Күн радиациясының атмосферада әлсіреуі

Жұмыс түрі: Курстық жұмыс
Тегін: Антиплагиат
Көлемі: 27 бет
Таңдаулыға:

МАЗМҰНЫ

КІРІСПЕ
3
1. ӘДЕБИЕТТЕРГЕ ШОЛУ
4
1.1 Күннен келетін радиация түрлері және күн тұрақтысы
4
1.2 Күн радиациасының атмоферада әлсіреуі
5
1.3 Күн радиациясының атмоферада түрленуі
8
1.4 Жер беті мен атмосфераның сәуле шашуы
11
1.5 Жер бетінің және Жер-атмосфера жүйесінің радиациялық
Балансы
13
Күн радиациясының әлем кеңістігінде таралуы
15
2. АЛМАТЫ ЖӘНЕ АСТАНА ҚАЛАЛАРЫНЫҢ
ФИЗИКА ГЕОГРАФИЯЛЫҚ СИПАТТАМАСЫ
18
Алматы қаласының климаттық сипаттамасы
18
Астана қаласының климаттық сипаттамасы
19
3. АЛМАТЫ ЖӘНЕ АСТАНА ҚАЛАЛАРЫНДАҒЫ КҮН
РАДИАЦИЯСЫНЫҢ ТАРАЛУЫ
21
3.1 Тіке радиацияның тәуліктік және жылдық жүрісі
21
3.2 Шашыранды радиацияның тәуліктік және жылдық жүрісі
23
3.3 Жиынтық радиацияның жылдық жүрісі
25
3.4 Радиациялық баланстың жылдық жүрісі
26
ҚОРЫТЫНДЫ
28
ҚОЛДАНЫЛҒАН ӘДЕБИЕТТЕР ТІЗІМІ
29

КІРІСПЕ

Жер бетіндегі тіршілік үшін негізгі энергия көзі- күн болып табылады. Күн радиациясы жер бетін жылытады. Атмосферадағы болып жатқан барлық процесстер энергияны күннен алады. Күн әлем кеңістігіне үздіксіз орасан мол сәулелі энергия шашады. Оның екі миллиардтан бір бөлігі жердің үлесіне тиеді. Бұл энергия қуатымен салыстырғанда басқа сыртқы энергия көздерінің (жұлдыздар сәулесі, кеңістіктегі сәулелер т.б ) қуаты өте аз.
Күн радиациясы жер бетінің жылу көзі емес, сонымен қатар жарық, планетамыздағы тіршілік көзі болып табылады. Мысалы күн энергисы арқылы атмосфералық процесстер жүреді. Адамзат, жануарлар, өсімдіктер өмірінде маңызы да зор.
Күн әлем кеңістігіне екі түрлі: электромагниттік толқынды (сәулелік) және корпускулярлық радиацияларды шашады. Күн радиациясы жер атмосферасынан өткенде шашырайды, жұтылады және шағылады. Жер беті қысқа толқынды күн радиациясын жұтып, өзі ұзын толқынды жылулық радиация шашады.
Курстық жұмыстың мақсаты Алматы және Астана қалаларындағы радиациялық режимді қарастырып, өзара салыстыра отырып талдау болып табылады. Бұл мақсатты іске асыру үшін аталмыш қалалардағы тіке, шашыранды радиациялардың тәулік ішінде және жыл бойында, ал жиынтық радиацияның, радиациялық баланстың жыл бойында таралуы зерттеледі. Қазақстанның солтүстік шығыс және оңтүстік батыс аудандарындағы радиациялық режиміне баға беріледі.

