Рефракция света в атмосфере и явления, связанные с ней

Поскольку плотность воздуха меняется с высотой, то световой луч в атмосфере искривляется, что и наз. рефракцией света. Из теории рефракции следует, что луч имеет прямолинейное направление (плотность с высотой не меняется) только при падении t с высотой γ = 3,4⁰/100м (а). Если падение температуры сильное (сверхградиенты), т.е. γ > 3,4⁰/100м, то луч будет обращен выпуклостью к земной поверхности (а^,,). При падении температуры меньшем 3,4⁰/100м и при возрастании с высотой он будет обращен к земле вогнутостью (а^,) (рис.0).

Тогда в первом случае (если γ > 3,4⁰/100м, при падении t⁰ с высотой), предмет А наблюдателю будет виден в положении А^’’ (по касательной в т. О), а во втором случае (при сильных инверсиях) – в т. A’.

Если объект находится в атмосфере рефракция - земная, если в не атмосфере астрономическая. В результате астрономической рефракции видимая высота звезд больше действительной и звезды видны, когда они еще под горизонтом. Следствием этого является удлинение дня и сокращение ночи. В результате земной рефракции наблюдается явление расширение горизонта и явление миражей. При нижнем мираже

(когда очень не устойчивая стратификация) луч от предмета искривляется на разделе тепло – холод и как бы от глаза наблюдателя отражается в низ. (рис 1). При верхнем мираже (когда сильная инверсия) луч от предмета на земле искривляется в другую сторону и от глаза наблюдателя как бы отражается вверх (по касательной). При боковых миражах неоднородности температуры и плотности – по горизонтали (сильно нагретые скалы, стены)

Результаты измерения прямой и рассеянной радиации.

Прямая радиация: из анализа уравнения Бугера (Буге) S = S_oP^m следует, что поток прямо солнечной радиации S зависит только от оптической массы атмосферы m, а следовательно только от высоты солнца h_o. Поэтому до полудня S возрастает, затем падает. При облачности он (S) меньше. В годовом ходе Max – весной (т.к. воздух более чистый), Min – декабрь (когда h_o min). Хотя среднемесячные значения имеют Max в июле, Min в декабре.

S зависит, хотя и не сильно, от широты (на экваторе они мало отличаются от умеренных широт из-за запыленности и влагосодержания). С высотой S возрастает из- за уменьшения оптической массы атмосферы (в горах Max).

Рассеянная радиация(q): в течение суток изменяется также как прямая. Причины изменения те же, однако, прозрачность атмосферы влияет на q по-другому, а именно при Max прозрачности q уменьшается. Несколько по-другому зависит она и от облачности, а именно: увеличивается при облачности (не сплошная). Увеличивает ее и снежный покров. Она очень велика в Арктике и Антарктиде с высотой она убывает. Max рассеяна солнечная радиация при A_C и C_S.

Суммарная радиация(Q).

Это Q = S*sin h_o+q. Gри безоблачном небе Q имеет Max около полудня, Min – после заката Солнца. Частичная облачность увеличивает Q, сплошная – уменьшает/ Max Q - в пустынях, а в центральной Антарктиде больше, чем на экваторе.

Отражение солнечной радиации. Альбедо.

Часть суммарной радиации, попадая на поверхность Земли отражается. Величина отражения засвистит от характера поверхности. Отношение отраженной радиации к поступившей называется альбедо поверхности. Следовательно, отраженная суммарная радиация равна (Q+q)*A.

Альбедо изменяется от 60-90% для снега до 5-10% для влажного чернозема.

Max альбедо в полярных широтах в пустынях, Min- в степях и лесной зоне.

Большая часть отраженной радиации уходит за пределы атмосферы.

Поглощение солнечной радиации.

Вторая большая часть суммарной радиации поглощается поверхностью Земли и идет на и идет на нагревание поверхности. Она равна (Q+q)(1-A).

Излучение Земной поверхности (Ез)

Нагретая (в результате поглощения суммарной радиации) поверхность Земли (ее деятельный слой) сама изучает длинноволновую радиацию, которую называют собственным излучением земной поверхности. Она равна Ез=5,4*10^-8*Т⁴, Вт/ м²; это радиация инфракрасная, не воспринимающаяся глазом.

Встречное излучение (Еа)

Атмосфера нагревается не только за счет поглощения коротковолновой радиации, но и за счет, главным образом, поглощения длинноволнового излучения Земли. Ее поглощает в основном водяной пар. Другим поглотителем является углекислота CO₂ (хотя лишь в узком спектре) и озон Н₂О и СО₂ создают в атмосфере парниковый эффект задерживая в ней тепло.

Нагреваясь, атмосфера сама начинает излучать длинноволновую радиацию. Большая часть ее(70%) в виде встречного излучения приходит к земной поверхности остальная уходит в мировое пространство. Встречное излучение почти целиком поглощается земной поверхностью. Оно возрастает с увеличением облачности, т.к. облака сами сильно излучают. С высотой оно уменьшается т.к. уменьшается содержание водяного пара. Max встречного излучения на экваторе.

