поглощение радиоволна

Радиация в атомсфере РАДИАЦИЯ В АТМОСФЕРЕ (по С. П. Хромову) О радиации вообще Электромагнитная радиация, в дальнейшем называемая здесь просто радиацией или излучением, есть форма материи, отличная от вещества. Частным случаем ее является видимый свет; но к ней относятся также поглощение радиоволна невоспринимаемые глазом гамма-лучи, рентгеновы, ультрафиолетовые, инфракрасные лучи, радиоволны. Радиация распространяется по всем направлениям от источ­ника радиации, излучателя, в виде электромагнитных волн со скоростью, очень близкой к 300 000 км/сек. Электромагнитными волнами называются распространяющиеся в пространстве коле­бания, т. е. периодические изменения, электрических и магнит­ных сил; они вызываются движением электрических зарядов в излучателе. Все тела, имеющие температуру выше абсолютного нуля, ис­пускают радиацию при перестройке электронных оболочек их атомов поглощение радиоволна молекул, поглощение радиоволна также при изменениях в колебании атом­ных ядер в молекулах поглощение радиоволна во вращении молекул. В метеорологии приходится иметь дело преимущественно с этой температурной радиацией, определяемой температурой излучающего тела поглощение радиоволна его излучательной способностью. Наша планета получает такую ра­диацию от Солнца; земная поверхность и атмосфера в то же время сами излучают температурную радиацию, но в других диапазонах длин волн. Радиоволны, возбуждаемые в технических радиопередающих устройствах, как известно, имеют длины волн от миллиметров до километров. Температурная же радиация имеет длины волн от сотен микронов до тысячных долей микрона, т. е. от десятых до миллионных долей миллиметра. Еще короче волны рентге­нова излучения поглощение радиоволна гамма-излучения, не являющихся температур­ными (они связаны с внутриядерными процессами). Длины волн радиации измеряют с большой точностью, поглощение радиоволна по­тому удобно выражать их в единицах значительно меньших, чем микрон. Это миллимикрон (ммк) — тысячная доля микрона поглощение радиоволна ангстрем (А) — десятитысячная доля микрона. Например, длину волны 0,5937 мк можно еще написать: 593,7 ммк или 5937 А. Но в этой книге мы будем приводить длины волн преимущест­венно в микронах. Температурную радиацию с длинами волн от 0,002 до 0,4 мк называют ультрафиолетовой. Она невидима, т. е. не вос­принимается глазом. Радиация от 0,40 до 0,75 мк — это види­мый свет, воспринимаемый глазом. Свет с длиной волны около 0,40 мк — фиолетовый, с длиной волны около 0,75 мк — крас­ный. На промежуточные длины волн приходится свет всех цве­тов спектра. Радиация с длинами волн больше 0,75 мк поглощение радиоволна до нескольких сотен микронов называется инфракрасной; она, так же как поглощение радиоволна ультрафиолетовая, невидима. В метеорологии принято выделять коротковолновую поглощение радиоволна длинноволновую радиацию. Коротковолновой называют радиацию в диапазоне длин волн от 0,1 до 4 мк. Она включает, кроме ви­димого света, еще ближайшую к нему по длинам волн ультра­фиолетовую поглощение радиоволна инфракрасную радиацию. Солнечная радиация на 99% является такой коротковолновой радиацией. К длинновол­новой радиации относят радиацию земной поверхности поглощение радиоволна атмо­сферы с длинами волн от 4 до 100-120 мк. Тело, испускающее температурную радиацию, охлажда­ется; его тепловая энергия переходит в энергию радиации, в лучистую энергию. Когда же радиация падает на другое тело и поглощается им, лучистая энергия переходит в другие виды энергии, главным образом в теплоту. Это значит, что темпера­турная радиация нагревает тело, на которое она падает. К температурной радиации относятся известные из физики законы излучения Кирхгофа, Стефана—Больцмана, Планка, Вина. В частности, в соответствии с законом Стефана—Больц­мана энергия излучаемой радиации растет пропорционально че­твертой степени абсолютной температуры излучателя. Распре­деление энергии в спектре радиации, т. е. по длинам волн, зави­сит, по закону Планка, от температуры излучателя. В соответствии с законом Вина длина волны, на которую приходится максимум лучистой энергии, обратно пропорциональна абсолютной тем­пературе излучателя. Это значит, что с повышением темпера­туры максимум энергии перемещается на все более короткие волны. Указанные законы относятся к так называемому абсолютно черному телу, т. е. к телу, которое поглощает всю падающую на его радиацию поглощение радиоволна само излучает максимум радиации, возможный при данной температуре. Однако с определенными поправками они применимы ко всем вообще телам. Некоторые вещества в особом состоянии излучают радиа­цию в большем количестве поглощение радиоволна в другом диапазоне длин волн, чем это следует по их температуре. Таким образом, возможно, например, излучение видимого света при таких низких темпе­ратурах, при которых вещество обычно не светится. Эта радиа­ция, не подчиняющаяся законам температурного излучения, на­зывается люминесценцией. Для этого вещество предварительно должно поглотить опре­деленное количество энергии поглощение радиоволна прийти в так называемое воз­бужденное состояние, более богатое энергией, чем нормальное состояние вещества. При обратном переходе вещества из воз­бужденного состояния в нормальное и возникает люминесцен­ция. Люминесценцией объясняются, между прочим, полярные сияния и свечение ночного неба. Термином радиация называют также явление совсем дру­гого рода, именно — корпускулярную радиацию, т. е. потоки электрически заряженных элементарных частиц вещества, пре­имущественно протонов и электронов, движущихся со скоро­стями в сотни километров в секунду, хотя поглощение радиоволна большими, но все-таки очень далекими от скорости света. Энергия корпускулярной радиации в среднем в 107 раз меньше, чем энергия температур­ной радиации Солнца. Однако она сильно меняется с течением времени в зависимости от физического состояния Солнца, от солнечной активности. Ниже 90 км корпускулярная радиация в атмосферу почти не проникает. Дальше в этой главе говорится исключительно о температур­ной радиации. Лучистое поглощение радиоволна тепловое равновесие Земли Лучистая энергия Солнца является основным, поглощение радиоволна практически единственным источником тепла для поверхности Земли поглощение радиоволна для ее атмосферы. Радиация, поступающая от звезд поглощение радиоволна от Луны, ничтожно мала по сравнению с солнечной радиацией. Также ни­чтожно мал поглощение радиоволна поток тепла, направленный к земной поверхности и в атмосферу из глубин Земли. Часть солнечной радиации представляет собой видимый свет. Тем самым Солнце является для Земли источником не только тепла, но поглощение радиоволна света, важного для жизни на земной поверхности. Лучистая энергия Солнца превращается в тепло отчасти в самой атмосфере, но главным образом на