2. Ekstyncja promieniowania
słonecznego w dolnej troposferze
Światło słoneczne przechodząc przez atmosfere jest
pochłaniane głównie na dwóch wysokościach. W stratosferze
idolnej troposferze. W pierwszym przypadku substancją
wywołującą to zjawisko jest ozon gromadzący się w warstwie
od 15 do 50km. W drugim przypadku zasadniczą rolę odgrywają 2
substancje para wodna i tlen. Wysokie temperatury w dolnej
atmosferze prowadzą do magazynowania dużych ilości pary
wodnej, która silnie
pochłania pasmo widzialne. Dodatkowo wysokie ciśnienia pary
wodnej są przyczyną intensywnej kondensacji i tworzenia
gęstych chmur. Chmury bardzo silnie pochłaniają światło a
jednocześnie
rozpraszają go.
W przygruntowych warstwach powietrza wskutek dużego ciśnienia
atmosferycznego następuje pochłanianie przez tlen i
zanieczyszczenia powietrza.
Natężenie promieniowania bezpośredniego "I"
(promieniowanie na powierzchnie prostopadłą do promieni
słonecznych) po przejściu przez atmosferę wyraża się wzorem
Lomberta-Brodhuna
I= Io*exp(-x*b)
b- współczynnik ekstyncji, Io- stała słoneczna, x- droga
jaką pokonuje promieniowanie w czasie przechodzenia przez
atmosferę.
Współczynnik ekstyncji zależy od grubości atmosfery i
długości fali promieniowania. Aby uniknąć pierwszej
zależności wprowadzmy inny parametr opisujący osłabienie
promieniowania tz. współczynnik przezroczystości "p"
wyrażający się wzorem:
p=exp(-h*b)
gdzie h - oznacza grubość atmosfery przez jaką
przechodzi promieniowanie gdy Słońce jest w zenicie.
stosunek x/h = m
m - optyczna masa atmosfery
m - optyczna masa atmosfery
zatem : I= Io*exp(-h*m*b)
podstawiając za "p" otrzymujemy;
I = Io *p^m
Obliczmy teraz jak zależy masa optyczna od kąta nachylenia
Słonca do horyzontu. W tym celu obliczmy grubość powietrza
przez jaką przechodzi promieniowanie z twierdzenia cosinusów
(rys 1)
cos(90
+a)=[-r^2+x^2-(r+h)^2]/2*r*h
r -promień Ziemi
po krótkich przekształceniach otrzymujemy
- 2*r*x*sina =
r^2+x^2-r^2-2*r*h -h^2
redukując wyrażenia podobne dostajemy
równanie kwadratowe
x^2+ 2*r*x*sina - 2*r*h -
h^2 =0
rozwiązując równanie kwadratowe otrzymujemy dwa rozwiązania
lecz
tlko jedno na fizyczny sens:
x =(r^2*(sina)^2 + 2*r*h +
h^2)^1/2 - r*sina
podstawiając do wzoru na masę optyczną atmosfery za
"x" otrzymuje się:
m=[(r^2*(sina)^2 + 2*r*h+
h^2 - r*sina]/h
Badania promieniowania w paśmie widzialnym wykonywano w dwóch
punktach pomiarowych dla których różnica wysokości wynosiła
h=100m. Za pomacą luxomierza mierzącego natężenie
oświetlenia. Celem ich było wyznaczenie przezroczystości 100m
warstwy powietrza. Dla tych warunków masę optyczną 100
metrowej warstwy powietrza zależną od kąta nachylenia
Słońca, wartości jej przedstawia poniższa tabela.
kąt a [stopniach] | 90 | 80 | 70 | 60 | 50 | 40 | 30 | 20 | 10 | 5 | 0 |
masa optyczna m | 1.00 | 1.02 | 1.06 | 1.15 | 1.31 | 1.56 | 2.00. | 2.92 | 5.76 | 11.46 | 357.2 |
W tabeli zaniedbano wpływ zakrzywienia światła
przechodzącego przez warstwę powietrza. Cechą
charakterystyczną powyższych danych jest bardzo szybki wzrost
masy optycznej a co za tym idzie grubości powietrza przez
którą przechodzi promieniowanie dla małych kątów.
Szczególnie przy kątach mniejszych od 5o.
