Радиационный баланс и его составляющие - Лекции - Материал по курсу "Учение об атмосфере" - Каталог статей - Метеорология и гидрология. Воздействие солнечной радиации на человека

1. Общая характеристика солнечной радиации
2. Прямая солнечная радиация
3. Суммарная солнечная радиация
4. Поглощение солнечной радиации в атмосфере

Лучистая энергия Солнца, или солнечная радиация, является основным источником тепла для поверхности Земли и для ее атмосферы. Радиация, поступающая от звезд и Луны, ничтожно мала по сравнению с солнечной радиацией и существенного вклада в тепловые процессы на Земле не вносит. Так же ничтожно мал поток тепла, направленный к поверхности из глубин планеты. Солнечная радиация распространяется по всем направлениям от источника (Солнца) в виде электромагнитных волн со скоростью, близкой к 300 000 км/сек. В метеорологии рассматривают преимущественно тепловую радиацию, определяемую температурой тела и его излучательной способностью. Тепловая радиация имеет длины волн от сотен микрометров до тысячных долей микрометра. Рентгеновское излучение и гамма-излучение в метеорологии не рассматриваются, так как в нижние слои атмосферы они практически не поступают. Тепловую радиацию принято подразделять на коротковолновую и длинноволновую. Коротковолновой радиацией называют радиацию в диапазоне длин волн от 0,1до 4 мкм, длинноволновой - от 4 до 100 мкм. Солнечная радиация, поступающая к поверхности Земли, на 99% является коротковолновой. Коротковолновую радиацию подразделяют на ультрафиолетовую (УФ), с длинами волн от 0,1 до 0,39 мкм; видимый свет (ВС) - 0,4 - 0,76 мкм; инфракрасную (ИК) - 0,76 - 4 мкм. ВС и ИК радиация дают наибольшую энергию: на ВС приходится 47% лучистой энергии, на ИК - 44%, а на УФ - только 9% лучистой энергии. Такое распределение тепловой радиации соответствует распределению энергии в спектре абсолютно черного тела с температурой в 6000К. Эту температуру считают условно близкой к фактической температуре на поверхности Солнца (в фотосфере, являющейся источником лучистой энергии Солнца). Максимум лучистой энергии при такой температуре излучателя, согласно закону Вина l= 0,2898/Т (см*град). (1) приходится на сине-голубые лучи с длинами около 0,475 мкм (l.- длина волны, Т - абсолютная температура излучателя). Общее количество излучаемой тепловой энергии пропорционально, согласно закону Стефана-Больцмана, четвертой степени абсолютной температуры излучателя: Е = sТ 4 (2) где s = 5,7*10-8 Вт/м 2 *К 4 (постоянная Стефана-Больцмана). Количественной мерой солнечной радиации, поступающей на поверхность, служит энергетическая освещенность, или плотность потока радиации. Энергетическая освещенность - это количество лучистой энергии, поступающей на единицу площади в единицу времени. Она измеряется в Вт/м 2 (или кВт/м 2). Это означает, что на 1 м 2 в секунду поступает 1 Дж (или 1 кДж) лучистой энергии. Энергетическую освещенность солнечной радиации, падающей на площадку единичной площади, перпендикулярную солнечным лучам в единицу времени на верхней границе атмосферы при среднем расстоянии от Земли до Солнца называют солнечной постоянной Sо. При этом под верхней границей атмосферы понимают условие отсутствия воздействия атмосферы на солнечную радиацию. Поэтому величина солнечной постоянной определяется только излучательной способностью Солнца и расстоянием между Землей и Солнцем. Современными исследованиями с помощью спутников и ракет установлено значение Sо, равное 1367 Вт/м 2 с ошибкой ±0,3%, среднее расстояние между Землей и Солнцем в этом случае определено как 149,6*106 км. Если учитывать изменения солнечной постоянной в связи с изменением расстояния между Землей и Солнцем, то при среднегодовом значении 1,37 кВт/м 2 , в январе она будет равна 1,41 кВт/м 2 , а в июне - 1,34 кВт/м 2 , следовательно, северное полушарие за летний день получает на границе атмосферы несколько меньше радиации, чем Южное полушарие за свой летний день. В связи с постоянным изменением солнечной активности солнечная постоянная, возможно, испытывает колебания из года в год. Но эти колебания, если они и существуют, настолько малы, что лежат в пределах точности измерений современных приборов. Но за время существования Земли солнечная постоянная, вероятнее всего, меняла свое значение. Зная солнечную постоянную, можно рассчитать количество солнечной энергии, поступающей на освещенное полушарие на верхней границе атмосферы. Оно равно произведению солнечной постоянной на площадь большого круга Земли. При среднем радиусе земли, равном 6371 км, площадь большого круга составляет p*(6371)2 = 1,275*1014 м 2 , а приходящая на нее лучистая энергия - 1,743*1017 Вт. За год это составит 5,49*1024 Дж. Приход солнечной радиации на горизонтальную поверхность на верхней границе атмосферы называют солярным климатом. Формирование солярного климата определяется двумя факторами - продолжительностью солнечного сияния и высотой Солнца. Количество радиации, приходящейся на границе атмосферы на единицу площади горизонтальной поверхности пропорционально синусу высоты Солнца, которая меняется не только в течение дня, но и зависит от времени года. Как известно, высота Солнца для дней солнцестояния определяется по формуле 900 - (j±23,50), для дней равноденствия - 900 -j, где j - широта места. Таким образом, высота Солнца на экваторе меняется в течение года от 90° до 66,50° , в тропиках - от 90 до 43° , на полярных кругах - от 47 до 0° и на полюсах - от 23,5° до 0° . В соответствии с таким изменением высоты Солнца зимой в каждом полушарии приток солнечной радиации на горизонтальную площадку быстро убывает от экватора к полюсам. Летом картина более сложная: в середине лета максимальные значения приходятся не на экватор, а на полюса, где продолжительность дня составляет 24 часа. В годовом ходе во внетропической зоне наблюдается один максимум (летнее солнцестояние) и один минимум (зимнее солнцестояние). В тропической зоне приток радиации достигает максимума два раза в год (дни равноденствия). Годовые количества солнечной радиации меняются от 133*102 МДж/м 2 (экватор) до 56*102 МДж/м 2 (полюса). Амплитуда годового хода на экваторе небольшая, во внетропической зоне - значительная.

2 Прямая солнечная радиация Прямой солнечной радиацией называют радиацию, приходящую к земной поверхности непосредственно от солнечного диска. Несмотря на то, что солнечная радиация распространяется от Солнца по всем направлениям, к Земле она приходит в виде пучка параллельных лучей, исходящих как бы из бесконечности. Приток прямой солнечной радиации на земную поверхность или на любой уровень в атмосфере характеризуется энергетической освещенностью - количеством лучистой энергии, поступающей за единицу времени на единицу площади. Максимальный приток прямой солнечной радиации будет поступать на площадку, перпендикулярную солнечным лучам. Во всех остальных случаях энергетическая освещенность будет определяться высотой Солнца, или синусом угла, который образует солнечный луч с поверхностью площадки S’=S sin hc (3) В общем случае S (энергетическая освещенность площадки единичной площади, перпендикулярной солнечным лучам) равно So. Поток прямой солнечной радиации, приходящийся на горизонтальную площадку, называется инсоляцией.