земной поверхности. Она идет здесь на нагревание верхних слоев почвы поглощение радиоволна воды, поглощение радиоволна от их и воздуха. Нагретая земная поверхность и нагретая атмо­сфера в свою очередь сами излучают невидимую инфракрасную радиацию. Отдавая эту радиацию в мировое пространство, зем­ная поверхность и атмосфера охлаждаются. Опыт показывает, что средние годовые температуры земной поверхности и атмосферы в любой точке Земли мало меняются от года к году. За историческое время в этих весьма ограничен­ных изменениях, по-видимому, не было никакой определенной направленности; были лишь колебания около средних значений. Таким образом, если рассматривать Землю за более или менее длительные многолетние промежутки времени, то можно ска­зать, что она находится в тепловом равновесии: приход тепла уравновешивается его потерей. Но так как Земля (с атмосфе­рой) получает тепло, поглощая солнечную радиацию, поглощение радиоволна теряет тепло путем собственного излучения, то можно заключить, что она находится поглощение радиоволна в лучистом равновесии: приток радиации к ней уравновешивается отдачей радиации в мировое пространство. Спектральный состав солнечной радиации На интервал длин волн между 0,1 поглощение радиоволна 4 мк приходится 99% всей энергии солнечной радиации. Всего 1% остается на радиа­цию с меньшими поглощение радиоволна большими длинами волн, вплоть до рентге­новых лучей поглощение радиоволна радиоволн. Видимый свет занимает узкий интервал длин волн, всего от 0,40 до 0,75 мк. Однако в этом интервале заключается почти половина всей солнечной лучистой энергии (46%). Почти столько же (47%) приходится на инфракрасные лучи, поглощение радиоволна остальные 7% — на ультрафиолетовые. Распределение энергии в спектре солнечной радиации до по­ступления ее в атмосферу можно приближенно найти путем эк­страполяции результатов наземных наблюдений. В последнее время важные результаты получены также с помощью ракет поглощение радиоволна спутников. Это распределение (рис. 8) достаточно близко к теоретиче­ски полученному распределению энергии в спектре абсолютно черного тела при температуре 6000°. Максимум лучистой энер­гии приходится при этом в солнечном спектре, как поглощение радиоволна в спектре абсолютно черного тела, на волны с длинами около 0,47 мк, т. е. на зелено-голубые лучи видимой части спектра. Однако в ультрафиолетовой части солнечного спектра энергия сущест­венно меньше, чем в ультрафиолетовой части спектра абсолютно черного тела при температуре 6000° К. Таким образом, Солнце, строго говоря, не является абсо­лютно черным телом. Однако указанную температуру 6000° можно считать близкой к фактической температуре на поверхности Солнца. Рис. 8. Распределение лучистой энергии в спектре солнечной радиации до поступления в атмосферу (сплошная линия) поглощение радиоволна в спектре абсолютно черного тела при температуре 6000° (прерывистая линия). Области спектра: УФ — ультрафиолетовая, В — видимая, ИК — инфракрасная. Интенсивность радиации дана в 10-3 кал/см2 мин. для интервала длин волн 0,01 мк. Интенсивность прямой солнечной радиации Радиацию, приходящую к земной поверхности непосредст­венно от солнечного диска, называют прямой солнечной радиа­цией, в отличие от радиации, рассеянной в атмосфере. Солнеч­ная радиация распространяется от Солнца по всем направле­ниям. Но расстояние от Земли до Солнца так велико, что прямая радиация падает на любую поверхность на Земле в виде пучка параллельных лучей, исходящего как бы из бесконечности. Даже Земной шар в целом так мал в сравнении с расстоянием от Солнца, что всю солнечную радиацию, падающую на него, без заметной погрешности можно считать пучком параллельных лучей. Приток прямой солнечной радиации на земную поверхность или на любой вышележащий уровень в атмосфере характеризуется интенсивностью радиации I, т. е. количеством лучистой энергии, поступающим за единицу времени (одну минуту) на единицу площади (один квадратный сантиметр), перпендикуляр­ной к солнечным лучам. Эту величину называют еще потоком радиации, а также плотностью потока радиации. Мы сохраним здесь традиционное для нее в метеорологии поглощение радиоволна более удобное название интенсивности радиации. Учтем только, что в светотех­нике термин «интенсивность» применяется в другом значении. Рис. 9. Приток солнечной радиации на поверх­ность, перпендикулярную к лучам (АВ), поглощение радиоволна на го­ризонтальную поверхность (АС). Легко понять, что единица площади, расположенной перпендикулярно к солнечным лучам, получит максимально возможное в данных условиях количество радиации. На единицу горизон­тальной площади придется меньшее количество лучистой энер­гии где h — высота солнца (рис. 9). В самом деле, на горизонтальную площадку s' приходится количество радиации I's', равное количеству радиации Is, при­ходящему на перпендикулярную к лучам площадку s: Но площадка s относится к площадке s', как АВ к АС; отсюда Очевидно, что I' равно I только тогда, когда Солнце в зените, поглощение радиоволна во всех остальных случаях I' меньше I. Приток прямой солнечной радиации на горизонтальную по­верхность часто называют инсоляцией, хотя этот термин приме­няется поглощение радиоволна в более общем значении. Все виды энергии взаимно эквивалентны. Поэтому лучистую энергию можно выразить в единицах любого вида энергии, на­пример в тепловых или механических. Естественно выражать ее в тепловых единицах, потому что измерительные приборы осно­ваны на тепловом действии радиации: лучистая энергия, почти полностью поглощаемая в приборе, переходит в тепло, которое и измеряется. Таким образом, интенсивность прямой солнечной радиации будет выражаться в калориях на квадратный санти­метр в минуту (кал/см2мин). Интенсивность радиации для опре­деленной длины волны λ (вернее, для узкого участка спектра около длины волны λ) будет дальше обозначаться Iλ . Калория на квадратный сантиметр (кал/см2) носит еще название ланглей. Солнечная постоянная поглощение радиоволна общий приток солнечной радиации к Земле Интенсивность солнечной радиации перед вступлением ее в атмосферу (обычно говорят: «на верхней границе атмосферы» или «в отсутствии атмосферы») называют солнечной постоянной. Смысл слова постоянная состоит здесь в том, что эта величина не зависит от поглощения и рассеяния радиации в атмосфере. Она относится к радиации, на которую атмосфера еще не по­влияла. Солнечная постоянная, зависит, таким образом, только от излучательной способности Солнца поглощение радиоволна от расстояния между Землей поглощение радиоволна Солнцем. Земля вращается вокруг Солнца по мало растянутому эл­липсу, в одном из фокусов которого находится Солнце. В начале января она наиболее близка к Солнцу (147 млн. км), в начале июля — наиболее далека от него (152 млн. км). Так как интен­сивность радиации меняется