1 ӘДЕБИЕТТЕРГЕ ШОЛУ

1.1 Күннен келетін радиация түрлері және күн тұрақтысы

Атмосферада болып жатқан барлық процестер энергияны негізінен Күннен алады. Күннің орташа температурасы 6000 К тең деп есептеледі. Күн әлем кеңістігіне үздіксіз орасан мол сәулелі энергия шашады, оның екі миллиардтан бір бөлігі ғана жердің үлесіне тиеді. Оның мөлшері шамамен 1,735*1018 кВтм2. Бұл энергия қуатымен салыстырғанда басқа сыртқы энергия көздерінің (жұлдыздар сәулесі, кеңістіктегі сәулелер, т.б.) қуаты өте аз.
Күн әлем кеңістігіне екі түрлі электромагниттік толқынды (сәулелік) және корпускулярлық радиациялар шашады.
Корпускулярлық радиация (Күн желі) - Күн бетінен келетін электрлі зарядталған бөлшектер (гелий мен сутегі) ағыны, негізінен электрондар мен протондардан тұрады. Олар 200-1000 кмс жылдамдықпен қозғалып Жерге 1-2 тәулікте жетеді, бірақ атмосфераның 90 км-ден төмен бөлігіне ене алмайды. Белгілі бір жағдайларда олар магниттік толқындарды, поляр шұғыласын және басқа да геофизикалық құбылыстарды тудырады. Электромагниттік радиация, ол 300 000 кмс жылдамдықпен тарайды және жердің бетіне дейін жетеді.
Күннің сәулелі радиациясы бірнеше спектрлік облыстарға бөлінеді (λ- толқын ұзындығы):
1) гамма-сәуле (λ 10-5 мкм);
2) рентгендік сәуле (10-5 мкм λ 10-2 мкм);
3) ультракүлгін сәуле (0,01 мкм λ 0,39 мкм);
4) көрінетін жарық сәуле (0,39 мкм λ 0,76 мкм);
5) инфрақызыл сәуле (0,76 мкм λ 3000 мкм);
6) радиотолқынды сәуле (λ 0,3 см).
Сонымен қатар спектрдің жақын ультракүлгін (0,29-0,39 мкм) және инфрақызыл (76-2,4 мкм) бөлшектері ажыратылады. Көрінетін жарық сәуле өз кезегінде жеті түске бөлінеді:
күлгін (0,39-0,46 мкм); сары (0,58-0,59 мкм);
көк (0,46-0,49 мкм); сарғышқызыл (0,59-0,62 мкм);
көгілдір (0,49-0,51 мкм); қызыл (0,62-0,76 мкм).
жасыл (0,51-0,58 мкм);
Күннің сәулелі радиациясының басым (95%- тен астам) энергиясы "оптикалық терезе" ( 0,29- 2,4мкм ) деп аталатын облыстарда жатыр. Себебі бұл толқын ұзындығы аралығындағы радиация үшін жердің атмосферасы мөлдір болып келеді (шамамен 80 % өткізеді), ал алыс ультракүлгін және алыс инфрақызыл радиацияларды атмосфера жерге жібермей толық дерлік жұтып қояды. Атмосфера сонымен қатар радиотолқынды сәуленің толқын ұзындығы 1-20 см аралығы үшін де мөлдір болып табылады.
Атмосфераның жоғарғы шекарасына келген сәулелік радиация спектрінде энергия мөлшері былайша таралады: 7%-ультракүлгін радиация (0,01-0,39 мкм), 48% - көрінетін радиация (0,39-0,76 мкм) және 45%-инфрақызыл радиация (0,76-4,0 мкм) спектрі бөлігінде.
Метеорологияда күн радиациясын қысқатолқынды және ұзынтолқынды деп екіге бөліп қарастырады. Атмосфераға келетін күн радиациясының 99% энергиясы спектрдің 0,10-4,0 мкм толқын ұзындығы аралығында орналасатындықтан және максимальді энергиясы 0,47 мкм толқын ұзындығына сәйкес келетіндіктен, оны "қысқатолқынды радиация" деп атайды.
Күн радиациясын жұтып қызғаннан кейін жер беті мен атмосфера өздері "ұзынтолқынды радиация" шашады (инфрақызыл жылулық радиация). Жер шары төселме беткейінің орташа жылдық температурасы 15°С болғанда, оның шашатын радиациясының 99% энергиясы спектрдің 4-120 мкм аралығында жатады, ал оның максимальді энергиясы 10 мкм толқын ұзындығына сәйкес келеді. Сондықтан жер бетінің және атмосфераның шашатын сәулелері ұзынтолқынды радиацияға жатады.
Күн радиациясына қарасты метеорологияда радиациялық ағын ұғымы қолданылады. Радиациялық ағын деп - бірлік беткейге, бірлік уақыт аралыгында (1 секунд) келетін сәулелік энергия мөлшерін айтады. Оның СИ жүйесінде өлшем бірлігі - Втм2, ал іс жүзінде кВтм2 кең қолданылады. Бұрын - кал(мин*см2) өлшем бірлігі колданылған (1 кал(мин*см2=0,698 кВтм2 ). Ал радиациялық ағынның белгілі уақыт аралығындағы (сағат, тәулік, ай, жыл) жинағының өлшем бірлігі - МДжм2.
Жермен Күн аралығы орташа қашықтық (149,6* 106 км) жағдайында болғанда, атмосфераның жоғарғы шекарасындағы күн сәулесіне перпен-дикуляр бірлік беткейге, бірлік уақыт ішінде келетін күн радиациясы ағынының тығыздығын (энергия мөлшерін) күн тұрақтысы (So) деп атайды. Халықаралык келісім бойынша оның мөлшері S0=1,38 кВтм2 (1,98 кал(мин*-см2)) тең.
Жердің Күнді эллипс бойымен айналатыны белгілі. Ол эллипстің бір фокусында Күн орналасады. Каңтардың 3-де Жер Күнге ең жақын (147*106 км), ал шілденің 5-де ең алыс қашықтықта (152*106 км) орналасады. Сондықтан да атмосфераның жоғарғы шекарасына келетін сәулелі радиация энергиясы жыл бойында +-3,3% өзгереді.

