e
|
0,14
|
0,20
|
0,24
Суммарная радиация, в отличие от прямой и
рассеянной, очень слабо зависит от оптической толщины τ:
с увеличением τ суммарная радиация
медленно уменьшается.
Поток суммарной радиации увеличивается
сравнительно медленно до широты 50°, а затем растет очень быстро до
субтропических широт, где наблюдается максимум Q. 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 Q на всем земном шаре
составляет около 215 Вт/м2. Средний годовой поток рассеянной радиации
изменяется с широтой и при переходе от одного пункта к другому в значительно
более узких пределах: изменение i не превышает 25-50 Вт/м2.
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:
(3.2)
(3.3)
где Q0 - поток суммарной радиации
при безоблачном небе; n - количество облаков (в долях
единицы); a, b, f -
эмпирические коэффициенты: b - можно считать примерно постоянным
(равным 0,38); коэффициенты f и а различны на суше и море и зависят от широты (). На суше они принимают следующие
значения:
|
0
|
10
|
20
|
30
|
40
|
50
|
60
|
70
|
75
|
80
|
85
|
f
|
0,65
|
0,66
|
0,67
|
0,68
|
0,67
|
0,64
|
0,60
|
0,50
|
0,45
|
-
|
-
|
a
|
0,38
|
0,40
|
0,37
|
0,36
|
0,38
|
0,40
|
0,36
|
0,18
|
0,16
|
0,15
|
0,14
|
На основе анализа результатов измерений
солнечной радиации на морях установлен вид функции пропускания Р суммарной
радиации для атмосферы в целом (с учетом поглощения и рассеяния). По средним
данным, зависимость Р от количества облаков n,
давления водяного пара е и дефицита давления пара d
имеет следующий вид:
(3.4)
Здесь а1 = 1,0-0,11, x = (1,1 - n)d, где e и d - в гПа; Qn и Q0 - 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/м2); - полусумма количества общей и
нижней облачности (в долях единицы). При отсутствии сведений о влажности
воздуха расчет Р можно производить по формуле:
(3.5)
Согласно формуле (3.5), из потока
солнечной радиации, падающей на верхнюю границу атмосферы, в среднем достигает
поверхности океана при безоблачном небе (n = 0) около
80%, при n = 0,5 около
65%, а при сплошной облачности (n = 1) лишь около 20 %. Относительная
ошибка расчета Qn по формулам (3.4) и (3.5) не
превышает 20 % соответственно в 80 и 75 % случаев;
ошибка меньше 30 % обеспечивается
этими формулами в 90 и 89 % случаев.
В случае кучевых облаков средние
значения связаны линейной зависимостью с их
количеством n:
(3.6)
где n - в баллах.
Коэффициент корреляции между и n равен 0,85.
Дисперсия σ2 принимает
максимальные значения при n, равных 4-6 баллам.
При наличии снежного покрова потоки
рассеянной и суммарной радиации больше, чем при отсутствии его. Согласно М. С.
Аверкиеву, поправочный множитель для суммарной радиации имеет вид:
(3.7)
где r- альбедо
земной поверхности. При r = 0,20 (травяной покров) k = 1,04,
при r = 0,80 (снег)
k = 1,19. Таким образом поток суммарной радиации над снежной поверхностью
увеличивается в 1,14 раза по сравнению с травяным покровом.
4. Альбедо
Альбедо, или отражательной способностью
какой-либо поверхности, называют отношение потока отраженной данной
поверхностью радиации к потоку падающей радиации, выраженное в долях единицы
или в процентах.
Наблюдения показывают, что альбедо различных
поверхностей изменяются в сравнительно узких пределах (10-30%), исключение
составляют снег и вода. Альбедо снега в среднем составляет 60%, а при
свежевыпавшем снеге может достигать 90%. Альбедо водной поверхности сильно
зависит от угла падения солнечных лучей:
|
90
|
50
|
45
|
20
|
5
|
Альбедо,
%
|
2
|
4
|
5
|
12
|
35
|
В целом альбедо водных поверхностей (океанов)
меньше, чем альбедо суши; его средние значения колеблются между 0,06 в
экваториальной зоне и 0,15-0,20 на широте 60-70° (при этом альбедо больше 0,15
наблюдается только зимой).
Альбедо облаков. Большой интерес представляют
данные об альбедо облаков. Непосредственные измерения альбедо облаков
произведены на самолетах и аэростатах. Альбедо облаков, согласно измерениям,
существенно зависит от вертикальной протяженности (толщины) облачности. Альбедо
возрастает с увеличением толщины облаков. Это возрастание происходит более
быстро при малой толщине облаков (до 200-300 м) и замедляется при дальнейшем ее
увеличении.
Альбедо зависит от формы облаков. Наибольшими
значениями альбедо характеризуется высоко-кучевая и слоисто-кучевая облачность.
Так, при одинаковой толщине (300 м) альбедо Ас равно примерно 73 %, Sc - 64 %,
смешанных облаков Sc-Си - около 52 % (в районе Архангельска) и Ас - 71%, Sc -
56% (в районе Москвы).