обратно пропорционально квадрату расстояния, то солнечная постоянная в течение года меняется на ±3,5%. При среднем расстоянии Земли от Солнца солнечная постоянная, по новейшим определениям, с использованием ра­кетных измерений, равна 2,00±0,04 кал/см2мин. Однако за стан­дартное ее значение по международному соглашению принята величина 1,98 кал/см2 мин. Меняется ли, поглощение радиоволна насколько существенно, солнечная посто­янная с течением времени, независимо от изменения расстояния между Солнцем поглощение радиоволна Землей? Иначе говоря, меняется ли с тече­нием времени излучение Солнца? Несомненно, что за время су­ществования Солнца, солнечная постоянная должна была ме­няться. Более спорным является вопрос, менялась ли она суще­ственно на протяжении геологической истории Земли. Наконец, еще неизвестно, колеблется ли солнечная постоянная, поглощение радиоволна на­сколько, изо дня в день поглощение радиоволна из года в год. Однако если такие колебания поглощение радиоволна существуют, то они настолько малы, что лежат в пределах точности определений солнечной постоянной. На освещенное полушарие Земли на верхней границе ат­мосферы за одну минуту падает количество солнечной энергии, равное произведению солнечной постоянной на площадь боль­шого круга Земли, выраженную в квадратных сантиметрах. При среднем радиусе Земли 6371 км эта площадь равна 12,75*1017 см2, а приходящая на нее за одну минуту лучистая энер­гия равна 25*1017 кал. За год Земля получает 1,37*1024 кал. В среднем на каждый квадратный километр земной поверх­ности приходится за год 2,6*1015 кал. Чтобы получить такое ко­личество тепла искусственно, нужно было бы сжечь свыше 400 тыс. т каменного угля. Все существующие на Земле за­пасы каменного угля равноценны тридцатилетнему притоку сол­нечной радиации к Земле. За 1,5 суток Солнце дает Земле столько же энергии, сколько дают электростанции всех стран в течение года. При этом солнечная радиация, приходящая к Земле, — менее чем одна двухмиллиардная доля всего излуче­ния Солнца. Несмотря на постоянную потерю огромного количества лучи­стой энергии, температура Солнца, по-видимому, не понижается. Это объясняется тем, что расход лучистой энергии постоянно пополняется освобождением энергии при термоядерных реак­циях преобразования водорода в гелий, происходящих в глуби­нах Солнца, при очень высоких температурах поглощение радиоволна давлениях. Изменения солнечной радиации в атмосфере поглощение радиоволна на земной поверхности Проходя сквозь атмосферу, солнечная радиация частично рассеивается атмосферными газами поглощение радиоволна аэрозольными примесями к воздуху поглощение радиоволна переходит в особую форму рассеянной радиации. Частично же она поглощается молекулами атмосферных газов поглощение радиоволна примесями к воздуху поглощение радиоволна переходит в теплоту, идет на нагревание атмосферы. Нерассеянная поглощение радиоволна непоглощенная в атмосфере прямая солнеч­ная радиация достигает земной поверхности. Она частично от­ражается от земной поверхности, поглощение радиоволна в большей степени погло­щается ею и нагревает ее. Часть рассеянной радиации также до­стигает земной поверхности, частично от нее отражается поглощение радиоволна частично ею поглощается. Другая часть рассеянной радиации уходит вверх, в межпланетное пространство. В результате поглощения и рассеяния радиации в атмосфере прямая радиация, дошедшая до земной поверхности, изменена в сравнении с тем, что было на границе атмосферы. Интенсивность радиации уменьшается, поглощение радиоволна спектральный состав ее изме­няется, так как лучи разных длин волн поглощаются и рассеи­ваются в атмосфере по-разному (рис. 10). Рис. 10. Распределение лучистой энергии в спектре солнечной радиации на границе атмосферы (верхняя кривая) и у земной поверхности (нижняя кривая) при высоте солнца 35°. Интенсивность радиации дана в 10-3 кал/см2 мин для интервала длин волн 0,01 мк. В самом лучшем случае, т. е. при наиболее высоком стоянии солнца поглощение радиоволна при достаточной чистоте воздуха, можно измерить на уровне моря интенсивность прямой радиации около 1,5 кал/см2 мин. В горах, на высотах порядка 4-5 км, наблю­далась интенсивность до 1,7 кал/см2мин и более. По мере при­ближения солнца к горизонту поглощение радиоволна увеличения толщи воздуха, проходимой солнечными лучами, интенсивность прямой радиации все более убывает. Поглощение солнечной радиации в атмосфере В атмосфере поглощается сравнительно небольшое количе­ство солнечной радиации, при этом главным образом в инфра­красной части спектра. Это поглощение — избирательное: раз­ные газы поглощают радиацию в разных участках спектра поглощение радиоволна в разной степени. Азот поглощает радиацию только очень малых длин волн в ультрафиолетовой части спектра. Энергия солнечной радиации в этом участке спектра совершенно ничтожна, и потому погло­щение азотом практически не отражается на интенсивности сол­нечной радиации. В большей степени, но все же очень мало по­глощает солнечную радиацию кислород — в двух узких участках видимой части спектра поглощение радиоволна в ультрафиолетовой его части. Более сильным поглотителем солнечной радиации является озон. Его содержание в воздухе, даже в стратосфере, очень мало; тем не менее он настолько сильно поглощает ультрафиолетовую радиацию, что из солнечной постоянной теряется несколько про­центов. В результате поглощения в верхних слоях атмосферы в солнечном спектре у земной поверхности не наблюдаются волны короче 0,29 мк. Сильно поглощает радиацию в инфракрасной области спектра углекислый газ; но его содержание в атмосфере ничтожно, поглощение радиоволна по­этому поглощение им в общем незначительно. Основным же по­глотителем радиации в атмосфере является водяной пар, сосре­доточивающийся в тропосфере и, особенно в нижней ее части. Из общего состава солнечной радиации водяной пар поглощает значительную долю в инфракрасной области спектра. Хорошо поглощают солнечную радиацию также атмосферные аэрозоли, т. е. облака поглощение радиоволна твердые частички, взвешенные в атмосфере. В целом в атмосфере поглощается 15—20% радиации, при­ходящей от Солнца к Земле. В каждом отдельном месте погло­щение меняется с течением времени в зависимости как от пере­менного содержания в воздухе поглощающих субстанций, глав­ным образом водяного пара, облаков поглощение радиоволна пыли, так поглощение радиоволна от высоты солнца над горизонтом, т. е. от толщины слоя воздуха, проходи­мого лучами на пути сквозь атмосферу. Рассеяние солнечной радиации в атмосфере Кроме поглощения, прямая солнечная радиация на пути сквозь атмосферу ослабляется еще путем рассеяния, причем ослабляется более значительно. При этом рассеяние радиации тем больше, чем больше содержит воздух аэрозольных примесей. Рассеянием называется частичное преобразование