1.2 Күн радиациясының атмосферада әлсіреуі

Күн радиациясы атмосфераға енгеннен кейін Жер бетіне жеткенше әлсірейді. Оның бір бөлігі ауа молекулаларымен және қатты, сұйық қоспалармен шашырап кетеді, ал бір бөлігі жұтылады. Сонымен қатар белгілі бір бөлігі кері шағылып кетеді.
Атмосферада күн радиациясы селективті (таңдамалы) жұтылады. Күн радиациясын жұтатын негізгі газдарға: су буы, озон, көмірқышқыл газы, оттегі және басқа да газдық қоспалар жатады. Олардың өздеріне тән жұту спектрлері бар.
Озонның бүкіл күн сәулесі спектрі бойында жұту жолақтары бар. Озон ультракүлгін радиацияны, әсіресе 0,15-0,29 мкм аралығындағы радиацияны күшті жұтады. Оның басқа да толқын ұзындықтарында әлсіздеу жұту жолақтары бар: ультракүлгін - 0,31-0,36 мкм; көрінетін радиация - 0,44-0,75 мкм. Бұл үш жұту жолағында температура өскен сайын жұту қарқындылығы (жұту коэффициенті) да өседі. Инфрақызыл радиация облысында - орталығы 4,75, 9,6 және 14,1 мкм-де жататын күшті жұту жолақтары бар.
Жалпы алғанда озон күннің тіке радиациясының шамамен 3% жұтады.
Молекулалық оттегінің негізгі жұту жолақтары спектрдің алыс ультракүлгін облысында жатыр (0,10-0,24 мкм).
Су буы және көмірқышкыл газының жұту спектрі өте күрделі. Олардың жұту жолақтары көрінетін және инфрақызыл облыстарда жатыр. Су буының негізгі жұту жолақтарының орталығы 0,72; 0,84; 0,94; 1,14; 1,38; 1,87; 2,70 және 3,20 мкм, ал көмірқышқыл газынікі - 1,44; 1,60; 2,02; 2,70 және 4,31 мкм толқын ұзындықтары болып табылады.
Су буының салмағы атмосферадағы басқа жұтушы газдардан жоғары болғандықтан, жұтылған радиацияның басым бөлігі соның үлесінде. Ауадағы негізгі газ азот - Күннің де Жердің де шашатын сәулелі радиацияларын жұтпайды.
Күн радиациясын атмосферадағы бұлттар, сұйық және қатты қоспалар (аэрозольдер) да жақсы жұтады. Әсіресе үлкен қалаларда ауа өте бұлыңғыр болғандықтан қатты қоспалармен радиацияның жұтылуы өте жоғары болады.
Жалпы алғанда атмосферада күн радиациясының шамамен 10 % жұтылады екен. Егер су қоймасын қарастырсақ, 0,5 метр су қабаты күн радиациясының тең жартысын, ал 10 метр қабаты 90 % жұтады екен.
Атмосфера, сұйық және қатты коспалары болмаса да, Күн радиациясы үшін бұлыңғыр орта болып табылады. Атмосферада радиацияның шашырауы негізінен ауа тығыздығының әр нүктеде үнемі өзгеріп тұруы (флуктуация) нәтижесінде болады. Ауа тығыздығының өзгеруінің себебі: молекулалар санымен олардың ара қашықтығы үнемі өзгеріп тұрады. Күн радиациясының газдар молекулаларының жиынтығымен шашырауын - молекулалық немесе рэлейлік шашырау (ғалымның атына байланысты) деп атайды
Рэлей заңы бойынша сәуленің молекулалармен шашырау қарқындылығы толқын ұзындығының төртінші дәрежесіне кері пропорционал, яғни:
K=Cλ4 (1)

мұндағы: С - бірлік көлемдегі газ молекулаларының санына және оның табиғатына байланысты коэффициент.
λ - толқын ұзындығы.
Бұл теңдеуден шығатын тұжырым: сәуленің толқын ұзындығы кіші болған сайын ол күшті шашырайды. Мысалы, күлгін сәулелер қызыл сәулелерге қарағанда 14 есе күшті шашырайды. Шашыранды радиацияда қысқа толқынның еншісінде (күлгін, көк, көгілдір түсті) ұзынырақ толқындарға (сарғышқызыл, қызыл түсті) қарағанда көбірек энергия болады, яғни молекулалар комплексінен шашыраған радиацияда көкшіл түсті сәулелер басым болады. Сондықтан да аспан көгілдір болып көрінеді. Атмосферада қоспалар неғұрлым аз болса, яғни ауа таза болса, аспан соғұрлым көкшіл түсті болады.
Күн радиациясының ауадағы қатты және сұйық қоспалармен шашырауын аэрозольдік шашырау дейді. Ауадағы қоспалар радиацияны дифракция арқылы шашыратады. Размері сәуленің толқын ұзындығынан үлкен (d=λ) бөлшектермен радиацияның шашырауы Рэлей заңына баынбайды.
Сәулелі радиацияның ірі бөлшектермен шашырауы толқын ұзындығына онша бағынышты болмайды және мына теңдеумен сипатталады:

К=βλ[ε] (0ε4) (2)

мұндағы: β - бірлік ауа көлеміндегі бөлшектердің размері мен мөлшеріне байланысты коэффициент.

Радиусы 0,001 см-ден жоғары бөлшектер үшін, мысалы тұман және бұлт тамшылары үшін έ=0 және шашырау толқын ұзындығына бағынбайды, яғни шашырау қарқындылығы спектрдің барлық бөлігінде бірдей болады. Сондықтан да ауадағы ірі бөлшектер аспанға ақшыл рең береді, ал қалың тұман мен бұлттар ақ түсті болады.
Шашыраудың негізінде - электромагниттік толқындардың ауадағы бөлшектермен ерекше түрде әрекеттесуі жатыр. Бұндай әрекеттесудің нәтижесінде ол бөлшектер басқа, жаңа электромагниттік толқын -- шашыранды радиацияны тудырады.
Табиғи жағдайда, шашыранды радиацияда қысқа толқынды сәулелердің еншісі тіке радиациядағыдан көбірек болады. Күн сәулесінің (тіке радиация) атмосферада жүретін жолы неғұрлым ұзын болса, соғұрлым қысқа толқындар көбірек шашырап кетеді де, ұзын толқындардың еншісі өсе түседі. Осы жағдаймен көкжиек маңында тұрған Күн немесе Айдың сары түсті, тіпті кейде қызыл түсті болатыны түсіндіріледі. Әсіресе кешке қарай ауадағы аэрозольдардың мөлшері жоғары болғанда, күлгін сәуледен сары сәулеге дейін толық шашырап кетеді де, Күннен келетін тіке радиацияда қызыл түс кана қалады.
Осылайша шашыранды радиацияның спектрлік құрамы ауаның мөлдірлігіне байланысты өзгеріп тұрады.

1.3 Күн радиациясының атмосферада түрленуі

Күн радиациясының атмосфера және төселме беткеймен әрекеттесуі нәтижесінде тіке, шашыранды, шағылған және жұтылған радиациялар ажыратылады.
Жер бетіне жететін күн радиациясының мөлшері (S) атмосфераның мөлдірлігіне бағынышты болады. (Буге формуласы):

S=S0 Рm (3)

мұндағы: So - күн тұрақтысы;
Р - атмосфераның мөлдірлік коэффициенті;
m - атмосфераның оптикалық салмағы.
Мөлдірлік коэффициенті, атмосфераның шекарасына келетін күн радиациясының қанша бөлігінің жерге жететінін көрсетеді. Оның мәні атмосферадағы су буы мен аэрозольдардың мөлшеріне байланысты 0,60 -0,85 аралығында өзгеріп тұрады. Құрамында су буы мен аэрозольдары жоқ идеальді атмосфера үшін Р = 0,90.
Атмосфераның оптикалық салмағы деп күн сәулесі жүріп өткен ауа бағаны салмағының (М) табан ауданы 1 см2 вертикальді ауа бағаны салмағына (М0) қатынасын айтады (m=ММ0). Оның сан мәні күн тас төбеде тұрғанда -1, күн горизонтта тұрғанда -35 тең, яғни 1-35 аралығында өзгеріп тұрады.
Тіке радиация ағыны деп, жер бетіне Күн дискісінен және радиусы 5° күн аймағынан параллель сәулелер түрінде келетін сәулелі энергияны айтады. Күн сәулесіне перпендикуляр беткейге (АВ) келетін күннің тіке радиациясын S әріпімен, ал горизонталь төселме беткейге (AC) келетін тіке радияцияны S' әріпімен белгілейді және олар өзара былайша байланыста болады:

S'= S· sinh0 (4)

мұндағы: h0 - күн биіктігі, яғни күннің тіке сәулесі мен горизонталь беткейдің арасындағы бұрыш.