Wywołane jest to cienką warstwą powietrza braną pod uwagę i
dużym promieniem Ziemi. Tak olbrzymie wartości masy optycznej
przy małych kątach wpływają na duże osłabienie
promieniowania przy zachodzie Słońca. Takie warunki panują
niemal przez cały dzień zimą wywołując znaczny spadek energi
dostarczanej dolnemu
punktowi pomiarowemu.
Średni współczynnik przezroczystości powietrza dla pasma
widzialnego wyraża się wzorem:
p=(I2/I1)^1/m
I1 I2 - Natężenie promieniowania w paśmie widzialnym w górnym
i dolnym punkcie.
Wyniki badań przedstawione poniżej charakteryzują się dużą
zależnością od warunków meteorologicznych. Zaskakujące są
wartości natężenia oświetlenia zanotowane w górnym i dolnym
punkcie pomiarowym. Różnice natężenia wynoszą od kilku do
kilkudziesięciu procent. Rosną one wraz ze zmniejszaniem się
kąta nachylenia Słońca wskutek wzrostu masy optycznej.
Wartości współczynnika przezroczystości powietrza
uzależnione są od charakteru masy powietrza napływającego na
obszar Strzyżowa, ciśnienia pary wodnej, siły wiatru,
temperatury powietrza. Wahają się one od 0.887 do 0.995.
Generalnie zimą obserwuje się wzrost a latem spadek jego
wartości. Związane to jest z temperaturą a przez to z
ciśnieniem pary wodnej. Wzrost
zawartości pary wodnej w powietrzu przyczynia się do
rozpraszania i absorbcji. Zmniejszając natężenie światła
padające na powierzchnie. W lecie w skutek wysokiej temperatury
a więc dzięki dużej prężności pary nasyconej i dziennemu
intensywnemu parowaniu ciśniene pary jest duże. Zmiany dobowe
tego elementu wilgotności powietrza wywołane ranną
kondensacją i podwyższonym w dzień parowaniem przyczyniają
się do zmian przejzroczystości powietrza podczas doby. Dlatego
najlepszą widzilność rejestruje się w nocy zaś najsłabszą
w południe.
Wyniki pomiarów natężenia oświetlenia wykonanych przy
bezchmurnej pogodzie przedstawia poniższa tabela
data | t[C] | e[hpa] | v[m/s] | warunki meteorologiczna | kąt a | I1[lx*10^4] | I2[lx*10^4] | p |
24.12 | -7.5 | 1.9 | 0 | zamglenie, pogoda wyżowa,PPk | 15 | 34 | 47.5 | 0.917 |
24.12 | -8.0 | 1.7 | 0 | bez zmian | 4 | 18 | 33.5 | 0.958 |
07.12 | 4.9 | 5.0 | 5 | bez zmian | 14 | 43 | 46.5 | 0.981 |
16.01 | -8.1 | 1.2 | 3 | widzialność dobra PPk | 17 | 53 | 54.5 | 0.992 |
16.01 | -9.9 | 1.1 | 2 | widzialność bardzo dobra PA | 10 | 43.5 | 45 | 0.994 |
16.01 | -12.9 | 1.1 | 0 | bez zmian | 6 | 37 | 39 | 0.994 |
06.12 | 7.1 | 8.5 | 5 | bez zmian | 16 | 38 | 45 | 0.955 |
24.11 | 5.8 | 6.3 | 10 | pogoda niżowa PPk | 18 | 48 | 51.5 | 0.979 |
15.05 | 10.0 | 5.5 | 4 | klin wysokiego ciśnienia PA | 43 | 60 | 60.5 | 0.995 |
31.07 | 29.4 | 15.4 | 6 | płytki wyż PPk | 56 | 59.5 | 66 | 0.918 |
01.08 | 23.0 | 18.8 | 2 | bez zmian | 30 | 41 | 50 | 0.906 |
01.08 | 29.6 | 21.1 | 1 | bez zmian | 57 | 58.5 | 66 | 0.903 |
08.08 | 30.2 | 14.5 | 1 | rozległy wyż PZ | 53 | 53.5 | 62.5 | 0.883 |
PPk-powietrze polarno kontynentalne, PPm-powietrze
polarno morskie, PA-powietrze arktyczne,PZ-powietrzne zwrotnikowe
Duże znaczenie dla promieniowania słonecznego dochodzącego do
ziemi ma rodzaj masy powietrza zalegającej na danym obszarze.