3. Рассеянная солнечная радиация Проходя через атмосферу, прямая солнечная радиация испытывает рассеяние молекулами атмосферных газов и аэрозольных примесей. Прирассеянии частица, находящаяся на пути распространения электромагнитной волны, непрерывно поглощает энергию и переизлучает ее по всем направлениям. В результате поток параллельных солнечных лучей, идущих в определенном направлении, переизлучается по всем направлениям. Рассеяние происходит на всех длинах волн электромагнитного излучения, но его интенсивность определяется соотношением размера рассеивающих частиц и длин волн падающего излучения. В абсолютно чистой атмосфере, где рассеяние производится только молекулами газов, размеры которых меньше длин волн излучения, оно подчиняется закону Рэлея, который гласит, что спектральная плотность энергетической освещенности рассеянной радиации обратно пропорциональна четвертой степени длины волны рассеиваемых лучей Dl=a Sl /l 4 (4) где Sl - спектральная плотность энергетической освещенности прямой радиации с длиной волны l, Dl - спектральная плотность энергетической освещенности рассеянной радиации с той же длиной волны, а - коэффициент пропорциональности. В соответствии с законом Рэлея, в рассеянной радиации преобладают более короткие длины волн, так как красные лучи, будучи в два раза длиннее фиолетовых, рассеиваются в 14 раз меньше. Инфракрасная радиация рассеивается очень незначительно. Считают, что рассеянию подвергается около 26% общего потока солнечной радиации, 2/3 этой радиации приходит к земной поверхности. Так как рассеянная радиация поступает не от солнечного диска, а от всего небосвода, то ее энергетическую освещенность измеряют на горизонтальной поверхности. Единицей измерения энергетической освещенности рассеянной радиации является Вт/м 2 или кВт/м 2 . Если рассеяние происходит на частицах, соизмеримых с длинами волн излучения (аэрозольные примеси, кристаллы льда и капельки воды), то рассеяние не подчиняется закону Рэлея и энергетическая освещенность рассеянной радиации становится обратно пропорциональной не четвертой, аменьшим степеням длин волн - т.е. максимум рассеяния смещается в более длинноволновую часть спектра. При большом содержании в атмосфере крупных частиц рассеяние сменяется диффузным отражением, при котором поток света отражается частицами как зеркалами, без изменения спектрального состава. Поскольку падает белый свет, то и отражается тоже поток белого света. В результате цвет неба становится белесым. С рассеянием связаны два интересных явления - это голубой цвет неба и сумерки. Голубой цвет неба - это цвет самого воздуха, обусловленный рассеянием в нем солнечных лучей. Так как в чистом небе рассеяние подчиняется закону Рэлея, то максимум энергии рассеянной радиации, идущей от небесного свода, приходится на голубой цвет. Голубой цвет воздуха можно видеть, рассматривая отдаленные предметы, которые кажутся окутанными голубоватой дымкой. С высотой, по мере уменьшения плотности воздуха, цвет неба становится темнее и переходит в густо-синий, а в стратосфере - в фиолетовый. Чем больше примесей содержится в атмосфере, тем больше доля длинноволновой радиации в спектре солнечного света, тем белесоватее становится небо. Из-за рассеяния наиболее коротких волн прямая солнечная радиация обедняется волнами этого диапазона, поэтому максимум энергии в прямой радиации смещается в желтую часть и солнечный диск окрашивается в желтый цвет. При низких углах Солнца рассеяние происходит очень интенсивно, смещаясь в длинноволновую часть электромагнитного спектра, особенно при загрязненной атмосфере. Максимум прямой солнечной радиации смещается в красную часть, солнечный диск становится красным, и возникают яркие желто-красные закаты. После захода Солнца темнота наступает не сразу, аналогично утром, на земной поверхности становится светло за некоторое время до появления солнечного диска. Это явление неполной темноты при отсутствии солнечного диска получило название сумерек вечерних и утренних. Причиной этого является освещение Солнцем, находящимся под горизонтом, высоких слоев атмосферы и рассеяние ими солнечного света. Различают астрономические сумерки, которые продолжаются, пока Солнце не опустится ниже горизонта на 180 и при этом станет так темно, что будут различимы самые слабые звезды. Первая часть вечерних астрономических сумерек и последняя часть утренних астрономических сумерек называется гражданскими сумерками, при которых Солнце опускается под горизонт не ниже 80 . Продолжительность астрономических сумерек зависит от широты местности. Над экватором они короткие, до 1 часа, в умеренных широтах составляют 2 часа. В высоких широтах в летний сезон вечерние сумерки сливаются с утренними, образуя белые ночи.

4 Поглощение солнечной радиации в атмосфере. На верхнюю границу атмосферы солнечная радиация приходит в виде прямой радиации. Около 30% этой радиации отражается назад в космическое пространство, 70% - поступает в атмосферу. Проходя через атмосферу, эта радиация испытывает изменения, связанные с ее поглощением и рассеянием. Около 20-23% прямой солнечной радиации поглощается. Поглощение имеет избирательный характер и зависит от длин волн и вещественного состава атмосферы. Азот, основной газ атмосферы, поглощает радиацию только очень малых длин волн в ультрафиолетовой части спектра. Энергия солнечной радиации в этой части спектра очень мала и поглощение радиации азотом практически не отражается на величине общего потока энергии. Кислород поглощает несколько больше в двух узких участках видимой части спектра и в ультрафиолетовой части. Более энергично поглощает радиацию озон. Общее количество поглощенной озоном радиации достигает 3% прямой солнечной радиации. Основная доля поглощенной радиации приходится на ультрафиолетовую часть, на длины волн короче 0,29 мкм. В небольших количествах озон поглощает и радиацию видимого диапазона. Диоксид углерода поглощает радиацию в ИК диапазоне, но ввиду его малого количества, доля этой поглощенной радиации в целом невелика. Основными поглотителями прямой солнечной радиации являются водяной пар, облака и аэрозольные примеси, сосредоточенные в тропосфере. На долю водяного пара и аэрозолей приходится до 15% поглощенной радиации, на долю облаков до 5%. Так как основная доля поглощенной радиации приходится на такие переменные составляющие атмосферы, как водяной пар и аэрозоли, то уровень поглощения солнечной радиации меняется в значительных пределах и зависит от конкретных условий состояния атмосферы (ее влажности и загрязнения). Кроме того, количество поглощенной радиации зависит от высоты Солнца над горизонтом, т.е. от толщины слоя атмосферы, который проходит солнечный луч.

5. Видимость, закон ослабления радиации, фактор мутности. Рассеяние света в атмосфере приводит к тому, что отдаленные предметы на расстоянии становятся плохо различимыми не только из-за их уменьшения в размере, а и вследствие мутности атмосферы. Расстояние, на котором в атмосфере перестают различаться очертания предметов, называется дальность видимости, или просто видимость. Дальность видимости чаще всего определяют на глаз по определенным, заранее выбранным объектам (темным на фоне неба), расстояние до которых известно. В очень чистом воздухе дальность видимости может достигать сотен километров. В воздухе, содержащем много аэрозольных примесей, дальность видимости может понижаться до нескольких километров и даже метров. Так, при слабом тумане дальность видимости составляет 500-1000 м, а при сильном тумане или песчаной буре понижается до нескольких метров. Поглощение и рассеяние приводит к существенному ослаблению потока солнечной радиации, проходящего через атмосферу. Радиация ослабляется пропорционально самому потоку (при прочих равных условиях, чем больше поток, тем больше будет потеря энергии) и количеству поглощающих и рассеивающих частиц. Последнее зависит от длины пути луча сквозь атмосферу.. Для атмосферы, не содержащей аэрозольных примесей (идеальной атмосферы) коэффициент прозрачности р составляет 0,90-0,95. В реальной атмосфере его значения колеблются от 0,6 до 0,85 (зимой несколько выше, летом - ниже). С возрастанием содержания водяного пара и примесей коэффициент прозрачности убывает. С увеличением широты местности коэффициент прозрачности увеличивается в связи с убыванием давления водяного пара и меньшей запыленностью атмосферы. Все ослабление радиации в атмосфере можно разделить на две части: ослабление постоянными газами (идеальной атмосферой) и ослабление водяными парами и аэрозольными примесями. Соотношение этих процессов учитывается фактором мутности 6. Географические закономерности распределения прямой и рассеянной радиации . Поток прямой солнечной радиации зависит от высоты Солнца над горизонтом. Поэтому в течение дня поток солнечной радиации сначала быстро, потом медленно нарастает от восхода Солнца до полудня и сначала медленно, потом быстро уменьшается от полудня до захода Солнца. Но прозрачность атмосферы в течение дня меняется, поэтому кривая дневногохода прямой радиации не плавная, а имеет отклонения. Но в среднем за длительный период наблюдений изменения радиации в течение дня приобретают вид плавной кривой. В течение года энергетическая освещенность прямой солнечной радиации для основной части поверхности Земли существенно меняется, что связано с изменениями высоты Солнца. Для северного полушария минимальные значения как прямой радиации на перпендикулярную поверхность, так и инсоляции приходятся на декабрь, максимальные - не на летний период, а на весну, когда воздух менее замутнен продуктами конденсации и мало запылен. Средняя полуденная энергетическая освещенность в Москве в декабре составляет 0,54, апреле 1,05, июне-июле 0,86-0,99 кВт/м 2 . Суточные же значения прямой радиации максимальны летом, при максимальной продолжительности солнечного сияния. Максимальные значения прямой солнечной радиации для некоторых пунктов следующие (кВт/м 2): Бухта Тикси 0,91, Павловск 1,00, Иркутск 1,03, Москва 1,03, Курск 1,05, Тбилиси 1,05, Владивосток 1,02, Ташкент 1,06. Максимальные значения прямой солнечной радиации мало растут с убыванием широты, несмотря на рост высоты Солнца. Это связано с тем, что в южных широтах возрастает влагосодержание и запыленность воздуха. Поэтому на экваторе максимальные значения составляют чуть больше максимумов умеренных широт. Наибольшие на Земле годовые значения прямой солнечной радиации наблюдаются в Сахаре - до 1,10 кВТ/м 2 . Сезонные различия прихода прямой радиации следующие. В летний период наибольшие значения прямой солнечной радиации наблюдаются под 30-400 широты летнего полушария, к экватору и к полярным кругам значения прямой солнечной радиации уменьшаются. К полюсам для летнего полушария уменьшения прямой солнечной радиации небольшие, в зимнем - она становится равной нулю. Весной и осенью максимальные значения прямой солнечной радиации наблюдаются на 10-200 весеннего полушария и20-300 -осеннего. Только зимняя часть приэкваториальной зоны получает максимальные для данного периода значения прямой солнечной радиации. С высотой над уровнем моря максимальные значения радиации возрастают вследствие уменьшения оптической толщины атмосферы: на каждые 100 метров высоты величина радиации в тропосфере возрастает на 0,007-0,14 кВт/м 2 . Максимальные значения радиации, зафиксированные в горах, составляют 1,19 кВт/м 2 . Рассеянная радиация, поступающая на горизонтальную поверхность, также меняется в течение дня: возрастает до полудня и уменьшается после полудня. Величина потока рассеянной радиации в целом зависит от продолжительности дня и высоты Солнца над горизонтом, а также прозрачности атмосферы (уменьшение прозрачности приводит к увеличению рассеяния). Кроме того, рассеянная радиация в очень широких пределах меняется в зависимости от облачности. Отраженная облаками радиация также рассеивается. Рассеивается и отраженная снегом радиация, что увеличивает ее долю зимой. Рассеянная радиация при средней облачности более чем в два раза превосходит ее значения в безоблачный день. В Москве среднее полуденное значение рассеянной радиации летом при ясном небе составляет 0,15, а зимой при низком Солнце - 0,08 кВт/м 2 . При несплошной облачности эти значения составляют летом 0,28, а зимой 0,10 кВт/м 2 . В Арктике при сравнительно тонких облаках и снежном покрове эти значения летом могут достигать 0,70 кВт/м 2 . Очень велики значения рассеянной радиации в Антарктиде. С увеличением высоты рассеянная радиация убывает. Рассеянная радиация может существенно дополнять прямую радиацию, особенно при низком Солнце. Вследствие рассеянного света вся атмосфера днем служит источником освещения: днем светло и там, куда солнечные лучи непосредственно не падают, и тогда, когда Солнце скрыто облаками. Рассеянная радиация увеличивает не только освещенность, но и нагревание земной поверхности. Величины рассеянной радиации в общем меньше, чемпрямой, но порядок величин тот же. В тропических и средних широтах величина рассеянной радиации составляет от половины до двух третей значений прямой радиации. На 50-600 их значения близки, а ближе к полюсам рассеянная радиация преобладает.