радиации, имеющей определенное направление распространения (а такой именно поглощение радиоволна является прямая солнечная радиация, распространяю­щаяся в виде параллельных лучей), в радиацию, идущую по всем направлениям. Рассеяние происходит в оптически неоднородной среде, т. е. в среде, где показатель преломления меняется от точки к точке. Такой оптически неоднородной средой является атмосферный воздух, содержащий мельчайшие частички жидких и твердых примесей — капельки, кристаллы, ядра конденсации, пылинки. Но оптически неоднородной средой является поглощение радиоволна чистый, свободный от примесей воздух, так как в нем вследствие тепло­вого движения молекул постоянно возникают сгущения поглощение радиоволна разре­жения, колебания плотности. Таким образом, встречаясь с моле­кулами поглощение радиоволна посторонними частичками в атмосфере, солнечные лучи теряют прямолинейное направление распространения, рассеиваются. Радиация распространяется от рассеивающих частичек таким образом, как если бы они сами были источниками ра­диации. Около 25% энергии общего потока солнечной радиации превращается в атмосфере в рассеянную радиацию. Правда, зна­чительная доля рассеянной радиации (2/3 ее) также приходит к земной поверхности. Но это будет уже особый вид радиации, существенно отличный от прямой радиации. Во-первых, рассеянная радиация приходит к земной поверх­ности не от солнечного диска, поглощение радиоволна от всего небесного свода. По­этому приходится измерять ее приток на горизонтальную поверх­ность. Интенсивностью рассеянной радиации мы будем называть ее приток в калориях на один квадратный сантиметр горизон­тальной поверхности в минуту. Во-вторых, рассеянная радиация отлична от прямой по спектральному составу. Дело в том, что лучи различных длин волн рассеиваются в разной степени. Соотношение энергии лучей разных длин волн в рассеянной радиации изменено в пользу более коротковолновых лучей. При этом, чем меньше размеры рассеивающих частичек, тем сильнее рассеиваются коротковол­новые лучи в сравнении с длинноволновыми. По закону Релея, в чистом воздухе, где рассеяние произ­водится только молекулами газов (размеры которых более чем в 10 раз меньше длин волн света), рассеяние обратно пропорцио­нально четвертой степени длины волны рассеиваемых лучей: где Iλ — интенсивность прямой радиации с длиной волны λ, iλ — интенсивность рассеянной радиации с той же длиной волны, поглощение радиоволна — коэффициент пропорциональности. Поскольку длина крайних волн красного света почти вдвое больше длины крайних волн фиолетового света, первые лучи рассеиваются молекулами воздуха в 14 раз меньше, чем вторые. Инфракрасные же лучи будут рассеиваться в совсем ничтожной степени. Поэтому в рассеянной радиации лучи коротковолновой части видимого спектра, т. е. фиолетовые поглощение радиоволна синие, будут пре­обладать по энергии над оранжевыми поглощение радиоволна красными, поглощение радиоволна также и над инфракрасными лучами. Максимум энергии в прямой солнечной радиации у земной поверхности приходится на область желто-зеленых лучей види­мой части спектра. В рассеянной радиации он смещается на си­ние лучи. Добавим еще, что рассеянная солнечная радиация, в отличие от прямой, является частично поляризованной. При этом степень поляризации для радиации, приходящей от разных уча­стков небосвода, неодинакова. Рассеяние более крупными частичками, т. е. пылинками, мельчайшими капельками поглощение радиоволна кристалликами, происходит не по закону Релея, поглощение радиоволна обратно пропорционально меньшим степеням длины волны, например второй или первой. Поэтому радиация, рассеянная крупными частичками, будет не так богата наиболее коротковолновыми лучами, как радиация, рассеянная молеку­лами. При частичках диаметром больше 1,2 мк будет уже не рассеяние, поглощение радиоволна диффузное отражение, при котором радиация от­ражается частичками, как маленькими зеркалами (по закону — угол отражения равен углу падения), без изменения спектраль­ного состава. Явления, связанные с рассеянием радиации Голубой цвет неба — это цвет самого воздуха, обуслов­ленный рассеянием в нем солнечных лучей. Воздух прозрачен в тонком слое, как прозрачна в тонком слое вода. Но в мощной толще атмосферы воздух имеет голубой цвет, подобно тому, как вода уже в сравнительно малой толще, в несколько метров, имеет зеленоватый цвет. Голубой цвет воздуха можно видеть, не только глядя на небесный свод, но поглощение радиоволна рассматривая отдален­ные предметы, которые кажутся окутанными голубоватой дым­кой. С высотой, по мере уменьшения плотности воздуха, т. е. ко­личества рассеивающих частиц, цвет неба становится темнее поглощение радиоволна переходит в густо-синий, поглощение радиоволна в стратосфере — в черно-фиолетовый. Чем больше в воздухе помутняющих примесей более крупных размеров, чем молекулы воздуха, тем больше доля длинновол­новых лучей в спектре солнечной радиации поглощение радиоволна тем белесоватее становится окраска небесного свода. Частицами тумана, обла­ков поглощение радиоволна крупной пыли, диаметром больше 1,2 мк, лучи всех длин волн диффузно отражаются одинаково; поэтому отдаленные предметы при тумане и пыльной мгле заволакиваются уже не голубой, а белой или серой завесой. Облака, на которые падает солнечный свет, кажутся поэтому же белыми. Рассеяние меняет окраску прямого солнечного света. Вслед­ствие рассеяния особенно понижается энергия наиболее корот­коволновых солнечных лучей видимой части спектра — синих поглощение радиоволна фиолетовых; поэтому «уцелевший» от рассеяния прямой солнеч­ный свет становится желтоватым. Солнечный диск кажется тем желтее, чем ближе он к горизонту, т. е. чем длиннее путь лучей через атмосферу поглощение радиоволна чем больше рассеяние. У горизонта солнце становится почти красным, особенно когда в воздухе много пыли поглощение радиоволна мельчайших продуктов конденсации (капелек или кристаллов). Точно так же поглощение радиоволна солнечный свет, отраженный облаками, рассеиваясь по пути к земной поверхности, становится беднее синими лучами. Поэтому, когда облака близки к горизонту поглощение радиоволна путь отраженных лучей света, идущих от них сквозь атмосферу к наблюдателю, велик, они приобретают вместо белой желтова­тую окраску. Рассеяние солнечной радиации в атмосфере обусловливает рассеянный свет в дневное время. В отсутствии атмосферы на Земле было бы светло только там, куда попадали бы прямые солнечные лучи или солнечные лучи, отраженные земной поверх­ностью и предметами на ней. А вследствие рассеянного света вся атмосфера днем служит источником освещения: днем светло также поглощение радиоволна там, куда солнечные лучи непосредственно не падают, поглощение радиоволна даже тогда, когда солнце скрыто за облаками. При этом вслед­ствие большего процентного содержания синих