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

Wyniki pomiarów natężenia światła wykonane podczas bezchmurnej pogody t-teperatura powietrza, e ciśnienie pary wodnej, v-prędkość wiatru, I1-nateżenie światła w dolnym punkcie, I2- natężenie światła w górnym punkcie
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