Шашыранды радиация (D, кВтм2) деп, радиусы 5° Күн аймағынан басқа барлық аспан әлемінен жер бетіне келетін радиацияны айтады, яғни ол атмосферадағы барлық газдар молекулалары мен аэрозольдар арқасында жан-жаққа шашыраған радиация.
Шашыранды радиацияның мөлшері келесі факторларға бағынышты:
1) Күн биіктігі неғұрлым үлкен болса шашыранды радиация ағыны да соғұрлым жоғары болады, ебебі Күннен келетін радиацияның қарқындылығы өседі.
2) Атмосфера неғұрлым бұлыңғыр болса шашыранды радиация ағыны да соғұрлым жоғары болады, себебі шашыратушы бөлшектердің саны көбейеді.
3) Ақшыл жіңішке бұлттар шашыранды радиация мөлшерін артты-рады. Ондай бұлттар жақсы шашыратушы орта болып табылады. Ал аспанды тұтас жабатын қалың төменгі қабат бұлттары кезінде шашыранды радиация мөлшері ашық аспан жағдайымен салыстырғанда аз болады.
4) Шашыранды радиация мөлшері төселме беткейдің сипатына, әсіресе оның шағылдыру мүмкіндігіне де бағынышты. Жер бетінен шағылған радиацияның атмосферада екінші мәрте шашырап жер бетіне қайтып келуі салдарынан шашыранды радиация мөлшері біршама артады. Мысалы, қар жамылғысы келген тіке және шашыранды радиациялардың 70-90 % шағылдырады, олар екінші мәрте шашырап қайтып келеді. Әсіресе, шашыранды радиация ағынының мәні үлкен Арктика мен Антарктидада (0,70 кВм2). Күн биіктігі неғұрлым төмен болса шағылу соғұрлым жоғары болады, яғни екінші мәрте шашырау да өседі.
5) Теңіз деңгейінен биіктеген сайын (ашық аспан кезінде) шашыранды радиация мәлшері азаяды. Себебі атмосфераның қалыңдығы да азаяды.
Шашыранды радиация ағынын тіке радиация ағынымен былайша байланыстыруға болады:

D=bS0-Ssinh0 (5)

мұндағы: b-көбейтіндісі идеалды атмосфера үшін 0,5-ке тең, табиғи жағдайда 0,3 шамасында болады.

Сонымен қатар:

D=bcS немесe D=bcS'sinh0 (6)

мұндағы: с - атмосфераның мөлдірлік дәрежесін көрсететін өлшем. Идеалды атмосфера үшін с = 0,13, табиғи жағдайда с = 0,34-0,67.

Жиынтық радиация (Q) деп горизонталь беткейге келетін тіке радиация мен шашыранды радиацияның косындысын айтады:

Q=S'+D немесе Q=Ssinh0+D (7)

Жиынтық радиацияның құрамы, яғни тіке және шашыранды радиациялардың үлестері күннің биіктігіне, атмосфераның мөлдірлігіне және бұлттылыққа байланысты өзгермелі келеді.
1) Күн шыққанға дейін жиынтық радиация түгелдей шашыранды радиациядан тұрады, ал күннің төменгі биіктіктерінде шашыранды радиацияның үлесі басым болады. Мысалы: һ0=8°болғанда D=50%, ал һ0=50° болғанда D=10-20% құрайды.
2) Атмосфера неғұрлым мөлдір болса, шашыранды радиацияның үлесі соғұрлым аз болады.
3) Бұлттылықтың мөлшеріне, биіктігіне және пішініне байланысты шашыранды радиацияның үлесі әртүрлі болады. Егер Күн көзі калың бұлтпен жабылып тұрса жиынтық радиация тек шашыранды радиациядан тұрады. Бірақ, өте жіңішке бұлттылык кезінде және Күн көзі ашық болса, шашыранды радиацияның мөлшерінің өсуіне байланысты жиынтық радиацияның мөлшері де бұлтсыз аспан кезіндегіден көбірек болуы мүмкін.
Жиынтық радиация ендікке де бағынышты. Жиынтық радиация ағыны экватордан полюстерге карай азаяды және де максимальді мөлшері субтропиктік ендікте байқалады.
Шағылған және жұтылған радиациялар. Төселме бетке келіп түскен жиынтық радиацияның бір бөлігі жұтылады да бір бөлігі кері шағылып кетеді. Күн радиациясының шағылып кеткен бөлігінің (Rқ) келген жиынтық радиацияға (Q) қатынасын беткейдің шағылдыру мүмкіндігі немесе Альбедо (А) деп атайды:

А=RқQ (8)