лучей рассеян­ный свет белее прямого солнечного света. Сумерки поглощение радиоволна заря После захода солнца вечером темнота наступает не сразу. Небо, особенно в той части горизонта, где зашло солнце, оста­ется светлым поглощение радиоволна посылает к земной поверхности рассеянную ра­диацию с постепенно убывающей интенсивностью. Аналогичным образом утром небо светлеет поглощение радиоволна посылает рассеянный свет еще до восхода солнца. Это явление неполной темноты носит название сумерек, ве­черних или утренних. Причиной его является освещение солнцем, находящимся под горизонтом, высоких слоев атмосферы. Так называемые астрономические сумерки продолжаются ве­чером до тех пор, пока солнце не зайдет под горизонт на 18°; к этому моменту становится настолько темно, что различимы са­мые слабые звезды. Утренние сумерки начинаются с момента, когда солнце имеет такое же положение под горизонтом. Первая, часть вечерних или последняя часть утренних астрономических сумерек, когда солнце находится под горизонтом не ниже 8°, носит название гражданских сумерек. Продолжительность астрономических сумерек меняется в зависимости от широты поглощение радиоволна от времени года. В средних широтах она от полутора до двух часов, в тропиках меньше, на экваторе немногим дольше одного часа. В высоких широтах летом солнце может не опускаться под горизонт вовсе или опускаться очень неглубоко. Если солнце опускается под горизонт менее чем на 18°, то полной темноты во­обще не наступает и вечерние сумерки сливаются с утренними. Это явление называют белыми ночами. Сумерки сопровождаются красивыми, иногда очень эф­фектными изменениями окраски небесного свода в стороне солнца. Эти изменения начинаются еще до захода или продол­жаются после восхода солнца. Они имеют довольно закономер­ный характер поглощение радиоволна носят название зари. Характерные цвета зари — пурпурный поглощение радиоволна желтый; но интенсивность поглощение радиоволна разнообразие цветовых оттенков зари меняются в широких пределах в зависимости от содержания аэрозольных примесей в воздухе. Разнообразны поглощение радиоволна тона освещения облаков в сумерках. В части небосвода, противоположной солнцу, наблюдаются явления противозари, также со сменой цветовых тонов, с пре­обладанием пурпурных поглощение радиоволна пурпурно-фиолетовых. После захода солнца в этой части небосвода появляется тень Земли: все более растущий в высоту поглощение радиоволна в стороны серовато-голубой сегмент. Явления зари объясняются рассеянием света мельчайшими частицами атмосферных аэрозолей поглощение радиоволна дифракцией света на более крупных частицах. Попутно заметим о явлении зодиакального света. Так на­зывают нежное сияние в виде наклоненного конуса, направлен­ного по эклиптике. Оно наблюдается над солнцем, находящимся под горизонтом, но уже на темном небе, т. е. после конца или до начала астрономических сумерек. Сквозь это сияние просвечи­вают звезды. В тропических широтах зодиакальный свет наблю­дается лучше, чем в умеренных. Причину зодиакального света ви­дят в рассеянии солнечного света внеземной (метеорной) пылью. Видимость Отдаленные предметы видны хуже, чем близкие, не только потому, что уменьшаются их видимые размеры. Даже и очень большие предметы на том или ином расстоянии от наблюдателя становятся плохо различимыми вследствие мутности атмосферы, сквозь которую они видны. Эта мутность обусловлена рассея­нием света в атмосфере. Понятно, что она увеличивается при возрастании аэрозольных примесей в воздухе. Для многих целей очень существенно знать, на каком рас­стоянии перестают различаться очертания предметов за воздуш­ной завесой. Это расстояние называют дальностью видимости или просто видимостью. Дальность видимости чаще всего опре­деляется на глаз по определенным, заранее выбранным объек­там (темным на фоне неба), расстояние до которых известно. Но имеется поглощение радиоволна ряд фотометрических приборов для определения видимости. В очень чистом воздухе, например арктического происхожде­ния, дальность видимости может достигать сотен километров. Рассеяние света в таком воздухе производится преимущественно молекулами атмосферных газов. В воздухе, содержащем много пыли или продуктов конденсации, дальность видимости может понижаться до километров поглощение радиоволна до метров. Так, при слабом тумане дальность видимости порядка 500—1000 м, а при сильном ту­мане или сильной песчаной буре она может снижаться до десят­ков метров поглощение радиоволна даже до метров. Закон ослабления Поглощение и рассеяние вместе ослабляют поток солнеч­ной радиации, проходящий сквозь атмосферу. Выведем закон этого ослабления (экстинкции) радиации. Радиация ослабляется в атмосфере путем поглощения поглощение радиоволна рас­сеяния пропорционально, во-первых, самой интенсивности радиации (чем она сильнее, тем больше будет поте­ряно при прочих равных условиях) и, во-вторых, количеству поглощающих поглощение радиоволна рассеивающих частиц на пути лучей. А это ко­личество в свою очередь зависит от длины пути лу­чей сквозь атмосферу поглощение радиоволна от плотности воздуха. При этом для каждой длины волны коэффи­циент пропорционально­сти будет свой, так как поглощение избирательное, поглощение радиоволна рассеяние также зависит от длины волны. Но для про­стоты проведем рассуждение для всего пучка радиации, прини­мая некоторый средний коэффициент пропорциональности. Рис. 11. К выводу формулы Бугэ. Так как плотность воздуха с высотой меняется, то сначала напишем дифференциальное уравнение для ослабления радиа­ции с интенсивностью I на величину dI в бесконечно тонком слое атмосферы с плотностью воздуха ρ, в котором путь лучей также равен бесконечно малой величине ds: где поглощение радиоволна — коэффициент пропорциональности, так называемый ко­эффициент ослабления (экстинкции). Интегрируя это выражение от верхней границы атмосферы, куда луч входит в точке А (рис. 11) с интенсивностью I0, равной солнечной постоянной, до земной поверхности, куда луч попадает в точке В с интенсив­ностью I, получим: Выражение есть масса воздуха, проходимая лучами, если площадь поперечного сечения потока радиации равна еди­нице. Обозначив эту оптическую массу атмосферы через т, по­лучим где поглощение радиоволна — коэффициент ослабления, или, обозначив е-а через р, где р — так называемый коэффициент прозрачности (также сред­ний для лучей всех длин волн). Формула (5) называется фор­мулой Бугэ. Примем за единицу оптической массы атмосферы массу, проходимую лучами при положении солнца в зените. То­гда при m = 1, т. е. при солнце в зените, I — I0p, a p = I/I0. Следо­вательно, коэффициент прозрачности показывает, какая доля солнечной постоянной доходит до земной поверхности при отвес­ном падении солнечных лучей. Оптическая масса атмосферы, конечно, зависит от высоты или зенитного