Эффективное излучение. (Еэ)

Встречное излучение атмосферы, как правило, несколько меньше земного излучения. Поэтому земная поверхность теряет тепло за счет разности между собственным и встречным излучением. Эта разность называется эффектом излучения: Еэ=Ез-Еа. оно представляет собой чистую потерю тепла с земной поверхности ночью т.к. ночью нагрев земли за счет поглощения коротковолновой радиации не наблюдается.

С возрастанием облачности увеличивается встречное измерение, поэтому Еэ убывает и охлаждение поверхности меньше чем в ясную ночь. В среднем за счет Еэ теряется половина тепла получаемого за счет поглощенной коротковолновой радиации. Таким образом, днем атмосфера почти не препятствует нагреванию поверхности, а ночью уменьшает ее охлаждение. В этом и состоит «парниковый эффект, «который она создает.

Радиационный баланс земной поверхности(R, кВт/м²)

Алгебраическая сумма всех радиационных потоков, приходящих к Земной поверхности и уходящих то нее, называется радиационным балансом: (Q+q)(1-A)-Eэ=R.

Суточный ход R: Max с положительными значениями в полдень, отрицательные значения, равные Еэ, ночью. Переход через ноль происходит утром после восхода солнца при его высоте 10-15º и вечером перед заходом солнцем при такой же его высоте. Он отрицателен (или близок к нулю) зимой в умеренных широтах. В целом за год он везде положителен кроме Антарктиды и Гренландии. Max R между тропиками.

Тепловой режим поверхности Земли к атмосфере.

Атмосфера в нижних слоях нагревается главным образом от поверхности Земли. Как же происходит теплообмен между атмосферой и поверхностью? Радиционный баланс поверхности, т.е. остаточная радиация (тепло) не может накапливаться т.к. в этом случае Земля, в конце концов, перегрелась бы. Она расходуется в виде теплового баланса поверхности: R=Р.+В+LЕ, где Р. - теплообмен с атмосферой, В - теплообмен с нижними слоями почвы, LЕ - теплообмен с атмосферой за счет процессов испарения и конденсации влаги. Таким образом, R на земной поверхности уравновешивается нерадиационной передачи тепла в окружающую среду. Так теплообмен с атмосферой осуществляется путем турбулентной теплопроводности. С нижележащими слоями почвы теплообмен происходи в результате теплопроводности. Фазовый теплообмен происходит при процессах испарения и конденсации.

Тепловой режим поверхности Земли.

Поскольку атмосфера нагревается и охлаждается в основном от поверхности целесообразно рассмотреть процесс ее теплового режима.

Тепловой режим поверхности определяется ее теплофизическими характеристиками. В почве тепло распространяется по вертикали путем молекулярной теплопроводности, а в водоемах также путем турбулентного перемешивания водных слоев, путем конвекции (опускания в низ холодной воды и перемещения вверх более теплой) и испарения. В связи с тем, что теплообмен в водоемах по сравнению с сушей более эффективный, а также из-за более глубокого проникновения радиации в глубь воды и большой ее теплоемкости, суточные колебания температуры в воде и почве составляют соответственно десятки метров и менее одного метра, а годовые сотни метров и 10-20 метров.

Ночью и зимой вода теряет тепло на поверхности, но взамен его приходит тепло из нижележащих слоев. Поэтому температура на поверхности уменьшается медленно. На поверхности почвы тепло уходит без восполнения снизу, поэтому суша охлаждается значительно быстрее. По этой же причине днем и летом почва нагревается сильнее, а вода слабее. В целом за теплое время года водоем медленно накапливает тепло и в холодный период отдает его атмосфере.

Распространение тепла в почве.

Теплообмен в почве осуществляется путем молекулярной теплопроводности по закону Фурье: первый закон: чем больше влажность и плотность почвы, тем луче она проводит тепло тем быстрее распространяется тепло в глубину. Причем период колебания температуры не изменяется с глубиной, т.е. на глубине наблюдается как суточный ход (с периодом 24 часа) так и годовой (с периодом 12 месяцем). Второй закон: хотя период колебаний с глубиной не меняется, но амплитуда уменьшается, а именно: возрастание глубины в арифметической прогрессии приводит к уменьшению амплитуды геометрической прогрессии:

Az=Ao*e^-z√A/KTk где К- коэффициент температуропроводности, Тк- период колебаний. Третий закон: сроки поступления максимальных и минимальных температур, как в суточном, так и в годовом ходе запаздывают с глубиной пропорционально увеличению глубины: T=Z/2√Tk/kT, где Т – время запаздывания.

Четвертый закон: глубины слоев постоянной и суточной температуры относятся между собой как корни квадратные из периодов колебания т.е как 1√365. Это значит что глубина, на которой затухают годовые колебания в 19 раз больше глубины, на которой затихают суточные колебания.

Турбулентный теплообмен в атмосфере.

