Законы ослабления радиации в земной атмосфере

В п. 6.1 и 6.2 были рассмотрены процессы поглощения и рассея­ния, которые приводят к ослаблению потока солнечной радиации в земной атмосфере. При практических расчетах потоков солнечной радиации ослабление радиации, обусловленное поглощением и рас­сеянием, учитывают суммарно путем введения некоторого общего коэффициента ослабления солнечной радиации. Наиболее простой вид имеют формулы для потока монохроматической радиации. Рас­чет интегрального потока, как будет показано ниже, сопряжен с це­лым рядом трудностей.

Монохроматический поток. Рассмотрим, прежде всего, моно­хроматический поток солнечной радиации, т. е. поток излучения определенной длины волны. Пусть в точку А₁ (рис. 6.5), располо­женную на верхней границе атмосферы, поступает монохроматиче­ский поток солнечной радиации I _λo. Будем от точки А₁ отсчитывать расстояние l, проходимое солнечным лучом в земной атмосфере. По­ток радиации с длиной волны λ в точке В' на расстоянии l΄ от А обо­значим через I' _λ- Пусть луч сместился еще на малое расстояние dl' и

достиг точки В. Поток радиации в точке В обозначим через I ́_λ. Величина dI'_λ представ­ляет собой ослабление радиации на пути dl'. Обозначим через р плотность воздуха между точка­ми B́ и B. Тогда, согласно изве­стному закону Буге, ослабление радиации dI'_λ прямо пропорцио­нально I'_λ, р и dl ':

(6.3.1)

где α_λ— коэффициент пропорциональности (м²/кг), называемый массовым показателем ослабления солнечной радиации (см. п. 5.1).

Коэффициент прозрачности. На практике в качестве характе­ристики свойств ослабления солнечной радиации в атмосфере вво­дят понятие коэффициента прозрачности атмосферы. Коэффици­ент прозрачности р_λ для лучей данной длины волны определяется формулой

р_λ = ехр(-τ_λ). (6.3.11)

Коэффициент прозрачности представляет собой ту относительную долю солнечной радиации, которая достигает земной поверхности при положении Солнца в зените. Поскольку I _λ,90< I_λ0, то коэффициент прозрачности всегда меньше единицы (р_λ < 1).

Для того, чтобы получить выражение для общего интегрального потока солнечной радиации, необходимо просуммировать I_λ, по всем длинам волн, т.е. составить интеграл.

Вследствие очень сложной зависимости коэффициента прозрач­ности р_λ от λ вычисление последнего интеграла представляет значи­тельные трудности. При практических расчетах формулу для обще­го (интегрального) потока солнечной радиации записывают, вводя некоторые средние значения р и τ, в виде

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 = I₉₀/I₀. Однако в отличие от случая монохроматического потока, коэффици­ент прозрачности атмосферы для интегрального потока оказывается зависящим от массы атмосферы т. С увеличением т коэффициент прозрачности/) возрастает. Это объясняется тем, что при прохожде­нии через атмосферу солнечная радиация не только ослабляется, но и изменяет свой спектральный состав.

Наибольшее ослабление испытывает коротковолновое излучение; 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 длинноволновой радиации в общем потоке (эффект Форбса).

Фактор мутности атмосферы. Оптическую толщину атмосферы можно представить как сумму трех слагаемых:

где τ_и, τ_п, τ_пр — величины оптической толщины атмосферы, обу­словленные соответственно ослаблением радиации в сухой и чистой (идеальной) атмосфере, поглощением переменными составными ча­стями (главным образом, водяным паром, а также углекислым га­зом) и ослаблением радиации твердыми и жидкими примесями (пы­лью, каплями облаков и туманов и т. д.)