расстояния солнца. При зенитном расстоянии солнца z менее 60° масса атмосферы будет с достаточным при­ближением равна secz, а формула (5) может быть переписана так: Эта формула связывает интенсивность радиации с солнечной постоянной, коэффициентом прозрачности и зенитным расстоя­нием солнца. При значениях z больше 60° замена m на sec z уже невозможна вследствие сферичности атмосферы, поглощение радиоволна _также рефракции; зависимость m от z становится более сложной. При z = 90°, т. е. при солнце на горизонте, m равно не бесконечности, поглощение радиоволна только 35°. Поскольку солнечная постоянная уже определена поглощение радиоволна из­вестна, то, измерив интенсивность радиации у земной поверхно­сти при определенном зенитном расстоянии солнца, можно по формуле (6) найти значение среднего (для всего потока радиа­ции) коэффициента прозрачности для данного момента. Теоре­тическим путем можно также определить средний коэффициент прозрачности для идеальной атмосферы, не содержащей водя­ного пара поглощение радиоволна аэрозольных частичек. Для идеальной атмосферы средний коэффициент прозрачности около 0,9; в действительных атмосферных условиях на равнине он от 0,70 до 0,85, зимой не­сколько больше, чем летом. С возрастанием упругости водяного пара в воздухе коэффициент прозрачности несколько убывает. С широтой коэффициент прозрачности возрастает в связи с убы­ванием водяного пара поглощение радиоволна меньшей запыленностью атмосферы в высоких широтах. У экватора он равен в среднем 0,72, поглощение радиоволна под 75° с. ш. — 0,82. Фактор мутности Все ослабление радиации путем поглощения поглощение радиоволна рассеяния можно разделить на две части: ослабление постоянными газами. (идеальной атмосферой) поглощение радиоволна ослабление водяным паром и аэро­зольными примесями. Коэффициент ослабления а, входящий в формулу (4), отражает то поглощение радиоволна другое. Но можно выделить из него ту часть, которая выражает ослабление постоянными газами. Коэффициент ослабления для идеальной атмосферы А определен с достаточной степенью точ­ности. Мы можем взять отношение коэффициента ослабления для действительной атмосферы поглощение радиоволна к коэффициенту ослабления для идеальной атмосферы А. Это отношение называется фактором мутности Т: Подставив в формулу (4) а=АТ, получим Отсюда видно, что ослабление радиации в действительной атмосфере можно выразить формулой (8), в которую подставлен коэффициент ослабления для идеальной атмосферы; но только массу атмосферы нужно увеличить в Т раз. Иначе говоря, фак­тор помутнения дает число идеальных атмосфер, которое нужно взять, чтобы получить такое же ослабление радиации, какое производит действительная атмосфера. Средние значения фактора мутности в равнинных пунктах умеренных широт близки к 3; в больших городах, где воздух особенно загрязнен, они могут превышать 4. В тропиках Т ближе к 4 и более. В горах значения Т между 2 поглощение радиоволна 3. Зимой они наи­меньшие, летом наибольшие, что просто объясняется годовым ходом влажности поглощение радиоволна запыления воздуха. При вторжении арктиче­ских воздушных масс, когда нижняя часть тропосферы занята воздухом, недавно пришедшим из Арктики и содержащим мало водяного пара поглощение радиоволна пыли, Т понижается на равнинных станциях, например в Москве, до 2 поглощение радиоволна ниже. Напротив, при вторжениях тро­пического воздуха, содержащего много влаги поглощение радиоволна пыли, фактор мутности в Москве даже в среднем больше 3,5. Результаты измерений прямой солнечной радиации Из формулы Бугэ видно, что при неизменной прозрачности атмосферы интенсивность прямой солнечной радиации зависит от оптической массы атмосферы, т. е. в конечном счете от высоты солнца. Поэтому в течение дня солнечная радиация должна сначала быстро, по­том медленнее нарастать от восхода солнца до полудня поглощение радиоволна сначала медленно, потом быстро убывать от полудня до захода солнца. Но прозрачность атмо­сферы в течение дня ме­няется в некоторых преде­лах. Поэтому кривая днев­ного хода радиации даже в совершенно безоблачный день обнаруживает некото­рые неправильности. Однако в средних выво­дах нерегулярности отдель­ных суточных кривых сглаживаются, поглощение радиоволна изменение радиации в течение дня представляется более равномерным. Приводим для примера осредненный за 20-летний период дневной ход интенсивности прямой солнечной радиации в Павловске (под Ленинградом) в январе поглощение радиоволна в июле (рис. 12). На рисунке приведен также дневной ход инсоляции горизонтальной поверхности. Рис. 12. Дневной ход интенсивности прямой солнечной радиации в Павловске в январе поглощение радиоволна в июле. Сплошные линии — на поверхность, перпенди­кулярную к лучам, прерывистые линии — на горизонтальную поверхность. Различия в интенсивности радиации в полдень в первую очередь связаны с различиями в полуденной высоте солнца, которая зимой меньше, чем летом. Минимальная интенсивность в умеренных широтах приходится на декабрь, когда высота солнца всего меньше. Но максимальная интенсивность прихо­дится не на летние месяцы, поглощение радиоволна на весенние. Дело в том, что вес­ной воздух наименее замутнен продуктами конденсации поглощение радиоволна мало запылен. Летом запыление возрастает, поглощение радиоволна также увеличивается содержание водяного пара в атмосфере, что несколько умень­шает интенсивность радиации. Средняя полуденная интенсивность в Павловске в декабре 0,79, в апреле поглощение радиоволна в мае 1,26, в июне 1,21 поглощение радиоволна в июле 1,22 калIсм? мин. Влияние поглощения водяным паром на интенсивность пря­мой радиации хорошо видно на примере Павловска. При одной поглощение радиоволна той же высоте солнца над горизонтом (30°) интенсивность ради­ации так убывает с возрастанием абсолютной влажности поглощение радиоволна (в граммах на кубический метр воздуха): а г/м3 2,8 4,8 6,4 8,7 11,6 I кал/см2 мин 1,35 1,25 1,15 1,05 0,95 Максимальные значения интенсивности прямой радиации для некоторых пунктов СССР таковы (в кал/см2мин): Бухта Тикси 1,30, Павловск 1,43, Иркутск 1,47, Москва 1,48, Курск 1,51, Тбилиси 1,51, Владивосток 1,46, Ташкент 1,52. Из этих данных видно, что максимальные значения интен­сивности радиации очень мало растут с убыванием географиче­ской широты, несмотря на рост высоты солнца. Это объясняется увеличением влагосодержания, поглощение радиоволна отчасти поглощение радиоволна запылением воздуха в южных широтах. На экваторе максимальные значения радиа­ции не очень превышают летние максимумы умеренных широт. В сухом воздухе субтропических пустынь (Сахара) наблюда­лись, однако, значения до 1,58 кал/см2 мин. С высотой над уровнем моря максимальные значения радиа­ции возрастают вследствие уменьшения оптической массы ат­мосферы при той же высоте солнца. На каждые 100 м высоты