Решающее значение для теплового режима атмосферы имеет теплообмен с земной поверхностью путем турбулентной теплопроводностью. Поэтому рассмотрим понятие о турбулентности и характеристики ее интенсивности. Движение воздуха в атмосфере носят порывистый турбулентный характер т.к. в атмосфере возникают и распадаются вихри и струи различных размеров, движущиеся по всем направлениям. В связи с этим они могут переносить тепло как по вертикали, так и горизонтали из одного места в другое. Природа турбулентности двоякая. Она, может быть, вызвана динамическими причинами, когда в соседних слоях различна скорость ветра. Термическая турбулентность связана неоднородностью поля температуры, которая вызывает силу плавучести (теплый воздух поднимается вверх, холодный опускается вниз). Турбулентность проводник к сильному перемешиванию воздуха особенно по вертикали. Оно сильнее в тысячи и десятки тысяч раз, чем перемешивание путем молекулярной диффузии. Перенос какой-то субстанции q в результате турбулентности можно характеризовать потоком субстанции, т.е. массой субстанции переносимой через единицу площади в единицу времени. Эта величина называется турбулентным потоками измеряется в кг/м² с. Из физических представлений ясно что поток субстанции В пропорционален градиенту массовой доли субстанции q. В случае переноса субстанции по вертикале он может быть выражен формулой: Bв=-A*δq/δz, где. А - коэффициент турбулентного обмена, зависящий от атмосферных условий и характера подстилающей поверхности. A=K_zq K_z-коэфициент турбулентности, q плотность воздуха. K_z=1/S∑^N_j=1j(z-zj)Sj эта величина характеризует интенсивность, (где S площадь горизонтальной площади, N общее число перемещающихся частиц, Sj поперечное сечение частицы, j=1вертикальная составляющая скорости, (z-zj) составляющие уровни перемещения частиц) периода субстанции вертикали. К₂ растет с высотой. В суточном ходе К_z имеет Max после полудня и Min после полуночи. Обычно коэффициент турбулентности измеряют м²/с. В пределах приземного слоя K=K₁z/z^д_л, где K₁- коэффициент турбулентности на z₁=1м. Турбулентностью обусловлен соответствующий поток тепла в атмосфере. Вертикальный поток можно выразить так:

Qв = -Cpq Κ δa\δz = -CpqΚ(γ_сa-γ), где К - коэффициент турбулентности, γ_сa- сухоадиабатический градиент, Q- потенциальная температура. Из формулы видно, что поток положительной (Qв>0)т.е. направлен верх, если γ>γa, т.е. когда стратификация атмосферы неустойчива. Если стратификация устойчива (γ<γa), то Q<0 и турбулентный поток тепла направлен вниз. При равновесной стратификации γ=γa поток тепла равен 0.

Изменения температуры воздуха.

Изменения температуры воздуха могут быть из-за различных причин. Эти причины связаны с уравнением теплового баланса. Однако они могут быть и без теплообмена, например, адиабатические. Различают также не периодические изменения, связанные с переносом воздушных масс (адвентивные).

Периодические изменения (суточные и годовые) связаны в основном с радиационными факторами и теплообменом с почвой т.к. воздух нагревается или охлаждается от земной поверхности. В связи с этим амплитуда суточных и годовых колебаний температуры воздуха меньше чем на почве.

Суточный ход хорошо заметен в ясные дни. Max его приходится на 14-15 часов когда снижается температура почва становится равной температуры воздуха. С этого момента дальнейшее падение температуры почвы приводит и к понижению температуры воздуха. Min температура воздуха наблюдается утром после восхода Солнца (через 15 минут), когда происходит теплообмен между почвой и воздухом.

Амплитуда суточного хода температуры воздуха зависит от суточной амплитуды температуры на поверхности почвы от облачности от времени года от широты характера рельефа высоты.

Амплитуда уменьшается с увеличением облачности, широты, высоты, зимой, на выпуклых формах рельефа.

Годовая амплитуда температуры воздуха растет с широтой. Она меньше над водоемами, на высотах. В зависимости от широты и континентальности выделяют следующие типы годового хода температур воздуха:

1. Экваториальный (малая амплитуда, 2 Max, когда солнце в зените и 2 Min, когда положение Солнце стояние)

2. Тропический (амплитуда больше чем на экваторе. Max когда Солнце в зените, Min при низком стоянии Солнца над горизонтом)

3. Умеренный (очень большая годовая амплитуда особенно на суше Max летом, Min зимой). Выделяют подтипы:

· Субполярный

· Умеренный

· Субтропический

4. Полярный (амплитуда также очень велика, Max летом, Min март, над океанами амплитуда меньше и экстремумы могут сместиться на один месяц.)

Географическое распределение температуры воздуха земной поверхности: - С широтой уменьшается. Min приходится в Северном полушарии на районах Якутии (-48-50ºC), Гренландии. Max в тропических пустынях (Сахара, Аравия, Центральная Азия, Калифорния (32-36 ºC).