Встречное излучение. Основы актинометрии

· Основы актинометрии

АКТИНОМЕТРИЯ - совокупность методов измерения лучистой энергии. К задачам актинометрии относятся исследование прямой солнечной радиации, поглощение и рассеяние ее молекулами атмосферы, различными твердыми и жидкими примесями, а также определение длинноволнового излучения земли и атмосферы.

В основу методов измерения лучистой энергии положен принцип превращения одного вида энергии в другой. При поглощении лучистой энергии солнца зачерненной поверхностью какого-либо приемника происходит переход лучистой энергии в тепловую. Регистрируя выделяющееся при этом количество тепла или повышение температуры приемной поверхности прибора, можно измерить величину потока солнечной радиации, падающего на прямую поверхность. Подобного рода принципы измерения лучистой энергии положены в основу калориметрического метода. Явление фотоэффекта и фотохимические воздействия использованы в фотоэлектрических и фотографических методах измерения.

При А. применяются приборы, в которых поток лучистой энергии определяется разностью температур приемной поверхности и окружающей среды, которая измеряется величиной тока, возникающего в цепи последовательно соединенных термопар. Такого рода приборы являются относительными и нуждаются в градуировке путем сравнения их показаний с показаниями абсолютных приборов.

· Уравнение баланса радиации

Радиационный баланс атмосферы и подстилающей поверхности, сумма прихода и расхода лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой атмосферой и подстилающей поверхностью.

Для атмосферы Радиационный баланс состоит из приходной части - поглощённой прямой и рассеянной солнечной радиации, а также поглощённого длинноволнового (инфракрасного) излучения земной поверхности, и расходной части - потери тепла за счёт длинноволнового излучения атмосферы в направлении к земной поверхности (т. н. противоизлучение атмосферы) и в мировое пространство.

Приходную часть Радиационный баланс подстилающей поверхности составляют: поглощённая подстилающей поверхностью прямая и рассеянная солнечная радиация, а также поглощённое противоизлучение атмосферы; расходная часть состоит из потери тепла подстилающей поверхностью за счёт собственного теплового излучения.

Радиационный баланс является составной частью теплового баланса атмосферы и подстилающей поверхности.

· Эффективное излучение

Разница между собственным излучением тела и встречным излучением атмосферы называется эффективным излучением. Его значение и выражает действительный поток тепла от Земли или воды к атмосфере.

Величина эффективного излучения зависит от ряда факторов:

От температуры почвы или воды: чем она выше, тем больше тело теряет тепла излучением: В жаркий летний день и земля, и вода много излучают тепла в воздух и температура его повышается. Теплый воздух дает большой и встречный поток. Возрастает общий уровень эффективного излучения. Ночью, когда нагревание почвы и воды прекращается, уменьшается и их излучение. Перед утром оно становится совсем незначительным. Соответственно понижается и температура воздуха.

От влажности воздуха: водяной пар улавливает длинноволновое излучение и удерживает тепло. Влажная атмосфера посылает к Земле значительный встречный поток, эффективное излучение уменьшается. По этой причине во влажных климатах и при влажной погоде ночи не бывают так холодны, как в сухую погоду, и в странах с сухим климатом.

От туманов и облаков: капли воды облаков и туманов действуют, как и водяной пар, но в еще большей степени. Ночи при туманной и облачной погоде бывают обычно теплыми.

От близости или удаленности водоемов: водная масса, будучи теплоемкой, дольше, чем суша, удерживает тепло. Увеличением влажности, образованием облаков и туманов водоемы снимают эффективное излучение. По этой причине наибольшая потеря тепла зимой и ночью и, следовательно, резкие колебания ночной и дневной температур свойственны сухим внутриматериковым странам - Центральной и Средней Азии, Восточной Сибири и Антарктиде.

От абсолютной высоты местности: в горах, с уменьшением плотности воздуха уменьшается встречное и увеличивается эффективное излучение.

От растительности: мощный растительный покров, особенно леса, снижают эффективное излучение. В пустынях оно резко увеличивается.

От характера почво-грунтов: мощные и рыхлые почвы дольше удерживают и больше излучают тепло, каменистые почвы и особенно пески пустынь скорее его теряют и остывают.

· ТЭР климата и ТЭР испарения (ТЭР - теплоэнергетические ресурсы)

ТЭР климата – количество энергии, которое затрачивается на нагревание воздуха, почвы, на фактические затраты тепла на испарения, на таяние почвенного льда.