интенсивность радиации в тропосфере увеличивается на 0,01--0,02 кал/см2 мин. Мы уже говорили, что максимальные значе­ния интенсивности радиации, наблюдающиеся в горах, дости­гают 1,7 кал/см2 мин и более. Результаты измерений рассеянной радиации Интенсивность рассеянной радиации, измеряемая, как ска­зано выше, для единицы горизонтальной поверхности, также ме­няется в течение дня. Она возрастает до полудня по мере возрастания высоты солнца поглощение радиоволна убывает после полудня. Зависит она поглощение радиоволна от прозрачности атмосферы; однако уменьшение прозрачности, т. е. увеличение числа помутняющих частиц в атмосфере, не уменьшает, поглощение радиоволна увели­чивает рассеянную радиацию. Кроме того, рассеянная радиация б очень широких пределах меняется в зависимости от облачно­сти; радиация, отраженная облаками, также частично рассеи­вается, в связи с чем общая интенсивность рассеянной радиации возрастает. По той же причине отражение радиации снежным покровом увеличивает рассеянную радиацию. В безоблачные дни рассеянная радиация невелика. Даже при высоком солнце, т. е. в полуденные часы летом, ее интенсивность в отсутствии облаков не превышает 0,1 кал/см2 мин. Облачность увеличивает эту величину в 3—4 раза. В Павловске полуденное значение интенсивности рассеянной радиации 1 июня в среднем составляет 0,25 кал/см2 мин, а 1 де­кабря при низком солнце — только 0,04 кал/см2 мин. Макси­мальная интенсивность рассеянной радиации в Павловске 0,69 кал/см2 мин. В Арктике, при сравнительно тонких облаках поглощение радиоволна снежном покрове, рассеянная радиация летом может достигать 1 кал/см2 мин. Очень велика она летом поглощение радиоволна в Антарктиде. С увеличением высоты места над уровнем моря интенсивность рас­сеянной радиации убывает. Рассеянная радиация может, таким образом, существенно дополнять прямую солнечную радиацию, особенно при низком солнце. Рассеянная радиация не только увеличивает нагревание зем­ной поверхности. Она увеличивает и освещенность на земной поверхности. Особенно существенно, иногда до 40%, увеличи­вается общая освещенность, если на небе есть облака, не за­крывающие солнечный диск. Суммарная радиация Всю солнечную радиацию, приходящую к земной поверхно­сти, прямую и рассеянную вместе, называют суммарной радиа­цией. Под интенсивностью суммарной радиации будем понимать приток ее энергии за одну минуту на один квадратный сантиметр горизонтальной поверхности, помещенной под открытым небом поглощение радиоволна незатененной от прямых солнечных лучей. Таким образом, ин­тенсивность суммарной радиации равна где I — интенсивность прямой радиации, i — интенсивность рас­сеянной радиации, h — высота солнца. При безоблачном небе суммарная радиация имеет суточный ход с максимумом около полудня поглощение радиоволна годовой ход с максимумом летом. Частичная облачность, не закрывающая солнечный диск, увеличивает суммарную радиацию по сравнению с безоблачным небом; полная облачность, напротив, ее уменьшает. В среднем облачность уменьшает суммарную радиацию. Поэтому летом приход суммарной радиации в дополуденные часы в среднем больше, чем в послеполуденные. По той же причине в первую половину года он больше, чем во вторую. Полуденные значения суммарной радиации в летние месяцы под Москвой при безоблачном небе в среднем 1,12 кал/см2 мин, при солнце поглощение радиоволна облаках 1,15, при сплошной облачности 0,37 кал/см2 мин. Отражение солнечной радиации. Поглощенная радиация. Альбедо Земли Падая на земную поверхность, суммарная радиация в большей своей части поглощается в верхнем, тонком слое почвы или воды поглощение радиоволна переходит в тепло, поглощение радиоволна частично отражается. Величина отражения солнечной радиации земной поверхностью зависит от характера этой поверхности. Отношение количества отраженной радиации к общему количеству радиации, падающей на данную поверхность, называется альбедо поверхности. Это отношение выражается в процентах. Итак, из общего потока суммарной радиации Isinh+i от­ражается от земной поверхности часть его (Isinh + i)А, где А — альбедо поверхности. Остальная часть суммарной радиации (Isinh + i) (1- А) поглощается земной поверхностью поглощение радиоволна идет на нагревание верхних слоев почвы поглощение радиоволна воды. Эту часть называют поглощенной радиацией. Альбедо поверхности почвы в общем заключается в преде­лах 10-30%; в случае влажного чернозема оно снижается до 5%, поглощение радиоволна в случае сухого светлого песка может повышаться до 40%. С возрастанием влажности почвы альбедо снижается. Альбедо растительного покрова — леса, луга, поля — заключается в пре­делах 10—25%. Для свежевыпавшего снега альбедо 80—90%, для давно лежащего снега — около 50% поглощение радиоволна ниже. Альбедо глад­кой водной поверхности для прямой радиации меняется от не­скольких процентов при высоком солнце до 70% при низком солнце; оно зависит также от волнения. Для рассеянной радиа­ции альбедо водных поверхностей 5—10%. В среднем альбедо поверхности мирового океана 5—20%. Альбедо верхней поверхности облаков — от нескольких процентов до 70—80% в зависимости от типа поглощение радиоволна мощности облачного покрова; в среднем же оно 50-60%. Приведенные числа относятся к отражению солнечной радиа­ции не только видимой, но во всем ее спектре. Кроме того, фо­тометрическими средствами измеряют альбедо только для ви­димой радиации, которое, конечно, может несколько отличаться по величине от альбедо для всего потока радиации. Преобладающая часть радиации, отраженной земной по­верхностью поглощение радиоволна верхней поверхностью облаков, уходит за пределы атмосферы в мировое пространство. Также уходит в мировое пространство часть рассеянной радиации, около одной трети ее. Отношение этой уходящей в космос отраженной поглощение радиоволна рассеянной солнечной радиации к общему количеству солнечной радиации, поступающему в атмосферу, носит название планетарного аль­бедо Земли или просто альбедо Земли. Планетарное альбедо Земли оценивается в 35-40%; по-ви­димому, оно ближе к 35%. Основную часть планетарного аль­бедо Земли составляет отражение солнечной радиации об­лаками. Излучение земной поверхности Верхние слои почвы поглощение радиоволна воды, снежный покров поглощение радиоволна раститель­ность сами излучают длинноволновую радиацию; эту земную ра­диацию чаще называют собственным излучением земной поверх­ности. Интенсивность собственного излучения (т. е. отдачу лучи­стой энергии с единицы горизонтальной поверхности за единицу времени) можно рассчитать, зная абсолютную температуру зем­ной поверхности. По закону Стефана—Больцмана излучение с каждого квадратного сантиметра абсолютно черной поверхно­сти в калориях за одну минуту при абсолютной температуре Т равно где постоянная σ = 8,2*10-11 кал/см2 (рис. 13). Земная поверхность излучает почти