7 Суммарная радиация Всю солнечную радиацию, приходящую к земной поверхности, называют суммарной солнечной радиацией При безоблачном небе суммарная солнечная радиация имеет суточный ход с максимумом около полудня и годовой ход с максимумом летом. Частичная облачность, не закрывающая диск Солнца, увеличивает суммарную радиацию по сравнению с безоблачным небом, полная облачность, наоборот, уменьшает ее. В среднем же, облачность уменьшает радиацию. Поэтому летом приход суммарной радиации в дополуденные часы больше, чем в послеполуденные и в первую половину года больше, чем во вторую. Полуденные значения суммарной радиации в летние месяцы под Москвой при безоблачном небе в среднем составляют 0,78, при открытом Солнце и облаках 0,80, при сплошной облачности - 0,26 кВТ/м 2. Распределение значений суммарной радиации по земному шару отклоняется от зонального, что объясняется влиянием прозрачности атмосферы и облачности. Максимальные годовые значения суммарной радиации составляют 84*102 – 92*102 МДж/м 2 и наблюдаются в пустынях Северной Африки. Над областями приэкваториальных лесов с большой облачностью значения суммарной радиации снижены до 42*102 – 50*102 МДж/м 2 . К более высоким широтам обоих полушарий значения суммарной радиации убывают, составляя под 60-й параллелью 25*102 – 33*102 МДж/м 2 . Но затем снова растут - мало над Арктикой и значительно - над Антарктидой, где в центральных частях материка составляют 50*102 – 54*102 МДж/м 2 . Надокеанами в целом значения суммарной радиации ниже, чем над соответствующими широтами суши. В декабре наибольшие значения суммарной радиации отмечаются в пустынях Южного полушария (8*102 – 9*102 МДж/м 2). Над экватором значения суммарной радиации снижаются до 3*102 – 5*102 МДж/м 2 . В Северном полушарии радиация быстро убывает к полярным районам и за полярным кругом равна нулю. В Южном полушарии суммарная радиация убывает к югу до 50-600 ю.ш. (4*102 МДж/м 2), а затем возрастает до 13*102 МДж/м 2 в центре Антарктиды. В июле наибольшие значения суммарной радиации (свыше 9*102 МДж/м 2) наблюдаются над северо-восточной Африкой и Аравийским полуостровом. Над экваториальной областью значения суммарной радиации невысоки и равны декабрьским. К северу от тропика суммарная радиация убывает медленно до 600 с.ш., а затем возрастает до 8*102 МДж/м 2 в Арктике. В южном полушарии суммарная радиация от экватора быстро убывает к югу, достигая нулевых значений у полярного круга.