Энергетической базой природных процессов являются теплоэнергетические ресурсы климата, формирующиеся в результате прихода прямой и рассеянной радиации на земную поверхность и обеспечивающие ее влагообмен с приземной атмосферой.

В формировании теплоэнергетических ресурсов климата участвуют: R + - положительная составляющая радиационного баланса - разность между поглощенной коротковолновой (прямой и рассеянной) радиацией Солнца и балансом длинноволнового излучения в дневные и частично в сумеречные часы суток; Р + - положительная составляющая турбулентного теплообмена - часть адвективного тепла, приносимого,в связи с циркуляцией атмосферного воздуха.

ТЭР испарения – это количеств энергии, которое затрачивается на все виды испарения: с водной поверхности, с поверхности суши, транспирации.

Вопрос. Атмосферные осадки

Осадками называют воду, выпадающую в жидком или твердом состоянии на поверхность земного шара и наземные предметы из облаков или из воздуха, вследствие конденсации содержащегося в нем водяного пара.Осадки в зависимости от фазового состояния разделяются на: твердые (снег, град, снежная крупа, гололед, иней), жидкие (дождь), смешанные (снег с дождем, мокрый снег).Осадки характеризуются тремя параметрами: количеством, интенсивностью и продолжительностью их выпадения.Количество осадков измеряется толщиной слоя воды в мм, который образовался бы на горизонтальной поверхности от выпавших осадков при отсутствии просачивания в землю, стекания и испарения.

1 Мм осадков = 10 т воды на 1 га.

Интенсивность осадков измеряют в миллиметрах в минуту (мм/мин) или в час (мм/ч).

Продолжительность выпадения осадков измеряют в часах или в минутах от начала до окончания их выпадения.

Осадки выпадающие их облаков делятся на 3 типа:

Обложные (нижний ярус, слоистые облака).

Моросящие (нижний ярус, слоистые облака).

Ливневые (кучевые облака вертикального развития).

Наблюдения за осадками включают: 1. визуальные – вид осадков, их интенсивность, время начала и конца выпадения 2. измерение количества осадков с помощью приборов – осадкомера и дождемера Третьякова, полевого дождемера Давитая, плювиографа, суммарного осадкомера, напочвенного осадкомера.

Земля и атмосфера, как и любое другое тело, излучают энергию. Поскольку по сравнению с температурой Солнца температура Земли и атмосферы мала, то излучаемая ими энергия приходится на невидимый инфракрасный участок спектра. Следует отметить, что ни земную поверхность, ни тем более атмосферу нельзя рассматривать как абсолютно черные тела. Однако изучение спектров длинноволновой радиации различных поверхностей показало, что с вполне достаточной степенью точности земную поверхность можно считать серым телом. Это значит, что излучение земной поверхности при всех длинах волн отличается на один и тот же множитель от излучения абсолютного черного тела, имеющего температуру, одинаковую с температурой земной поверхности. Таким образом, формула для потока излучения земной поверхности может быть записана на основе закона Кирхгофа в следующем виде:

где Т 0 - температура земной поверхности, - относительный коэффициент излучения или поглощения. Значения для различных поверхностей, по данным измерений, колеблются в пределах от 0,85 до 0,99. Поток излучения земной поверхности значительно меньше потока излучения Солнца (B c << B 0), но B 0 оказывается вполне сравнимым с величиной потока солнечной радиации F?, поступающего на поверхность Земли. Приведём значения потока излучения абсолютно черного тела при разных температурах: t 0 -40 -20 0 20 40 B кал/см 2 *мин0,24 0,34 0,46 0,61 0,79 Из этих данных следует, что B 0 имеет тот же порядок величины, что и F?. Поток излучения земной поверхности зависит от ее температуры, с увеличением которой он возрастает. Этот поток наблюдается днем и ночью и непосредственно не зависит от того, каков поток солнечной радиации. В каждой фиксированный момент времени земная поверхность, поглощающая коротковолновую радиацию, одновременно теряет энергию путем длинноволнового излучения. Значительная часть излучения земной поверхности поглощается атмосферой. Атмосфера в свою очередь излучает длинноволновую радиацию, часть которой, направленная к земной поверхности, называется встречным излучением или противоизлучением атмосферы. Поток встречного излучения атмосферы B A представляет собой количество длинноволновой радиации, поступающей от атмосферы к 1 см 2 земной поверхности в единицу времени. Поскольку земная поверхность не является абсолютно черным телом, то ею поглощается часть поступившего потока, равная. Разность между собственным излучением земной поверхности B 0 и поглощенной ею частью встречного излучения атмосферы называют эффективным излучением земной поверхности. Обозначая эффективное излучение через B * , имеем:

Температура атмосферы, как правило, ниже температуры земной поверхности, поэтому в большинстве случаев и, следовательно, т.е. вследствие длинноволнового излучения земная поверхность почти всегда теряет энергию. Лишь в редких случаях очень сильных инверсий температуры и высоких значений влажности воздуха эффективное излучение может оказаться отрицательным. Эффективное излучение оказывает большое влияние на температурный режим земной поверхности, играет существенную роль в образовании радиационных заморозков и туманов, при снеготаянии и пр. Эффективное излучение сильно зависит от содержания водяного пара в атмосфере и наличия облачности. Тесную связь между B * и упругостью водяного пара e вблизи поверхности земли характеризуют следующие данные непосредственных измерений: e мм рт. ст. 4,5 8,0 11,3 B * кал/см 2 *мин 0,19 0,17 0,15 Как видно, с увеличением e эффективное излучение B * уменьшается. Объясняется это тем, что с ростом e увеличивается встречное излучение атмосферы B A .

Большое количество энергии поступает на нашу планету в виде солнечного излучения. Эта энергия составляет примерно 1,7 1017 Вт. Количество энергии, используемой в настоящее время, составляет около 1010 кВт. Если мысленно представить, что примерно 1% площади планеты приспособлен для улавливания солнечной энергии с помощью коллекторов излучения эффективностью 10%, то можно собрать 1011 кВт энергии. Путем вычисления при условии, что население Земли составляет определенное число людей, каждый из которых потребляет некоторое количество энергии, можно определить, достаточно ли этой энергии. Так, нынешнее население Земли составляет около 3 109 человек. Допустим, что оно увеличилось до 5 109 человек и каждый потребляет примерно 10 кВт (что превышает наши потребности), то и в этом случае полученной энергии было бы больше, чем нужно.[ ...]

Для создания передвижных экранов используют различные материалы. Защита от альфа-излучения достигается применением экранов из обычного или органического стекла толщиной несколько миллиметров. Достаточной защитой от этого вида излучения является слой воздуха в несколько сантиметров. Для защиты от бета-излучения экраны изготавливают из алюминия или пластмассы (органическое стекло). От гамма- и рентгеновского излучения эффективно защищают свинец, сталь, вольфрамовые сплавы. Смотровые системы изготавливают из специальных прозрачных материалов, например, свинцового стекла. От нейтронного излучения защищают материалы, содержащие в составе водород (вода, парафин), а также бериллий, графит, соединения бора и т.д. Бетон также можно использовать для защиты от нейтронов.[ ...]

Озонный слой является защитным экраном от проникающего ультрафиолетового (УФ) солнечного излучения в области длин волн 240-320 нм. Поскольку УФ-В излучение эффективно поглощается нуклеиновыми кислотами в живых клетках, оно представляет особую опасность для всего живого. Кроме этого, в результате облучения жестким ультрафиолетовым излучением увеличивается вероятность (а следовательно, и частота появления) заболевания раком кожи (мелонома и карцинома кожи). Подсчитано , что уменьшение озонного слоя всего на 5 % приведет к увеличению числа случаев заболевания раком кожи у людей в среднем на 10 % (см. п. 8.2).[ ...]

Эти расчеты вселяют оптимизм, но справедливо напомнить, что в данный момент еще нет конструкций коллекторов излучения эффективностью 10%, работающих экономично. Утверждение «солнечная энергия доступна» обманчиво, так как стоимость энергии - это лишь один компонент стоимости преобразованной энергии или топлива (электричества, водорода, метилового спирта).[ ...]

ДЛИННОВОЛНОВАЯ РАДИАЦИЯ. Электромагнитная радиация, испускаемая земной поверхностью н атмосферой, т. е. почти полностью в интервале от 4 до 120 мкм. Ср. атмосферное излучение, земное излучение, встречное излучение, эффективное излучение земной поверхности, коротковолновая радиация.[ ...]

ЕСТЕСТВЕННАЯ РАДИАЦИЯ [лат. гас ю сияние, блеск] - радиация, которой человек подвергается на Земной поверхности,- включает у-излу-чение радиоактивных материалов Земли, излучение радионуклидов в тканях организма, попадающих туда с пищей, и космическое излучение. Эффективная эквивалентная доза от этих источников без учета облучения легких от вдыхания в жилых помещениях радо-на-торона и их продуктов распада для населения страны в 1990 г. составвла в среднем около 0,09 (0,07-0,23) бэр.[ ...]