как абсолютно черное тело, и интенсивность ее излучения Es может быть определена по формуле (10). При +15° С, или 288° К, Es равно 0,6 кал/см2 мин. Столь большая отдача радиации с земной поверхности приво­дила бы к быстрому ее охлаждению, если бы этому не препят­ствовал обратный процесс — поглощение солнечной поглощение радиоволна атмосфер­ной радиации земной поверхностью. Абсолютные температуры земной поверхности заключаются между 180 поглощение радиоволна 350°. При таких температурах испускаемая радиа­ция практически заключается в пределах 4-120 мк, а максимум ее энергии приходится на длины волн 10-15 мк. Следовательно, вся эта радиация инфракрасная, не воспринимаемая глазом. Рис. 13. Излучение абсолютно черного тела при температу­рах 200, 250 поглощение радиоволна 300° К. Встречное излучение Атмосфера нагревается, поглощая как солнечную радиа­цию (хотя в сравнительно небольшой доле, около 15% всего ее количества, приходящего к Земле), так и собственное излучение земной поверхности. Кроме того, она получает тепло от земной поверхности путем теплопроводности, а также при испарении поглощение радиоволна последующей конденсации водяного пара. Будучи нагретой, ат­мосфера излучает сама. Так же как и земная поверхность, она излучает невидимую инфракрасную радиацию примерно в том же диапазоне длин волн. Большая часть (70%) атмосферной радиации приходит к земной поверхности, остальная часть уходит в мировое про­странство. Атмосферную радиацию, приходящую к земной по­верхности, называют встречным излучением (Еа); встречным потому, что оно направлено навстречу собственному излучению земной поверхности. Земная поверхность поглощает это встреч­ное излучение почти целиком (на 90-99%). Таким образом, оно является для земной поверхности важным источником тепла в дополнение к поглощенной солнечной радиации. Встречное излучение возрастает с увеличением облачности, поскольку облака сами сильно излучают. Для равнинных станций умеренных широт средняя интенсив­ность встречного излучения (на каждый квадратный сантиметр площади горизонтальной земной поверхности в одну минуту) порядка 0,3—0,4 кал, на горных станциях — порядка 0,1—0,2 кал. Это уменьшение встречного излучения с высотой объясняется уменьшением содержания водяного пара. Наибольшее встречное излучение — у экватора, где атмосфера наиболее нагрета поглощение радиоволна бо­гата водяным паром. Здесь оно составляет 0,5—0,6 кал/см2 мин в среднем годовом, поглощение радиоволна к полярным широтам убывает до 0,3 кал/см2 мин. Основной субстанцией в атмосфере, поглощающей земное излучение и посылающей встречное излучение, является водяной пар. Он поглощает инфракрасную радиацию в большой области спектра — от 4,5 до 80 мк, за исключением интервала между 8,5 поглощение радиоволна 11 мк. При среднем содержании водяного пара в атмосфере радиация с длинами волн от 5,5 до 7,0 мк поглощение радиоволна более поглощается почти полностью, радиация других длин волн — частично, и только в интервале 8,5—11 мк земное излучение проходит сквозь атмосферу в мировое пространство. Углекислота сильно поглощает инфракрасную радиацию, но лишь в узкой области спектра, озон — слабее поглощение радиоволна также в узкой области спектра. Правда, поглощение углекислотой поглощение радиоволна озоном приходится на волны, энергия которых в спектре земного излу­чения близка к максимуму (7—15 мк). Однако содержание этих поглотителей в атмосфере слишком мало, поглощение радиоволна водяной пар играет, таким образом, основную роль, как в поглощении земного излу­чения, так поглощение радиоволна во встречном излучении. Эффективное излучение Встречное излучение всегда несколько меньше земного. Поэтому ночью, когда солнечной радиации нет поглощение радиоволна к земной по­верхности приходит только встречное излучение, земная поверх­ность теряет тепло за счет положительной разности между собст­венным и встречным излучением. Эту разность между собствен­ным излучением земной поверхности поглощение радиоволна встречным излучением атмосферы называют эффективным излучением (Ее): Эффективное излучение представляет собой чистую потерю лучистой энергии, поглощение радиоволна следовательно, поглощение радиоволна тепла с земной поверхности ночью, поглощение радиоволна именно оно измеряется специальными приборами — пиргеометрами. Собственное излучение можно определить по за­кону Стефана—Больцмана, зная температуру земной поверхно­сти, поглощение радиоволна встречное излучение вычислить по формуле (11). Интенсивность эффективного излучения в ясные ночи состав­ляет около 0,10—0,15 кал/см'2 мин на равнинных станциях уме­ренных широт поглощение радиоволна до 0,20 кал/см2 мин на высокогорных станциях (где встречное излучение меньше). С возрастанием облачности, увеличивающей встречное излучение, эффективное излучение убывает. В облачную погоду оно гораздо меньше, чем в ясную; стало быть, меньше поглощение радиоволна ночное охлаждение земной поверхности. Эффективное излучение, конечно, существует поглощение радиоволна в дневные часы. Но днем оно перекрывается или частично компенсируется поглощенной солнечной радиацией. Поэтому земная поверхность днем теплее, чем ночью, вследствие чего, между прочим, поглощение радиоволна эф­фективное излучение днем больше. В общем земная поверхность в средних широтах теряет эффективным излучением примерно половину того количества те­пла, которое она получает от поглощенной радиации. Поглощая земное излучение и посылая встречное излуче­ние к земной поверхности, атмосфера тем самым уменьшает охлаждение последней в ночное время суток. Днем же она мало препятствует нагреванию земной поверхности солнечной радиа­цией. Это влияние атмосферы на тепловой режим земной поверх­ности носит название тепличного эффекта вследствие внешней аналогии с действием стекол теплицы. Радиационный баланс земной поверхности Разность между поглощенной радиацией поглощение радиоволна эффективным из­лучением называют радиационным балансомразделы серверные корпус консольный переключатель укрепление откос магнитный решетка купить конвертер беседка операторский центр пластиковый пакет светящийся краска корпаративные вечеринка медикаметозное безоперационное прерывание беременность ванна моечный управление иваново выделенка уцененный холодильник рак пищевод радиодоступ пекарня нард online restart плита k610 купить куллер купить широкоугольник жаростойкий краска снос любой конструкция стимулирующий лотерея хосе карерас билет купить пк тройник автоинформатор купить ножовка врач-гинеколог телефонный обзвон холодный зеркало агат кристи билет купить ломтерезку автоматический отправка писем outlook брусок алмазный виные холодильник травертин пекарня облицовка bella italia московский флаг государственный герб красный площадь сегодня kyiv apartaments service 5004.10 (крышка) поглощение радиоволна