8. Отражение солнечной радиации. Альбедо Земли. При поступлении на поверхность суммарная радиация частично поглощается в верхнем тонком слое почвы или воды и переходит в тепло, а частично отражается. Условия отражения солнечной радиации от земной поверхности характеризуются величиной альбедо, равной отношению отраженной радиации к приходящему потоку (к суммарной радиации). А = Qотр / Q (8) Теоретически значения альбедо могут меняться от 0 (абсолютно черная поверхность) до 1(абсолютно белая поверхность). Имеющиеся материалы наблюдений показывают, что величины альбедо подстилающих поверхностей меняются в широких пределах, причем их изменения охватывают почти полностью возможный интервал значений отражательнойспособности различных поверхностей. В экспериментальных исследованиях найдены значения альбедо почти для всех распространенных естественных подстилающих поверхностей. Эти исследования прежде всего показывают, что условия поглощения солнечной радиации на суше и на водоемах заметно различаются. Наибольшие значения альбедо наблюдаются для чистого и сухого снега (90-95%). Но так как снежный покров редко бывает совершенно чистым, то средние значения альбедо снега в большинстве случаев равны 70- 80%. Для влажного и загрязненного снега эти значения еще ниже - 40-50%. При отсутствии снега наибольшие альбедо на поверхности суши свойственны некоторым пустынным районам, где поверхность покрыта слоем кристаллических солей (дно высохших озер). В этих условиях альбедо имеет значение 50%. Немногим меньше значения альбедо в песчаных пустынях. Альбедо влажной почвы меньше альбедо сухой почвы. Для влажных черноземов значения альбедо составляют предельно малые величины - 5%. Альбедо естественных поверхностей со сплошным растительным покровом изменяется в сравнительно небольших пределах - от 10 до 20-25%. При этом альбедо леса (особенно хвойного) в большинстве случаев меньше, чем альбедо луговой растительности. Условия поглощения радиации на водоемах отличаются от условий поглощения на поверхности суши. Чистая вода сравнительно прозрачна для коротковолновой радиации, вследствие чего солнечные лучи, проникающие в верхние слои, многократно рассеиваются и только после этого в значительной мере поглощаются. Поэтому процесс поглощения солнечной радиации зависит от высоты Солнца. Если оно стоит высоко - значительная часть приходящей радиации проникает в верхние слои воды и, в основном, поглощается. Поэтому альбедо водной поверхности составляет первые единицы процента при высоком Солнце, а при низком Солнце альбедо возрастает до нескольких десятков процентов. Альбедо системы «Земля-атмосфера» имеет более сложную природу. Приходящая в атмосферу солнечная радиация частично отражается врезультате обратного рассеивания атмосферы. При наличии облаков значительная часть радиации отражается от их поверхности. Альбедо облаков зависит от толщины их слоя и составляет в среднем 40-50%. При полном или частичном отсутствии облаков альбедо системы «Земля- атмосфера» существенно зависит от альбедо самой земной поверхности. Характер географического распределения планетарного альбедо по наблюдениям со спутников показывает существенные различия между альбедо высоких и средних широт Северного и Южного полушарий. В тропиках наибольшие значения альбедо наблюдаются над пустынями, в зонах конвективной облачности над Центральной Америкой и над акваториями океанов. В Южном полушарии, в отличие от Северного, наблюдается зональный ход альбедо вследствие более простого распределения суши и моря. Наиболее высокие значения альбедо находятся в полярных широтах. Преобладающая часть радиации, отраженной земной поверхностью и верхней границей облаков, уходит в мировое пространство. Также уходит и треть рассеянной радиации. Отношение уходящей в космос отраженной и рассеянной радиации к общему количеству солнечной радиации, поступающей к атмосфере, носит название планетарного альбедо Земли или альбедо Земли. Его значение оценивают в 30%. Основную часть планетарного альбедо составляет радиация, отраженная облаками. 6.1.8. Собственное излучение. Встречное излучение. Эффективное излучение. Солнечная радиация, поглощаясь верхним слоем Земли, нагревает его, в результате чего почва и поверхностные воды сами излучают длинноволновую радиацию. Эту земную радиацию называют собственным излучением земной поверхности. Интенсивность этого излучения с некоторым допущением подчиняется закону Стефана-Больцмана дляабсолютно черного тела с температурой 150С. Но так как Земля не абсолютно черное тело (ее излучение соответствует излучению серого тела), при расчетах необходимо вводить поправку, равную e=0,95. Таким образом, собственное излучение Земли можно определить по формуле Ез = esТ 4 (9) Определено, что при среднепланетарной температуре Земли 150С собственное излучение Земли Ез = 3.73*102 Вт/м2. Столь большая отдача радиации с земной поверхности приводила бы к очень быстрому ее охлаждению, если бы этому не препятствовал обратный процесс - поглощение солнечной и атмосферной радиации земной поверхностью. Абсолютные температуры на земной поверхности лежат в пределах 190- 350К. При таких температурах собственное излучение имеет длины волн в пределах 4-120 мкм, а максимум энергии приходится на 10-15 мкм. Атмосфера, поглощая как солнечную радиацию, так и собственное излучение земной поверхности, нагревается. Кроме того, атмосфера нагревается нерадиационным путем (путем теплопроводности, при конденсации водяного пара). Нагретая атмосфера становится источником длинноволнового излучения. Большая часть этого излучения атмосферы (70%) направлена к земной поверхности и носит название встречного излучения (Еа). Другая часть излучения атмосферы поглощается вышележащими слоями, но по мере уменьшения содержания водяного пара, количество поглощенной атмосферой радиации уменьшается, и часть ее уходит в мировое пространство. Земная поверхность поглощает встречное излучение почти целиком (95- 99%). Таким образом, встречное излучение является для земной поверхности важным источником тепла в дополнение к поглощенной солнечной радиации. При отсутствии облаков длинноволновое излучение атмосферы определяется наличием водяного пара и диоксида углерода. Влияние атмосферного озона, по сравнению с этими факторами, незначительно. Водяной пар и диоксид углерода поглощают длинноволновое излучение в диапазоне от 4,5 до 80 мкм, но не сплошь, а в определенных узких спектральных областях. Наиболее сильное поглощение излучения водяными парами происходит в области длин волн 5-7,5 мкм, тогда как в области 9,5-12 мкм Рис. 4.1. Окна прозрачности атмосферы в оптическом диапазоне поглощение практически отсутствует. Этот диапазон длин волн называют окном прозрачности атмосферы. Диоксид углерода имеет несколько полос поглощения, из которых наиболее существенна полоса с длинами волн 13-17 мкм, на которые приходится максимум земного излучения. Следует отметить, что содержание углекислого газа сравнительно постоянно, тогда как количество водяного пара меняется очень значительно, в зависимости от метеорологических условий. Поэтому изменение влажности воздуха оказывает значительное влияние на величину излучения атмосферы. Например, наибольшее встречное излучение - 0,35-0,42 кВт/м 2 в среднем годовом у экватора, а к полярным районам оно убывает до 0,21 кВТ/м 2 , на равнинных территориях Еа составляет 0,21-0,28кВТ/м 2 и 0,07-0,14 кВт/м 2 - в горах. Уменьшение встречного излучения в горах объясняется уменьшением содержания водяного пара с высотой. Встречное излучение атмосферы обычно значительно возрастает при наличии облаков. Облака нижнего и среднего ярусов, как правило, являютсядостаточно плотными и излучают как абсолютно черное тело при соответствующей температуре. Высокие облака в связи с их малой плотностью обычно излучают меньше, чем черное тело, поэтому они мало влияют на соотношение собственного и встречного излучений. Поглощение водяным паром и другими газами длинноволнового собственного излучения создает «парниковый эффект», т.е. сохраняет солнечное тепло в земной атмосфере. Рост концентрации этих газов и прежде всего диоксида углерода в результате хозяйственной деятельности человека может привести к увеличению доли остающегося на планете тепла, к увеличению среднепланетарных температур и изменению глобального климата Земли, последствия которого пока трудно предсказуемы. Но следует заметить, что основную роль в поглощении земного излучения и формировании встречного играет водяной пар. Через окно прозрачности часть длинноволнового земного излучения уходит через атмосферу в мировое пространство. Совместно с излучением атмосферы эта радиация называется уходящей радиацией. Если за 100 единиц принять приток солнечной радиации, то уходящая радиация составит 70 единиц. С учетом 30 единиц отраженной и рассеянной радиации (планетарное альбедо Земли) Земля отдает в космическое пространство столько же радиации, сколько и получает, т.е. находится в состоянии лучистого равновесия.

9. Радиационный баланс земной поверхности Радиационным балансом земной поверхности называют разницу между приходом радиации на земную поверхность (в виде поглощенной радиации) и ее расходом в результате теплового излучения (эффективное излучение). Радиационный баланс меняется от ночных отрицательных значений к дневным положительным в летнее время при высоте Солнца 10-15 градусов и наоборот, от положительных к отрицательным - перед заходом при тех же высотах Солнца. Зимой переход значений радиационного баланса через ноль происходит при больших углах Солнца (20-25 градусов). В ночное время при отсутствии суммарной радиации радиационный баланс отрицателен и равен эффективному излучению. Распределение радиационного баланса по земному шару достаточно равномерно. Годовые значения радиационного баланса положительны повсюду, кроме Антарктиды и Гренландии. Положительные годовые значения радиационного баланса означают, что избыток поглощенной радиации уравновешивается нерадиационной передачей тепла от земной поверхности к атмосфере. Это означает, что для земной поверхности радиационного равновесия нет (приход радиации больше, чем ее отдача), но существует тепловое равновесие, обеспечивающее стабильность тепловых характеристик атмосферы. Наибольшие годовые значения радиационного баланса наблюдаются в экваториальной зоне между 200 северной и южной широты. Здесь он составляет более 40*102 МДж/м 2 . К более высоким широтам значения радиационного баланса убывают и около 60-й параллели составляют от 8*102 до 13*102 МДж/м 2 . Далее к полюсам радиационный баланс еще более уменьшается и составляет в Антарктиде – 2*102 – 4*102 МДж/м 2 . Над океанами радиационный баланс больше, чем над сушей в тех же широтах. Существенные отклонения от зональных значений имеются и в пустынях, где баланс ниже широтного значения из-за большого эффективного излучения. В декабре радиационный баланс отрицателен на значительной части Северного полушария севернее 40-параллели. В Арктике он достигает значений 2*102 МДж/м 2 и ниже. К югу от 40-й параллели он возрастает до Южного тропика (4*102 – 6*102 МДж/м 2), а затем понижается к Южному полюсу, составляя на побережье Антарктиды 2*102 МДж/м 2 В июне радиационный баланс максимален над Северным тропиком (5*102 – 6*102 МДж/м 2). К северу он понижается, оставаясь положительнымдо Северного полюса, а к югу уменьшается, становясь отрицательным у берегов Антарктиды (-0,4 -0,8*102 МЖд/м 2).

©2015-2019 сайт
Все права принадлежать их авторам. Данный сайт не претендует на авторства, а предоставляет бесплатное использование.
Дата создания страницы: 2017-06-30

Солнце является источником корпускуляр­ного и электромагнитного излучений. Корпус­кулярное излучение не проникает в атмосфе­ру ниже 90 км, тогда как электромагнитное достигает земной поверхности. В метеороло­гии его называют солнечной радиацией или просто радиацией. Она составляет одну двух­миллиардную долю от всей энергии Солнца и проходит путь от Солнца до Земли за 8,3 мин. Солнечная радиация - источник энергии поч­ти всех процессов, совершающихся в атмо­сфере и на земной поверхности. Она в основ­ном коротковолновая и состоит из невидимой ультрафиолетовой радиации - 9 %, видимой световой - 47 % и невидимой инфракрасной - 44 %. Поскольку почти половина солнечной радиации представляет собой видимый свет, Солнце служит источником не только тепла, но и света - тоже необходимого условия для жизни на Земле.

Радиацию, приходящую к Земле непосред­ственно от солнечного диска, называют пря­мой солнечной радиацией. Ввиду того что расстояние от Солнца до Земли велико, а Зем­ля мала, радиация падает на любую ее по­верхность в виде пучка параллельных лучей.

Солнечная радиация обладает определен­ной плотностью потока на единицу площади в единицу времени. За единицу измерения ин­тенсивности радиации принято количество энергии (в джоулях или калориях 1), которые получает 1 см 2 поверхности в минуту при пер­пендикулярном падении солнечных лучей. На верхней границе атмосферы при среднем рас­стоянии от Земли до Солнца она составляет 8,3 Дж/см 2 в мин, или 1,98 кал/см 2 в мин. Эта величина принята в качестве международ­ного стандарта и называется солнечной по­стоянной (S 0). Ее периодические колебания в течение года незначительны (+ 3,3 %) и обус­ловлены изменением расстояния от Земли до

1 1 кал=4,19 Дж, 1 ккал=41,9 МДж.

2 Полуденная высота Солнца зависит от географиче­ской широты и склонения Солнца.