В ряде других работ системы с оптическим гетеродинированием использовались для установления когерентной связи на длинах волн X = 3,39 мкм и X - 10,6 мкм . Было выяснено, что с увеличением длины волны использованного излучения эффективность оптического гетеродинирования в атмосфере растет. Это также согласуется с проведенным выше рассмотрением, ибо радиус когерентности рг, как видно из формулы (3.26), растет, как ХвЬ.[ ...]

Эта оценка завышена, поскольку предположение об излучающем канале как об абсолютно черном теле является слишком грубым. Однако она убеждает нас в том, что преобразование электрической энергии в световую в проводящем канале молнии происходит достаточно эффективно. Другой особенностью свечения канала молнии является то, что большая часть излучения соответствует ультрафиолетовой части спектра. Действительно, для абсолютно черного тела с температурой 30 ООО К максимум энергии излучения согласно закону Вина соответствует длине волны 0,1 мкм. Хотя реально в результате того, что воздушная плазма прозрачна для вакуумного ультрафиолета, этот максимум смещается в область более длинных волн, основные излучательные потери рассматриваемой горячей воздушной плазмы связаны с ультрафиолетовым излучением. При этом, поскольку ультрафиолетовое излучение эффективно поглощается в реальном воздухе, спектр излучения молнии, регистрируемый на большом расстоянии, оказывается искаженным.[ ...]

Принцип действия радиационного контура или петли состоит в том, что какое-либо рабочее вещество или носитель, способный циркулировать в замкнутой системе и легко активироваться в активной зоне реактора под действием нейтронов, используется затем вне реактора в качестве излучателя. В первую очередь, естественно, были рассмотрены системы с жидким носителем, хотя в принципе можно использовать и твердый носитель, например, в виде шариков. Преимущества радиационных контуров состоят в том, что при их помощи можно быстро создать очень мощный источник излучения, эффективно использовать нейтроны утечки для целей облучения и сравнительно быстро ликвидировать источник в случае необходимости.

Верхние слои почвы и воды, снежный покров и растительность сами излучают длинноволновую (инфракрасную) радиацию, не воспринимаемую глазом. Интенсивность собственного излучения земной поверхности (т.е. отдача лучистой энергии с единицы горизонтальной поверхности за единицу времени) можно рассчитать, зная абсолютную температуру земной поверхности Т. По закону Стефана – Больцмана излучение с каждой единицы площади абсолютно черной поверхности в калориях за единицу времени при абсолютной температуре Т равно:

Е = σТ 4 (2.8)

где постоянная излучения s = 5.67·10 –8 Вт/м 2 К 4 .

При реальных значениях температуры земной поверхности (180 – 350 о К) излучение происходит в диапазоне от 4 до 120 мк, а максимум энергии падает на длины волн 10 –15 мк (рис. 2.8).

Земная поверхность излучает почти как абсолютно черное тело. Её интенсивность излучения E s может бытьопределена по формуле (2.8). При средней глобальной температуре земной поверхности +15°С, или 288°К, излучение E s равно 0,6 кал/см 2 мин.

Рис. 2.8. Интенсивность излучения Е= s Т 4 при температурах 200, 250 и 300° К для различных длин волн

Столь большая отдача радиации приводила бы к быстрому охлаждению земной поверхности, если бы не обратныйпроцесс – поглощение земной поверхностью радиации солнца и встречного излучения атмосферы.

Атмосфера поглощает как солнечную радиацию (около 15 % ее количества, приходящего к Земле), так и собственное излучение земной поверхности. Кроме того, она получает тепло от поверхности Земли путем турбулентной теплопроводности (об этом – в следующей главе), а также при конденсации водяного пара.

Будучи нагретой, атмосфера излучает сама инфракрасную радиацию, так же, как и земная поверхность, – по Закону Стефана – Больцмана (формула 2.8)ипримерно в том же диапазоне длин волн. Большая часть (70%) атмосферной радиации приходит к земной поверхности. Остальная ее часть уходит в мировое пространство.

Атмосферную радиацию, излучаемую атмосферой и приходящую к земной поверхности, называют встречным излучением атмосферы(Е а ). Земная поверхность на 90 – 99 %поглощаетэтовстречное излучение. Для земной поверхности, в дополнение к поглощенной солнечней радиации, оно является важным источником тепла. Встречное излучение возрастает сувеличением облачности.