Альбедо сан мәнмен (0-1) немесе пайызбен (0 - 100 %) есептеледі. Жер бетінің альбедосы, оның күйі мен қасиеттеріне (түсі, ылғалдығы, бүдірлігі, өсімдік жамылғысының сипаты) байланысты болады. Қара түсті және бүдірлі беткейлердің альбедосы ақшыл және тегіс беткейлерге қарағанда төмен болады, ылғалды топырақтың альбедосы құрғақ топыраққа қарағанда төмен болады. Яғни, топырактың ылғалдығы өскен сайын жиынтық радиация азырақ шағылады да көбірек жұтылады.
Төселме беткейлердің, әсіресе қар мен су беткейлерінің альбедосы күннің биіктігіне өте бағынышты. Неғұрлым күн еңіс болса соғұрлым альбедо жоғары болады. Мысалы, һ=5° болғанда су бетінің альбедосы
А=0,35, ал ho=90° болғанда А=0,20 болады. Орташа алғанда су беткейлерінің альбедосы құрлық беткейінің альбедосынан кіші болады. Бұның себебі күн сәулесі суға тереңдеп енеді және су ішінде шашырайды, нәтижесінде жақсы жұтылады.
Әртүрлі беткейлердің альбедосының тәуліктік және жылдық жүрісін қарастырсақ, олардың минимумы талтүсте және жазда байқалады. Ең үлкен альбедо 0,98 Арктика мен Антарктиданың қарлы беткейінде байқалады. Бұлттардың да шағылдыру мүмкіндігі өте жоғары, қалыңдығы артқан сайын альбедосы да артады. Орташа алғанда олардың альбедосы 0,80 (80 %) тең.
Космостық кеңістікке кететін шағылған және шашыранды күн радиациясының атмосфераға келетін жалпы күн радиациясына қатынасын Жердің планетарлық альбедосы деп атайды. Жалпы алғанда ол 30 % тең және оның басым бөлігін бұлттардың шағылдыруы (21 %) құрайды. Яғни, Жерге келетін күн радиациясының шашамен 30 %-ы кері әлемдік кеңістікке шағылып кетеді екен.
Беткейдің альбедосын және жиынтық радиацияны біле отырып 4.9 теңдеуі бойынша төселме беттен шағылып кеткен қысқа толқынды күн радиациясын - шағылган радиация (Rқ) мөлшерін аныктауға болады:

Rқ=(Ssinh0+D)*А (9)

Төселме беткейдің қысқа толқынды радиацияны жұту коэффиценті ретінде (1-А) мәні алынады. Ол коэффициент төселме беткейге келіп түскен радиацияның қанша бөлігінің жұтылғанын көрсетеді. Беткейдің альбедосы мен жиынтық радиацияны біле отырып, оның жұтатын қысқатолқынды радиациясын - жұтылған радиация (Вж) мөлшерін анықтауға болады:

Вж=S'+D-Rқ=(Ssinh0+D)*(1-А) (10)

1.4 Жер беті мен атмосфераның сәуле шашуы

Жер мен атмосфера басқа да денелер сияқты белгілі мөлшерде энергия шашады. Жердің беті - топырақ, су, қар, өсімдіктер, ғимараттар және басқа да қоршаған ортаға ұзынтолқынды жылулық (инфрақызыл) радиация шашады. Оны жер бетінің сәулешашу спектріне байланысты жер беткейін сұр дене деп есептесе болады. Сондықтан да оған Вин заңын қолданса болады. Ол заңға сәйкес, жер шарының төселме бетінің жыл бойына орташа алғанда тепературасы 150С болғанда, оның шашатын энергиясының максимумы 10 мкм толқын ұзындығына сәйкес келеді. Жер беткейінің сәуле шашуын Стефан-Больцман заңы бойынша анықтауға болады:

Еж=δ*σТж4 (11)

мұндағы: σ=5,67*10-11квтм2К4 - Стефан-Больцман тұрақтысы.
Тж - төселме беткейдің абсолюттік температурасы.
δ-төселме беткейдің салыстырмалы сәуле шашу
мүмкіндігі (абсолютті қара денемен салыстырғанда).

Коэффицент δ, берілген температурада беткейдің сәулешашуының сондай температурадағы абсалютті қара дененің сәулешашуының қанша бөлігін құрайтынын көрсетеді. Сонымен қатар, Кирхгоф заңына сәйкес, δ-төселме беткейдің ұзынтолқынды радиацияға қатысты сәуле жұту мүмкіндігін сипаттайды. Оның сан мәні әртүрлі беткейлер үшін 0,85 пен 0,99 аралығында болады, ал жалпы жер беткейі үшін 0,95 тең деп есептеленеді.
Қардың құрылымы өте бос болып келетіндіктен, оның сәуле жұту (ұзынтолқынды радиацияны) және сәуле шашу мүмкіндігі ең жоғары, яғни абсалюттік қара дененікіне өте жақын болады.
Төселме беткейдің температурасы өскен сайын оның шашатын радиациясының мөлшері де өсе түседі (1,12 теңдеуіне сәйкес). Жер бетінің шашатын жылу энергиясының бір бөлігі әлем кеңістігіне кетеді, ал басым бөлігін атмосфера жұтады.
Атмосфера күн радиациясының аз бөлігін және жер бетінің шашатын радиациясының басым бөлігін жұтып жылынады және өзі де ұзынтолқынды инфрақызыл сәуле шашады. Атмосфера шашатын радиациясының 13 бөлігі жоғарғы кеңістікке кетеді - оны кететін сәулешашу (Еа) деп атайды, ал қалған 23 бөлігі жерге бағытталады - оны қарсы сәулешашу (Еа) деп атайды. Жер бетіне бағытталатын атмосфераның қарсы сәулешашуын ағылшынғалымы Д. Бренд формуласы бойынша анықтауға болады (бұлтсыз аспан жағдайында):