Солнца. Непериодические колебания вызваны различной излучательной способностью Солн­ца. Климат на верхней границе атмосферы на­зывают радиационным или солярным. Он рас­считывается теоретически, исходя из угла на­клона солнечных лучей на горизонтальную поверхность.

В общих чертах солярный климат находит отражение на земной поверхности. В то же время реальная радиация и температура на Земле существенно отличаются от солярного климата за счет различных земных факторов. Главный из них - ослабление радиации в ат­мосфере за счет отражения, поглощения и рассеяния, а также в результате отражения радиации от земной поверхности.

На верхнюю границу атмосферы вся ради­ация приходит в виде прямой радиации. По данным С. П. Хромова и М. А. Петросянца, 21 % ее отражается от облаков и воздуха на­зад в космическое пространство. Остальная радиация поступает в атмосферу, где прямая радиация частично поглощается и рассеивает­ся. Оставшаяся прямая радиация (24 %) до­стигает земной поверхности, однако при этом ослабляется. Закономерности ослабления ее в атмосфере выражаются законом Бугера: S=S 0 ·p m (Дж, или кал/см 2 , в мин), где S - количество прямой солнечной радиации, дос­тигшей земной поверхности, на единицу пло­щади (см 2), расположенной перпендикулярно солнечным лучам, S 0 - солнечная постоян­ная, р - коэффициент прозрачности в долях от единицы, показывающий, какая часть ра­диации достигала земной поверхности, т - длина пути луча в атмосфере.

Реально же солнечные лучи падают на зем­ную поверхность и на любой другой уровень атмосферы под углом менее 90°. Поток пря­мой солнечной радиации на горизонтальную поверхность называют инсоляцией (5,). Она вычисляется по формуле S 1 =S·sin h ☼ (Дж, или кал/см 2 , в мин), где h ☼ - высота Солнца 2 . На единицу горизонтальной поверхности, ес­тественно, приходится меньшее количество

энергии, чем на единицу площади, располо­женной перпендикулярно солнечным лучам (рис. 22).

В атмосфере поглощается около 23 % и рассеивается около 32 % прямой солнечной радиации, входящей в атмосферу, причем 26 % рассеянной радиации приходит затем к земной поверхности, а 6 % уходит в Космос.

Солнечная радиация подвергается в атмо­сфере не только количественным, но и каче­ственным изменениям, поскольку газы возду­ха и аэрозоли поглощают и рассеивают сол­нечные лучи избирательно. Основными поглотителями радиации являются водяной пар, облака и аэрозоли, а также озон, кото­рый сильно поглощает ультрафиолетовую ра­диацию. В рассеянии радиации участвуют мо­лекулы разных газов и аэрозоли. Рассеяние - отклонение световых лучей во все стороны от первоначального направления, так что рассе­янная радиация приходит к земной поверх­ности не от солнечного диска, а от всего не­бесного свода. Рассеяние зависит от длины волн: по закону Рэлея, чем короче длина вол­ны, тем интенсивнее рассеяние. Поэтому боль­ше всех остальных рассеиваются ультрафио­летовые лучи, а из видимых - фиолетовые и синие. Отсюда голубой цвет воздуха и соот­ветственно неба в ясную погоду. Прямая же радиация оказывается в основном желтой, по­этому солнечный диск видится желтоватым. При восходе и заходе Солнца, когда путь луча в атмосфере длиннее и рассеяние боль­ше, поверхности достигают только красные лу­чи, отчего Солнце кажется красным. Рассеян­ная радиация обусловливает свет днем при пасмурной погоде и в тени при ясной погоде, с нею связано явление сумерек и белых но­чей. На Луне, где нет атмосферы и соответ­ственно рассеянной радиации, предметы, по­падающие в тень, становятся полностью не­видимыми.

С высотой, по мере уменьшения плотнос­ти воздуха и соответственно количества рас­сеивающих частиц, цвет неба становится тем­нее, переходит сначала в густо-синий, потом в сине-фиолетовый, что хорошо видно в го­рах и отражено на гималайских пейзажах Н. Рериха. В стратосфере цвет воздуха чер­но-фиолетовый. По свидетельству космонав­тов, на высоте 300 км цвет неба черный.

При наличии в атмосфере крупных аэро­золей, капель и кристаллов наблюдается уже не рассеяние, но диффузное отражение, а по­скольку диффузно отраженная радиация пред­ставляет собой белый свет, то цвет неба ста­новится белесым.

Прямая и рассеянная солнечная радиация имеют определенный суточный и годовой ход, который зависит прежде всего от высоты Солн-

Рис. 22. Приток солнечной радиации на поверхность АВ, перпендикулярную к лучам, и на горизонтальную поверх­ность АС (по С. П. Хромову)

ца над горизонтом, от прозрачности воздуха и облачности.

Поток прямой радиации в течение дня от восхода Солнца до полудня нарастает и потом убывает до захода Солнца в связи с измене­нием высоты Солнца и пути луча в атмосфе­ре. Однако, поскольку около полудня умень­шается прозрачность атмосферы за счет уве­личения водяного пара в воздухе и пыли и возрастает конвективная облачность, макси­мальные значения радиации смещены на пред-полуденные часы. Такая закономерность при­суща экваториально-тропическим широтам весь год, умеренным широтам летом. Зимой в умеренных широтах максимум радиации при­ходится на полдень.

Годовой ход среднемесячных значений пря­мой радиации зависит от широты. На эквато­ре годовой ход прямой радиации имеет вид двойной волны: максимумы в периоды весен­него и осеннего равноденствия, минимумы в периоды летнего и зимнего солнцестояния. В умеренных широтах максимальные значения прямой радиации приходятся на весенние (ап­рель в северном полушарии), а не на летние месяцы, так как воздух в это время прозрач­нее из-за меньшего содержания водяного па­ра и пыли, а также незначительной облачно­сти. Минимум радиации наблюдается в декаб­ре, когда наименьшая высота Солнца, короткий световой день, и это самый пасмурный месяц в году.

Суточный и годовой ход рассеянной ра­диации определяется изменением высоты Солнца над горизонтом и продолжительностью дня, а также прозрачностью атмосферы. Мак­симум рассеянной радиации в течение суток наблюдается днем при возрастании радиации в целом, хотя доля ее в утренние и вечерние часы больше, чем прямой, а днем, наоборот, прямая радиация преобладает над рассеянной. Годовой ход рассеянной радиации на экваторе в общем повторяет ход прямой. В остальных широтах она больше летом, чем зимой, из-за увеличения летом общего притока солнечной радиации.

Соотношение между прямой и рассеянной радиацией меняется в зависимости от высо­ты Солнца, прозрачности атмосферы и облач­ности.

Пропорции между прямой и рассеянной радиацией на разных широтах неодинаковы. В полярных и субполярных областях рассеян­ная радиация составляет 70 % от всего пото­ка радиации. На ее величину, кроме низкого положения Солнца и облачности, влияет так­же многократное отражение солнечной ради­ации от снежной поверхности. Начиная с уме­ренных широт и почти до экватора, прямая радиация преобладает над рассеянной. Осо­бенно велико ее абсолютное и относительное значение во внутриконтинентальных тропиче­ских пустынях (Сахара, Аравия), отличающих­ся минимальной облачностью и прозрачным сухим воздухом. Вдоль экватора рассеянная радиация вновь доминирует над прямой в свя­зи с большой влажностью воздуха и наличи­ем кучевых облаков, хорошо рассеивающих солнечную радиацию.

С возрастанием высоты места над уров­нем моря значительно увеличиваются абсолют-Рис. 23. Годовое количество суммарной солнечной ради­ации [МДж/(м 2 xгод)]

ная и относительная величины прямой радиа­ции и уменьшается рассеянная, так как становится тоньше слой атмосферы. На вы­соте 50-60 км поток прямой радиации при­ближается к солнечной постоянной.

Вся солнечная радиация - прямая и рассеянная, приходящая на земную поверх­ность, называется суммарной радиацией: (Q=S ·sinh ¤ +D где Q - суммарная радиация, S - прямая, D- рассеянная, h ¤ - высота Солнца над горизонтом. Суммарная радиация составляет около 50 % от солнечной радиации, приходящей на верхнюю границу атмосферы.

При безоблачном небе суммарная радиа­ция значительна и имеет суточный ход с мак­симумом около полудня и годовой ход с мак­симумом летом. Облачность уменьшает ради­ацию, поэтому летом приход ее в дополуденные часы в среднем больше, чем в послеполуден­ные. По той же причине в первую половину года она больше, чем во вторую.

В распределении суммарной радиации на земной поверхности наблюдается ряд законо­мерностей.