Największą przezroczystością odznacza się powietrze
arktyczne związane jest to z pochodzeniem tej masy.
Kształtowana jest ona w klimacie surowym gdzie ciśnienie pary
wodnej jest małe i panuje dość niskie zanieczyszczenie
atmosfery. Nieco mniejszą widzialnością charakteryzuje się
powietrze polarne. Stym iż jego
odmiana morska jest bardziej przezroczysta od kontynentalnej
masy. Najmniejszym współczynnikiem przezroczystości wyróżnia
się powietrze zwrotnikowe ze względu na duże jego zapylenie.
Masa ta kształtująca się nad Afryką przez prądy konwekcyjne
zabiera drobiny piasku wywołując spadek przezroczystości
chociaż
wilgotność tej masy jest niewielka. W czasie adwekcji tej masy
współczynnik osłabienia promieniowania "p" w
Strzyżowie spada poniżej 0.9.
Niemniejsze znaczenie na przezroczystości powietrza w
Strzyżowie ma siła wiatru. Miasto to leżąc w kotlinie
szczególnie narażone jest na powstawanie smogu w okresie
zimowym. Zanieczyszczenia wydobywające się z kominów tworzy
chmurę dymu zawieszoną nisko nad miastem. W czasie wiatru
sytuacja ta dzięki intensywnej wymianie poziomej i pionowej
(turbulencja) nie zachodzi. Tak więc w dni o słabym wietrze
(szczególnie rano i wieczorem oraz w nocy) przezroczystość
powietrza silnie maleje. Latem opisana sytuacja jest mniej
widoczna za sprawą spadku wydzielania zanieczyszczeń do
atmosfery i intensywnych ruchów konwekcyjnych. Opisane wyniki
pomiarów odnoszą się tylko do dolnej 100 metrowej warstwy
troposfery. Wyżej za sprawą spadku ciśnienia atmosferycznego,
prężności pary wodnej oraz obniżeniu się stężenia
zanieczyszczeń współczynnik widzialności powietrza będzie
większy rosnący w miarę posuwania się w górę. Z braku
możliwości wykonania takich pomiarów nie przedstawiono danych
dla wyższych warstw powietrza.
Byłyby one zapewnie bardzo interesujące. Wahania
współczynnika przezroczystości powietrza w zależności od
warunków meteorologicznych wpływają na duże różnice w
dopływie energii. W zimie są one największe wskutek
niskiego położenia Słońca nad horyzontem. Dla p=0.99 do
powierzchni ziemi dociera 93% energi, która dochodzi do górnej
100 metrowej warsty powietrza, zaś dla p=0.95 współczynnik ten
wynosi zaledwie 69%. W lecie gdy średni kąt Słońca do
horyzontu wynosi około 30o (w czasie całego dnia) do
powierzchni gruntu dociera 80-90% energii choć współczynnik
przezroczystości wynosi 0.9-0.96. Tak duże różnice w
dopływie energii do gruntu wpływają na rozkład temperatury
powietrza. W zimie , gdy wspomniane różnice energii są
największe ziemia otrzymuje dużo niższe ilości energii przez
co mniej się ociepla. W czasie napływu arktycznych mas
powietrza efekt ten jest stosunkowo niewielki.
Para wodna , zanieczyszczenia powietrza zmniejszają
współczynnik przezroczystości powietrza jednocześnie
zatrzymują promieniowanie ziemskie w atmosferze. W ten sposób
temperatura przygruntowej warstwy powietrza nie jest niska jak by
wynikało z ilości docierającej energii. Jednocześnie
powietrze osłabiając promieniowanie, pochłania je przez co
ogrzewa się silnie. W tej sytuacji spadek temperatury z
wysokością w dolnej atmosferze o małym współczynniku
przezroczystości jest mniejszy niż w dni o lepszej
przezroczystości. W ciepłej porze roku efekt ten jest nieco
mniejszy lecz zmiany pionowego gradientu temperatury są dość
wyraźne. Tak więc silna absorbcja i rozpraszanie promieniowania
słonecznego wpływa na zmiany temperatury przygruntowej warstwy
powietrza i wartość pionowego gradientu temperatury a przez co
i gradientu ciśnienia