Еа=σТа4(0,61+0,05е(12)) (12)

мұндағы: σ - Стефан-Больцман тұрақтысы.
Та - ауаның температурасы.
е - су буының парциальды қысымы (гПа)

Жер бетінің шашатын ұзынтолқынды радиациясын атмосферада негізінен су буы, көмірқышқыл газы және озон жұтады. Көмірқышқыл газы мен озон мөлшері аз болғандықтан ең негізгі сәулешашуы су буы болып табылады. Бұл негізгі газдардан басқа, инфрақызыл радиацияны жұтатын (өте аз мөлшерде) басқа мөлшерде (әртүрлі азот тотықтары - NO, N2O, N2O4, N2O5 мен көмірсутегі қоспалары - С2Н4, СН4) бар. Бұлттар су тамшыларынан тұратындықтан инфрақызыл радиацияны толығымен жұтады десе болады. Жалпы алғанда, бұлтсыз аспан кезінде жер бетінің ұзынтолқынды сәулешашуының 17-35%-ы атмосферадан өтіп кеңістікке кетеді. Осылайша, төселме беткей сәулешашу арқылы жылу жоғалта отырып, өз кезегінде атмосферадан қарсы сәулешашу ретінде жылу қабылдайды. Атмосферадан келетін ұзынтолқынды радиацияның басым бөлігін жер беті жұтады да, қалғанын шағылдырып жібереді.
Атмосферадан келетін қарсы сәулешашудың жер бетінен шағылып кеткен бөлігін ұзынтолқынды шағылған радиация (RҰ) дейді және ол былай анықталады:

RҰ=(1-δ)*Еа=0,05Еа (13)

мұндағы: δ - салыстырмалы сәуле жұту коэффиценті.

Ұзынтолқынды шағылған радиацияның мәні өте кіші болғандықтан есептеулерде көбіне оны ескермейді.
Табиғи жағдайда, төселме беткейде бір-біріне қарама-қарсы екі ұзынтолқынды радиация ағыны кездеседі: жер бетінің сәулешашуы мен атмосфераның қарсы сәулешашуы. Олардың айырмашылығын, яғни жер бетінің сәулелі энергия түрінде нақты жоғалтатын жылуын нәтижелі сәулешашу (Ен) деп атайды:

Eн=Еж-Еа (14)

Нәтижелі сәулешашудың мөлшері төселме беткей және ауа температураларымен, ауаның ылғалдылығымен және басқа да жағдайлармен анықталады:
1) Жер бетінің температурасы өссе нәтижелі сәулешашу да өседі, ал ауаның температурасы мен ылғалдылыгы өссе нәтижелі сәулешашу кемиді;
2) Атмосфераның мөлдірлігі азайса (бұлыңғырланса) нәтижелі сәулешашу кемиді;
3) Бұлттылық неғұрлым калың және көп болса, соғұрлым нәтижелі сәулешашу аз болады. Себебі бұлттағы су тамшыларының сәулешашу мүмкіндігі өте жоғары. Егерде бұлт пен жер бетінің температуралары бірдей болса, онда Еж=Еа, яғни Ен=0 болар еді.
Атмосфера жер бетінің шашатын ұзынтолқынды радиациясының басым болігін ұстап калады және де қысқатолқынды күннің радиациясын жерге қарай өткізіп жібереді. Осылайша, атмосфера парниктердегі шыны әйнек сияқты күн сәулесін ішке өткізіп, жердің жылулық радиациясын сыртқа жібермейді. Атмосфераның бұл касиетін парниктік эффекті деп атайды. Егерде, Жердің атмосфера қабаты болмаса, оның төселме бетінің орташа температурасы 15,0°С емес, минус 23,0°С болар еді.

1.5 Жер бетінің және Жер-атмосфера жүйесінің радиациялық балансы

Жер бетінің радиациялық балансы (төселме беткейдің) деп - берілген бірлік беткейге келетін және кететін барлық сәулелі энергия ағындарының алгебралық қосындысын айтады. Төселме беткейдің радиациялық балансы (В) оған келетін (S', D, Еа) және кететін (Rқ, ЕЖ, Rұ) радиациялардың айырмашылығына тең болады.