Главная закономерность заключается в том, что суммарная радиация распределяется зонально, убывая от экваториально-тропи-

ческих широт к полюсам в соответствии с уменьшением угла падения солнечных лучей (рис. 23). Отклонения от зонального распре­деления объясняются различной облачностью и прозрачностью атмосферы. Наибольшие го­довые величины суммарной радиации 7200 - 7500 МДж/м 2 в год (около 200 ккал/см 2 в год) приходятся на тропические широты, где малая облачность и небольшая влажность воз­духа. Во внутриконтинентальных тропических пустынях (Сахара, Аравия), где обилие пря­мой радиации и почти нет облаков, суммар­ная солнечная радиация достигает даже более 8000 МДж/м 2 в год (до 220 ккал/см 2 в год). Вблизи экватора величины суммарной радиа­ции снижаются до 5600 - 6500 МДж/м в год (140-160 ккал/см 2 в год) из-за значитель­ной облачности, большой влажности и мень­шей прозрачности воздуха. В умеренных ши­ротах суммарная радиация составляет 5000 - 3500 МДж/м 2 в год (≈ 120 - 80 ккал/см 2 в год), в приполярных - 2500 МДж/м в год (≈60 ккал/см 2 в год). Причем в Антарктиде она в 1,5-2 раза больше, чем в Арктике, прежде всего из-за большей абсолютной вы­соты материка (более 3 км) и потому малой плотности воздуха, его сухости и прозрачнос­ти, а также малооблачной погоды. Зональ­ность суммарной радиации лучше выражена над океанами, чем над континентами.

Вторая важная закономерность суммар­ной радиации заключается в том, что мате­рики получают ее больше, чем океаны, бла­годаря меньшей (на 15-30 %) облачности над

континентами. Исключение составляют лишь приэкваториальные широты, поскольку днем над океаном конвективная облачность мень­ше, чем над сушей.

Третья особенность состоит в том, что в северном, более материковом полушарии суммарная радиация в целом больше, не­жели в южном океаническом.

В июне наибольшие месячные суммы сол­нечной радиации получает северное полуша­рие, особенно внутриконтинентальные тропи­ческие и субтропические области. В умерен­ных и полярных широтах количество радиации по широтам изменяется незначительно, так как уменьшение угла падения лучей компенсиру­ется продолжительностью солнечного сияния, вплоть до полярного дня за Северным поляр­ным кругом. В южном полушарии с увеличе­нием широты радиация быстро убывает и за Южным полярным кругом равна нулю.

В декабре южное полушарие получает боль­ше радиации, чем северное. В это время наи­большие месячные суммы солнечного тепла приходятся на пустыни Австралии и Калаха­ри; далее в умеренных широтах радиация по­степенно уменьшается, но в Антарктиде вновь растет и достигает таких же значений, как в тропиках. В северном полушарии с увеличе­нием широты она быстро убывает и за Се­верным полярным кругом отсутствует.

В целом наибольшая годовая амплитуда суммарной радиации наблюдается за полярны­ми кругами, особенно в Антарктиде, наимень­шая - в экваториальной зоне.

Земля получает от Солнца 1,36*10в24 кал тепла в год. По сравнению с этим количеством энергии остальной приход лучистой энергии на поверхность Земли ничтожно мал. Так, лучистая энергия звезд составляет одну стомиллионную долю солнечной энергии, космическое излучение - две миллиардные доли, внутреннее тепло Земли у ее поверхности равно одной пятитысячной доли солнечного тепла.
Излучение Солнца - солнечная радиация - является основным источником энергии почти всех процессов, происходящих в атмосфере, гидросфере и в верхних слоях литосферы.
За единицу измерения интенсивности солнечной радиации принимают количество калорий тепла, поглощенное 1 см2 абсолютно черной поверхности, перпендикулярной направлению солнечных лучей, за 1 минуту (кал/см2*мин).

Поток лучистой энергии Солнца, достигающий земной атмосферы, отличается большим постоянством. Его интенсивность называют солнечной постоянной (Io) и принимают в среднем равной 1,88 ккал/см2 мин.
Величина солнечной постоянной колеблется в зависимости от расстояния Земли от Солнца и от солнечной активности. Колебания ее в течение года составляют 3,4-3,5%.
Если бы солнечные лучи всюду падали на земную поверхность отвесно, то при отсутствии атмосферы и при солнечной постоянной 1,88 кал/см2*мин каждый квадратный сантиметр ее получал бы в год 1000 ккал. Благодаря тому что Земля шарообразна, это количество уменьшается в 4 раза, и 1 кв. см получает в среднем 250 ккал в год.
Количество солнечной радиации, получаемое поверхностью, зависит от угла падения лучей.
Максимальное количество радиации получает поверхность, перпендикулярная направлению солнечных лучей, потому что в этом случае вся энергия распределяется на площадку с сечением, равным сечению пучка лучей - а. При наклонном падении того же пучка лучей энергия распределяется на большую площадь (сечение в) и единица поверхности получает меньшее ее количество. Чем меньше угол падения лучей, тем меньше интенсивность солнечной радиации.
Зависимость интенсивности солнечной радиации от угла падения лучей выражается формулой:

I1 = I0 * sin h,

где I0 - интенсивность солнечной радиации при отвесном падении лучей. За пределами атмосферы - солнечная постоянная;
I1 - интенсивность солнечной радиации при падении солнечных лучей под углом h.
I1 во столько раз меньше I0, во сколько раз сечение а меньше сечения в.
На рисунке 27 видно, что a/b = sin А.
Угол падения солнечных лучей (высота Солнца) бывает равен 90° только на широтах от 23°27" с. до 23°27" ю. (т. е. между тропиками). На остальных широтах он всегда меньше 90° (табл. 8). Соответственно уменьшению угла падения лучей должна уменьшаться и интенсивность солнечной радиации, поступающей на поверхность на разных широтах. Так как в течение года и в течение суток высота Солнца не остается постоянной, количество солнечного тепла, получаемого поверхностью, непрерывно изменяется.

Количество солнечной радиации, полученное поверхностью, находится в прямой зависимости от продолжительности освещения ее солнечными лучами.

В экваториальной зоне вне атмосферы количество солнечного тепла в течение года не испытывает больших колебаний, тогда как в высоких широтах эти колебания очень велики (см. табл. 9). В зимний период различия в приходе солнечного тепла между высокими и низкими широтами особенно значительны. В летний период, в условиях непрерывного освещения, полярные районы получают максимальное на Земле количество солнечного тепла за сутки. В день летнего солнцестояния в северном полушарии оно на 36% превышает суточные суммы тепла на экваторе. Ho так как продолжительность дня на экваторе не 24 часа (как в это время на полюсе), а 12 часов, количество солнечной радиации на единицу времени на экваторе остается наибольшим. Летний максимум суточной суммы солнечного тепла, наблюдаемый около 40-50° широты, связан со сравнительно большой продолжительностью дня (большей, чем в это время на 10-20° широты) при значительной высоте Солнца. Различия в количестве тепла, получаемого экваториальными и полярными районами, летом меньше, чем зимой.
Южное полушарие летом получает больше тепла, чем северное, зимой - наоборот (влияет изменение расстояния Земли от Солнца). И если бы поверхность обоих полушарий была совершенно однородной, годовые амплитуды колебания температуры в южном полушарии были бы больше, чем в северном.
Солнечная радиация в атмосфере претерпевает количественные и качественные изменения.
Даже идеальная, сухая и чистая, атмосфера поглощает и рассеивает лучи, уменьшая интенсивность солнечной радиации. Ослабляющее влияние реальной атмосферы, содержащей водяные пары и твердые примеси, на солнечную радиацию значительно больше, чем идеальной. Атмосфера (кислород, озон, углекислый газ, пыль и водяной пар) поглощает главным образом ультрафиолетовые и инфракрасные лучи. Поглощенная атмосферой лучистая энергия Солнца переходит в другие виды энергии: тепловую, химическую и др. В общем поглощение ослабляет солнечную радиацию на 17-25%.
Молекулами газов атмосферы рассеиваются лучи с относительно короткими волнами - фиолетовые, синие. Именно этим объясняется голубой цвет неба. Примесями одинаково рассеиваются лучи с волнами различной длины. Поэтому при значительном их содержании небо приобретает белесоватый оттенок.
Благодаря рассеянию и отражению солнечных лучей атмосферой наблюдается дневное освещение в пасмурные дни, видны предметы в тени, возникает явление сумерек.
Чем длиннее путь луча в атмосфере, тем большую толщу ее он должен пройти и тем значительнее ослабляется солнечная радиация. Поэтому с поднятием влияние атмосферы на радиацию уменьшается. Длина пути солнечных лучей в атмосфере зависит от высоты Солнца. Если принять за единицу длину пути солнечного луча в атмосфере при высоте Солнца 90° (m), соотношение между высотой Солнца и длиной пути луча в атмосфере будет таким, как показано в табл. 10.