Для равнин умеренных широт средняя интенсивность встречного излучения составляет порядка 0,3 – 0,4 кал/см 2 мин, в горах – около 0,1 – 0,2 кал/см 2 мин. Уменьшение встречного излучения с высотой объясняется уменьшением содержания водяного пара.

Наибольшее встречное излучение (0,5 – 0,6 кал/см 2 мин) наблюдается у экватора, где атмосфера наиболее нагрета и богата водяным паром. К полярным широтам оно убывает до 0,3 кал/см 2 мин.

Отепляющее влияние атмосферы на тепловой режим земной поверх­ности за счет встречного излучения Е а , по аналогии с влиянием стекол теплицы, носит название парникового эффекта.

Основной субстанцией в атмосфере, поглощающей земное излучение и посылающей встречное излучение, является водяной пар. Он поглощает инфракрасную радиацию в широкой области спектра – от 4,5 до 80 мк, за исключением интервала между 8,5 и 11 мк. В этом интервале земное излучение проходит сквозь атмосферу в мировое пространство.

Встречное излучение всегда несколько меньше земного. Поэтому ночью, когда солнечной радиации нет, земная поверхность теряет тепло за счет положительной разности между собственным и встречным излучением. Эту разность между собственным излучением земной поверхности и встречным излучением атмосферы называют эффективным излучением (Е е) :

Е е = Е s – E a (2.9)

Эффективное излучение представляет потерю тепла земной поверхностью. Оно измеряется специальными приборами – пиргеометрами. Интенсивность эффективного излучения в ясные ночи составляет около 0,10 – 0,15 кал/см 2 мин на равнинах умеренных широт и до 0,20 кал/см 2 мин в горах, где встречное излучение меньше. С возрастанием облачности, увеличивающей встречное излучение, эффективное излучение убывает. В облачную погоду заметно уменьшается ночное охлаждение поверхности земли.

Днем эффективное излучение перекрывается или частично компенсируется поглощенной солнечной радиацией. Поэтому земная поверхность днем теплее, чем ночью. Данные наблюдений показывают, что земная поверхность в средних широтах теряет путем эффективного излучением примерно половину тепла, получаемого от поглощенной радиации.

В основе расчета эффективного излучения Е е лежит зависимость (2.9), в которой излучение земной поверхности E s и встречное излучение атмосферы E а могут быть определены по формулам следующего вида:

E s = b п sТ п 4 ,

E а = А е С о sТ а ,

где Т п и Т а – абсолютные температуры земной поверхности и атмосферы;b п –лучеиспускательная способность поверхности относительно абсолютно черного тела (если отсутствуют сведения, b п =1); А е – коэффициент, зависящий от величины влажности воздуха; С о – коэффициент, учитывающий облачность .

Верхние слои почвы и воды, снежный покров и 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.

Земная поверхность излучает почти как абсолютно черное тело, и интенсивность ее излучения Es может быть определена по формуле (56).

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 и атмосферной радиации земной поверхностью.

Абсолютные температуры земной поверхности заключаются между 180 и 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. 8).

Рис. 8. Излучение абсолютно черного тела при температурах 200, 250 и 300 К

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 и 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 излу-чения с высотой объясняется уменьшением содержания водяного пара. Наибольшее встречное излуче-ние – у экватора, где атмосфера наиболее нагрета и богата водяным паром. Здесь оно составляет 0,5 – 0,6 кал/(см2·мин)в среднем годовом, а к полярным широтам убывает до 0,3 кал/(см2·мин).

Водяной пар играет основную роль, как в поглощении земного излучения, так и во встречном излучении.

Встречное излучение всегда несколько меньше земного. Поэтому ночью, когда солнечной радиации нет и 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 и встречным излучением атмосферы называют эффективным излучением (Ее)

Эффективное излучение представляет собой чистую потерю лучистой энергии, а следовательно, и тепла с земной поверхности ночью, и именно оно измеряется специальными приборами – пиргеометрами. Собственное излучение можно определить по закону Стефана-Больцмана, зная температуру земной поверхности, а встречное излучение вычислить по формуле (57).

Интенсивность эффективного излучения в ясные ночи состав­ляет около 0,10 - 0,15 кал/(см2·мин)на равнинных станциях умеренных широт и 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 и ночное охлаждение земной поверхности.

Эффективное излучение, конечно, существует и в дневные часы. Но днем оно перекрывается или частично компенсируется поглощенной солнечной радиацией. Поэтому земная поверхность днем теплее, чем ночью, вследствие чего, между прочим, и 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 явление атмосферы на тепловой режим земной поверхности носит название тепличного эффектавследствие внешней аналогии с действием стекол теплицы.