Более полные исследования радиационных
характеристик слоистых и слоисто-кучевых облаков проведены на Украине (Н. И.
Гойса, В. М. Шошин). Средние значения альбедо оказались равными: 73 % Для St
(при средней толщине облаков 430 м и их водности 0,20 г/м3, по наблюдениям в 58
случаях), 66% для Sc (при средней толщине облаков 350 м и их водности 0,13
г/м3, по наблюдениям в 54 случаях). Функции пропускания для этих облаков
соответственно равны 21 и 26 %. С ростом толщины облака Δh
альбедо
r растет, а функция
пропускания Р уменьшается:
Δh
|
100
|
120
|
145
|
185
|
225
|
275
|
325
|
375
|
425
|
550
|
650
|
850
|
r, %
|
31
|
37
|
44
|
52
|
59
|
66
|
71
|
74
|
76
|
79
|
81
|
82
|
P, %
|
63
|
56
|
50
|
39
|
32
|
27
|
23
|
21
|
18
|
16
|
14
|
12
|
Альбедо увеличивается, а функция пропускания
уменьшается с ростом так называемого водозапаса облака (массы капель воды в
вертикальном столбе единичного сечения). Альбедо r,
функции пропускания Р и поглощения А зависят от высоты Солнца. При толщине
облака 350 м эта зависимость такова:
|
10
|
20
|
30
|
40
|
50
|
r, %
|
76
|
73
|
71
|
69
|
67
|
P, %
|
18
|
20
|
22
|
24
|
26
|
A, %
|
6
|
7
|
7
|
7
|
7
|
С увеличением альбедо земной поверхности растут,
согласно этим данным, функции поглощения А и пропускания Р, что объясняется
поглощением идущего от земли потока радиации облаком и вторичным отражением его
от нижней поверхности облака. Перистые облака в большинстве случаев отличаются
меньшими значениями альбедо по сравнению с остальными формами облаков; и только
плотные перисто-слоистые облака, имеющие большую вертикальную протяженность,
хорошо отражают солнечную радиацию (r
=74 %).
Альбедо слоя rвг(n)
связано с альбедо собственно облаков гoбл
соотношением:
(4.1)
При отсутствии облаков альбедо в
свободной атмосфере изменяется с высотой незначительно (при альбедо земной
поверхности, равном 15-20 %, в слое 1-3 км альбедо, по данным измерений,
уменьшается в среднем на 0,3 % на 1 км высоты), поэтому можно положить rвг(0) - rнг. Из
соотношения (4.1) следует
солнечный
радиация альбедо
(4.2)
На альбедо и другие радиационные
характеристики облачного слоя оказывает влияние (наряду с n и толщиной
облаков) высота Солнца. Однако это влияние существенно лишь при высоте Солнца
меньше 30°. При проводимых наблюдениях высота Солнца в 94 % случаев превышала
30°. Среднее значение rнг составило 14,5%, причем значения rнг<13% и rнг >20 %
зафиксированы только в 20 % случаев (минимальные значения rнг, равные
5-6%, наблюдались весной вскоре после схода снежного покрова).
Анализ опытных данных показал, что
связь между rвг(n) и n может быть
с удовлетворительной точностью аппроксимирована выражением
(4.3)
где альбедо - в процентах; n - в баллах.
Коэффициент корреляции между
фактическими значениями rвг(n) и
рассчитанными по выражению (4.3) достаточно высок: он равен 0,91 ±0,01. Среднее
квадратическое отклонение вычисленных по (4.3) значений rвг(n) от
фактических составляет 4,5 %, среднее арифметическое из абсолютных отклонений
этих величин равно 3,3 %.
Альбедо собственно облаков rобл(n)
определенное по (4.2), при увеличении n до 6-7
баллов остается практически постоянным (31-34 %), а затем быстро возрастает и
при n = 10 баллам
приближается к rвг(n). Объяснить
такой ход rобл(n) можно тем,
что при небольшом количестве облаков расстояние между ними велико (существенно
больше толщины) и отдельные облака в отношении радиации ведут себя
самостоятельно, не взаимодействуя друг с другом. При увеличении n растут геометрические
размеры отдельных облаков, в том числе их толщина.
Радиация, рассеянная боковыми
частями одних облаков, достигает поверхности других и вновь рассеивается.
Вследствие этого увеличивается отражательная способность облачного слоя в
целом, а также растет поглощательная способность под влиянием увеличения длины
пути солнечных лучей в облачном слое. В таком слое альбедо безоблачного
пространства на верхней границе облаков rвг(0) уже
нельзя считать равным альбедо атмосферы на уровне нижней границы облаков rнг .
Анализ опытных данных показал, что
альбедо облачного слоя rвг(n) слабо
зависит от толщины. Объясняется это тем, что альбедо самих облаков существенно
изменяется при увеличении их толщины лишь при малых значениях последней
(рассеивание радиации в облаке происходит главным образом в его верхней части).
Так, альбедо облаков растет от 40 до 72 % при увеличении их толщины от 100 до
400 м, дальнейший рост толщины до 700 м сопровождается увеличением альбедо
только на 10 %.
Похожие работы на - Солнечная радиация
|