Общее ослабление радиации в атмосфере при любой высоте Солнца можно выразить формулой Буге: Im= I0*pm, где Im - измененная в атмосфере интенсивность солнечной радиации у земной поверхности; I0 - солнечная постоянная; m - путь луча в атмосфере; при высоте Солнца 90° он равен 1 (масса атмосферы), р - коэффициент прозрачности (дробное число, показывающее, какая доля радиации достигает поверхности при m=1).
При высоте Солнца 90°, при m=1, интенсивность солнечной радиации у земной поверхности I1 в р раз меньше, чем Io, т. е. I1=Io*p.
Если высота Солнца меньше 90°, то т всегда больше 1. Путь солнечного луча может состоять из кескольких отрезков, каждый из которых равен 1. Интенсивность солнечной радиации на границе между первым (aa1) и вторым (а1a2) отрезками I1 равна, очевидно, Io*р, интенсивность радиации после прохождения второго отрезка I2=I1*p=I0 р*р=I0 р2; I3=I0p3 к т. д.

Прозрачность атмосферы непостоянна и неодинакова в различных условиях. Отношение прозрачности реальной атмосферы к прозрачности идеальной атмосферы - фактор мутности - всегда больше единицы. Он зависит от содержания в воздухе водяного пара и пыли. С увеличением географической широты фактор мутности уменьшайся: на широтах от 0 до 20° с. ш. он равен в среднем 4,6, на широтах от 40 до 50° с. ш. - 3,5, на широтах от 50 до 60° с. ш. - 2,8 и на широтах от 60 до 80° с. ш. - 2,0. В умеренных широтах фактор мутности зимой меньше, чем летом, утром меньше, чем днем. С высотой он убывает. Чем больше фактор мутности, тем больше ослабление солнечной радиации.
Различают солнечную радиацию прямую, рассеянную и суммарную.
Часть солнечной радиации, которая проникает через атмосферу к земной поверхности, представляет собой прямую радиацию. Часть радиации, рассеивающаяся атмосферой, превращается в рассеянную радиацию. Вся солнечная радиация, поступающая на земную поверхность, прямая и рассеянная, называется суммарной радиацией.
Соотношение между прямой и рассеянной радиацией изменяется в значительных пределах в зависимости от облачности, запыленности атмосферы, а также от высоты Солнца. При ясном небе доля рассеянной радиации не превышает 0,1%, при облачном небе рассеянная радиация может быть больше прямой.
При малой высоте Солнца суммарная радиация почти полностью состоит из рассеянной. При высоте Солнца 50° и ясном небе доля рассеянной радиации не превышает 10-20%.
Карты средних годовых и месячных величин суммарной радиации позволяют заметить основные закономерности в ее географическом распределении. Годовые величины суммарной радиации распределяются в основном зонально. Наибольшее на Земле годовое количество суммарной радиации получает поверхность в тропических внутриконтинентальных пустынях (Восточная Сахара и центральная часть Аравии). Заметное снижение суммарной радиации на экваторе вызывается высокой влажностью воздуха и большой облачностью. В Арктике суммарная радиация составляет 60-70 ккал/см2 в год; в Антарктике вследствие частой повторяемости ясных дней и большей прозрачности атмосферы она несколько больше.

В июне наибольшие суммы радиации получает северное полушарие, и особенно внутриконтинентальные тропические и субтропические области. Суммы солнечной радиации, получаемые поверхностью в умеренных и полярных широтах северного полушария, отличаются мало вследствие главным образом большой продолжительности дня в полярных районах. Зональность в распределении суммарной радиации над. континентами в северном полушарии и в тропических широтах южного полушария почти не выражена. Лучше проявляется она в северном полушарии над Океаном и ясно выражена во внетропических широтах южного полушария. У южного полярного круга величина суммарной солнечной радиации приближается к 0.
В декабре наибольшие суммы радиации поступают в южное полушарие. Высоко лежащая ледяная поверхность Антарктиды при большой прозрачности воздуха получает значительно больше суммарной радиации, чем поверхность Арктики в июне. Много тепла в пустынях (Калахари, Большая Австралийская), но вследствие большей океаничности южного полушария (влияние высокой влажности воздуха и облачности) суммы его здесь несколько меньше, чем в июне в тех же широтах северного полушария. В экваториальных и тропических широтах северного полушария суммарная радиация изменяется сравнительно мало, и зональность в ее распределении выражена четко только к северу от северного тропика. С увеличением широты суммарная радиация довольно быстро уменьшается, ее нулевая изолиния проходит несколько севернее северного полярного круга.
Суммарная солнечная радиация, попадая на поверхность Земли, частично отражается обратно в атмосферу. Отношение количества радиации, отраженной от поверхности, к количеству радиации, падающей на эту поверхность, называется альбедо . Альбедо характеризует отражательную способность поверхности.
Альбедо земной поверхности зависит от ее состояния и свойств: цвета, влажности, шероховатости и пр. Наибольшей отражательной способностью обладает свежевыпавший снег (85-95%). Спокойная водная поверхность при отвесном падении на нее солнечных лучей отражает всего 2-5%, а при низком стоянии Солнца - почти все падающие на нее лучи (90%). Альбедо сухого чернозема - 14%, влажного - 8, леса - 10-20, луговой растительности - 18-30, поверхности песчаной пустыни - 29-35, поверхности морского льда - 30-40%.
Большое альбедо поверхности льда, особенно покрытого свежевыпавшим снегом (до 95%), - причина низких температур в полярных районах в летний период, когда приход солнечной радиации там значителен.
Излучение земной поверхности и атмосферы. Всякое тело, обладающее температурой выше абсолютного нуля (больше минус 273°), испускает лучистую энергию. Полная лучеиспускательная способность абсолютно черного тела пропорциональна четвертой степени его абсолютной температуры (T):
Е = σ*Т4 ккал/см2 в мин (закон Стефана - Больцмана), где σ - постоянный коэффициент.
Чем выше температура излучающего тела, тем короче длина волн испускаемых нм лучей. Раскаленное Солнце посылает в пространство коротковолновую радиацию . Земная поверхность, поглощая коротковолновую солнечную радиацию, нагревается и также становится источником излучения (земной радиации). Ho так как температура земной поверхности не превышает нескольких десятков градусов, ее излучение длинноволновое, невидимое.
Земная радиация в значительной степени задерживается атмосферой (водяным паром, углекислым газом, озоном), но лучи с длиной волны 9-12 мк свободно уходят за пределы атмосферы, и поэтому Земля теряет часть тепла.
Атмосфера, поглощая часть проходящей через нее солнечной радиации и больше половины земной, сама излучает энергию и в мировое пространство, и к земной поверхности. Атмосферное излучение, направленное к земной поверхности навстречу земному, называется встречным излучением. Это излучение, как и земное, длинноволновое, невидимое.
В атмосфере встречаются два потока длинноволновой радиации - излучение поверхности Земли и излучение атмосферы. Разность между ними, определяющая фактическую потерю тепла земной поверхностью, называется эффективным излучением. Эффективное излучение тем больше, чем выше температура излучающей поверхности. Влажность воздуха уменьшает эффективное излучение, сильно снижают его облака.
Наибольшее значение годовых сумм эффективного излучения наблюдается в тропических пустынях - 80 ккал/см2 в год - благодаря высокой температуре поверхности, сухости воздуха и ясности неба. На экваторе, при большой влажности воздуха, эффективное излучение составляет всего около 30 ккал/см2 в год, причем величина его для суши и для Океана очень мало отличается. Наименьшее эффективное излучение в полярных районах. В умеренных широтах земная поверхность теряет примерно половину того количества тепла, которое она получает от поглощения суммарной радиации.
Способность атмосферы пропускать коротковолновое излучение Солнца (прямую и рассеянную радиацию) и задерживать длинноволновое излучение Земли называют оранжерейным (парниковым) эффектом. Благодаря оранжерейному эффекту средняя температура земной поверхности составляет +16°, при отсутствии атмосферы она была бы -22° (на 38° ниже).
Радиационный баланс (остаточная радиация). Земная поверхность одновременно получает радиацию и отдает ее. Приход радиации составляют суммарная солнечная радиация и встречное излучение атмосферы. Расход - отражение солнечных лучей от поверхности (альбедо) и собственное излучение земной поверхности. Разность между приходом и расходом радиации - радиационный баланс, или остаточная радиация. Величина радиационного баланса определяется уравнением

R = Q*(1-α) - I,

где Q - суммарная солнечная радиация, поступающая на единицу поверхности; α - альбедо (дробь); I - эффективное излучение.
Если приход больше расхода, радиационный баланс положительный, если приход меньше расхода, баланс отрицательный. Ночью на всех широтах радиационный баланс отрицательный, днем до полудня - положительный везде, кроме высоких широт зимой; после полудня - снова отрицательный. В среднем за сутки радиационный баланс может быть как положительным, так и отрицательным (табл. 11).


