излучение облаками, обратное рассеяние облаками и аэрозолями) формирует, как правило, положительное радиационное сальдо океана, которое обусловливает передачу тепловой энергии из океана в атмосферу в виде явного тепла и испарения, Процессы конвекции и турбулентного переноса формируют за счет поступившего в ногранслое тепла энергетику атмосферы до больших высот. Неравномерное накопление тепла обусловливает возникновение пространственных градиентов. Запасенная таким образом потенциальная энергия реализуется в кинетической энергии атмосферных движений, совершающих работу над полями океана, а также в прямом воздействии в системе уровень океана — атмосферное давление, анализировавшемся для синоптических процессов в работах [169, 176, 177, 252], а для крупномасштабных процессов рассмотренном частично в [113]. Возникающее перемещение вод океана переносит тепловые свойства, усиливая пространственную дифференциацию их обмена с атмосферой. [c.7]

Древесина, нагретая за счет радиации,, отдает свое тепло лакокрасочному покрытию, и поэтому сушка терморадиационным методом начинается на границе древесина — лак, а не лак— воздух, как при конвекционном методе. При этом направление потока тепла (от нагретой древесины к поверхности покрытия) совпадает с направлением движения испаряющихся растворителей, благодаря чему увеличивается скорость отверждения, и /]учшается качество лакового покрытия, так как пары растворителя беспрепятственно удаляются в атмосферу, не нарушая целостности верхних, еще не отвердевших слоев пленки. Механизм сушки пленки инфракрасными лучами представлен на рис. 35. [c.161]

Справочник химика 21

Химия и химическая технология