В=(S'+D+Еа)-(Rқ+Еж+Rұ) (15)

Егер келетін радиацияларды оң таңбамен, кететін радиацияларды теріс таңбамен алсақ, ұзынтолқынды радиациялар балансы (Вұ) былай есептелінеді. (мұндай жағдай түнде байқалады):

Вұ=В+Rқ - Q (16)

Яғни, ол теріс таңбамен алынған нәтижелі сәулешашуға тең болады. Қысқатолқынды радиациялар балансы (Вқ) төмендегідей теңдікпен есептелінеді:

Вқ=(S'+D-Rқ)=Вж (17)

яғни, ол жұтылған радиацияны сипаттайтындықтан, оны былай да жазуға болады:

Bқ=(Ssinh0+D)*(l-А) (18)

Сонда төселме беткейдің толық радиациялық балансы жұтылған қысқатолкынды радиация мен ұзынтолқынды нәтижелі сәулешашудың айырмашылығына тең болады:

В=(Ssinh0+D)*(1-A)-EH (19)

Төселме беткейдің радиациялық балансы арнайы балансомер құралы аркылы өлшенеді, ал ұзынтолқылды радиациялық баланс былайша есептелінеді:

Bұ=B+Rқ-Q (20)

Төселме беткейдің радиациялық балансы климат құраушы факторлардың негізгілерінің бірі болып саналады. Себебі оған топырақ пен су коймаларының және төменгі атмосфера қабатының жылу режимі бағынышты. Ал, радиациялық баланс және оны құраушы элементтер күннің биіктігіне, күн шұғыласының ұзактығына, бұлттылыққа, ауадағы су буының мөлшері мен атмосфераның бұлыңғырлығы сияқты көп факторларға бағынышты болады.
Радиациялык баланс тәулік бойында және жыл бойында өзгеріп отырады. Радиациялық лездік (минуттық) баланс күндіз оң таңбалы, түнде теріс таңбалы болады. Күн батқанға шамамен 1 сағат қалғанда сәулелі энергияның кететін бөлігі келетін бөлігінен арта бастайды да радиациялық баланс теріс таңбаңға көшеді. Күн шыққаннан соң шамамен 1 сағаттан кейін ол қайтадан оң таңбалы болады. Бұлтсыз жағдайда радиациялық баланстың тәуліктік жүрісі күндіз тіке радиацияның жүрісіне параллель болады, ал түнде онша өзгере қоймайды. Бұлттылықтың әсерінен тәуліктік жүрісі күрделі болуы мүмкін.
Жыл бойы қар мен мұз жамылғысы кетпейтін жерлерден басқа барлық құрлықтар мен мұхиттарда радиациялық баланстың жылдық жинағы оң таңбалы болады.
Жер-атмосфера жүйесінің радиациялық балансы (Вж-а) деп, төселме беттен атмосфераның жоғарғы шекарасына дейінгі ауданы 1 см2 ауа бағанындағы сәулелі энергия балансын айтады. Оның келетін бөлігі атмосфера мен төселме беткейдің жұткан радиацияларынан, ал кететін бөлігі жер беті мен атмосфераның шашатын ұзынтолқынды радиацияларының кеңістікке кететін бөлігінен тұрады:

Вж-а=(Ssinh0+D)*(1 - Aқ)+q'+Еinfinity (21)

мұндағы: q' - атмосфераның жұтқан қысқатолкынды радиациясы;
Einfinity - жер беті мен атмосферадан кеңістікке кететін ұзынтолқынды радиация.
Жер-атмосфера жүйесінің радиациялық балансы экваторлық аймақтарда (15°о.е. - 15 0с.е. аралығында) жыл бойы оң таңбалы болады. Ол жылына орташа алғанда 35° о.е. - 35 с.е. аралығында оң таңбалы, ал одан жоғарғы ендіктерде теріс таңбалы болады.
Жер-атмосфера жүйесі мен әлемдік кеңістік арасындағы радиациялық алмасуды қарастырайық. Атмосфераның жоғаргы шекарасына келетін күн радиациясы мөлшерін 100 бөлікке тең деп алайық. Оның 21 бөлігі бұлттардан шағылып, атмосферада шашыраған радиацияның 6 бөлігі, төселме беттен шағылған радиацияның 3 бөлігі (21+6+3=30 бөлік) кері әлемдік кеңістікке кетеді. Қалған радиацияның 18 бөлігін ауа жұтады, 5 бөлігін бұлттар жұтады және де тіке радиацияның 22 бөлігін, шашыранды радиацияның 25 бөлігін төселме ... жалғасы

Сіз бұл жұмысты біздің қосымшамыз арқылы толығымен тегін көре аласыз.