На карте годовых сумм радиационного баланса земной поверхности видно резкое изменение положения изолиний при переходе их с суши на Океан. Как правило, радиационный баланс поверхности Океана превышает радиационный баланс суши (влияние альбедо и эффективного излучения). Распределение радиационного баланса в общем зонально. На Океане в тропических широтах годовые величины радиационного баланса достигают 140 ккал/см2 (Аравийское море) и не превышают 30 ккал/см2 у границы плавучих льдов. Отклонения от зонального распределения радиационного баланса на Океане незначительны и вызываются распределением облачности.
На суше в экваториальных и тропических широтах годовые значения радиационного баланса изменяются от 60 до 90 ккал/см2 в зависимости от условий увлажнения. Наибольшие годовые суммы радиационного баланса отмечаются в тех районах, где альбедо и эффективное излучение сравнительно невелики (влажные тропические леса, саванны). Наименьшим их значение оказывается в очень влажных (большая облачность) и в очень сухих (большое эффективное излучение) районах. В умеренных и высоких широтах годовая величина радиационного баланса уменьшается с увеличением широты (влияние уменьшения суммарной радиации).
Годовые суммы радиационного баланса над центральными районами Антарктиды отрицательны (несколько калорий на 1 см2). В Арктике значения этих величин близки к нулю.
В июле радиационный баланс земной поверхности в значительной части южного полушария отрицательный. Линия нулевого баланса проходит между 40 и 50° ю. ш. Наивысшее значение величины радиационного баланса достигают на поверхности Океана в тропических широтах северного полушария и на поверхности некоторых внутренних морей, например Черного (14-16 ккал/см2 в мес.).
В январе линия нулевого баланса расположена между 40 и 50° с. ш. (над океанами она несколько поднимается к северу, над материками - спускается к югу). Значительная часть северного полушария имеет отрицательный радиационный баланс. Наибольшие величины радиационного баланса приурочены к тропическим широтам южного полушария.
В среднем за год радиационный баланс земной поверхности положителен. При этом температура поверхности не повышается, а остается приблизительно постоянной, что можно объяснить только непрерывным расходованием излишков тепла.
Радиационный баланс атмосферы складывается из поглощенной ею солнечной и земной радиации, с одной стороны, и атмосферного излучения - с другой. Он всегда отрицателен, так как атмосфера поглощает лишь незначительную часть солнечной радиации, а излучает почти столько же, сколько и поверхность.
Радиационный баланс поверхности и атмосферы вместе, как целого, для всей Земли за год равен в среднем нулю, но по широтам он может быть и положительным и отрицательным.
Следствием такого распределения радиационного баланса должен быть перенос тепла в направлении от экватора к полюсам.
Тепловой баланс. Радиационный баланс - важнейшая составляющая теплового баланса. Уравнение теплового баланса поверхности показывает, как преобразуется на земной поверхности поступающая энергия солнечной радиации:

где R - радиационный баланс; LE - затраты тепла на испарение (L - скрытая теплота парообразования, E - испарение);
P - турбулентный теплообмен между поверхностью и атмосферой;
А - теплообмен между поверхностью и нижележащими слоями почвогрунта или воды.
Радиационный баланс поверхности считается положительным, если радиация, поглощенная поверхностью, превышает потери тепла, и отрицательным, если она не восполняет их. Все остальные члены теплового баланса считаются положительными, если за их счет происходит потеря тепла поверхностью (если они соответствуют расходу тепла). Так как. все члены уравнения могут изменяться, тепловой баланс все время нарушается и снова восстанавливается.
Рассмотренное выше уравнение теплового баланса поверхности приближенное, так как в нем не учтены некоторые второстепенные, но в конкретных условиях приобретающие важное значение факторы, например выделение тепла при замерзании, его расход на таяние и др.
Тепловой баланс атмосферы складывается из радиационного баланса атмосферы Ra, тепла, поступающего от поверхности, Pа, тепла, выделяющегося в атмосфере при конденсации, LE, и горизонтального переноса тепла (адвекции) Aа. Радиационный баланс атмосферы всегда отрицателен. Приток тепла в результате конденсации влаги и величины турбулентного теплообмена - положительны. Адвекция тепла приводит в среднем за год к переносу его из низких широт в высокие: таким образом, она означает расход тепла в низких широтах и приход в высоких. В многолетнем выводе тепловой баланс атмосферы можно выразить уравнением Ra=Pa+LE.
Тепловой баланс поверхности и атмосферы вместе, как целого, в многолетнем среднем равен 0 (рис. 35).

За 100% принята величина солнечной радиации, поступающей к атмосфере за год (250 ккал/см2). Солнечная радиация, проникая в атмосферу, частично отражается от облаков и уходит обратно за пределы атмосферы - 38%, частично поглощается атмосферой - 14% и частично в виде прямой солнечной радиации достигает земной поверхности - 48%. Из 48%, дошедших до поверхности, 44% ею поглощаются, а 4% отражаются. Таким образом, альбедо Земли составляет 42% (38+4).
Поглощенная земной поверхностью радиация расходуется следующим образом: 20% теряются через эффективное излучение, 18% затрачиваются на испарение с поверхности, 6% - на нагревание воздуха при турбулентном теплообмене (итого 24%). Расход тепла поверхностью уравновешивает его приход. Тепло, полученное атмосферой (14% непосредственно от Солнца, 24% от земной поверхности), вместе с эффективным излучением Земли направляется в мировое пространство. Альбедо Земли (42%) и излучение (58%) уравновешивают поступление солнечной радиации к атмосфере.

Все виды солнечных лучей достигают земной поверхности тремя путями - в виде прямой, отраженной и рассеянной солнечной радиации.
Прямая солнечная радиация - это лучи, идущие непосредственно от солнца. Её интенсивность (эффективность) зависит от высоты стояния солнца над горизонтом: максимум наблюдается в полдень, а минимум - утром и вечером; от времени года: максимум - летом, минимум - зимой; от высоты местности над уровнем моря (в горах выше, чем на равнине); от состояния атмосферы (загрязнённость воздуха уменьшает её). От высоты стояния солнца над горизонтом зависит и спектр солнечной радиации (чем ниже стоит солнце над горизонтом, тем меньше ультрафиолетовых лучей).
Отраженная солнечная радиация - это лучи солнца, отраженные земной или водной поверхностью. Она выражается процентным отношением отраженных лучей к их суммарному потоку и называется альбедо. Величина альбедо зависит от характера отражающих поверхностей. При организации и проведении солнечных ванн необходимо знать и учитывать альбедо поверхностей, на которых проводятся солнечные ванны. Некоторые из них характеризуются избирательной отражающей способностью. Снег полностью отражает инфракрасные лучи, а ультрафиолетовые - в меньшей степени.

Рассеянная солнечная радиация образуется в результате рассеивания солнечных лучей в атмосфере. Молекулы воздуха и взвешенные в нем частицы (мельчайшие капельки воды, кристаллики льда и т. п.), называемые аэрозолями, отражают часть лучей. В результате многократных отражений часть их все же достигает земной поверхности; это рассеянные солнечные лучи. Рассеиваются в основном ультрафиолетовые, фиолетовые и голубые лучи, что и определяет голубой цвет неба в ясную погоду. Удельный вес рассеянных лучей велик в высоких широтах (в северных районах). Там солнце стоит низко над горизонтом, и потому путь лучей к земной поверхности длиннее. На длинном пути лучи встречают больше препятствий и в большей степени рассеиваются.

(http://new-med-blog.livejournal.com/204

Суммарная солнечная радиация - вся прямая и рассеянная солнечная радиация, поступающая на земную поверхность. Суммарная солнечная радиация характеризуется интенсивностью. При безоблачном небе суммарная солнечная радиация имеет максимальное значение около полудня, а в течение года - летом.

Радиационный баланс
Радиационный баланс земной поверхности - разность между суммарной солнечной радиацией, поглощенной земной поверхностью, и ее эффективным излучением. Для земной поверхности
- приходная часть есть поглощенная прямая и рассеянная солнечная радиация, а также поглощенное встречное излучение атмосферы;
- расходная часть состоит из потери тепла за счет собственного излучения земной поверхности.

Радиационный баланс может быть положительным (днем, летом) и отрицательным (ночью, зимой); измеряется в кВт/кв.м/мин.
Радиационный баланс земной поверхности - важнейший компонент теплового баланса земной поверхности; один из основных климатообразующих факторов.

Тепловой баланс земной поверхности - алгебраическая сумма всех видов прихода и расхода тепла на поверхность суши и океана. Характер теплового баланса и его энергетический уровень определяют особенности и интенсивность большинства экзогенных процессов. Основными составляющими теплового баланса океана являются:
- радиационный баланс;
- затрата тепла на испарение;
- турбулентный теплообмен между поверхностью океана и атмосферой;
- вертикальный турбулентный теплообмен поверхности океана с нижележащими слоями; и
- горизонтальная океаническая адвекция.

(http://www.glossary.ru/cgi-bin/gl_sch2.c gi?RQgkog.outt:p!hgrgtx!nlstup!vuilw)tux yo)

Измерение солнечной радиации.

Для измерения солнечной радиации служат актинометры и пиргелиометры. Интенсивность солнечной радиации обычно измеряется по её тепловому действию и выражается в калориях на единицу поверхности за единицу времени.

(http://www.ecosystema.ru/07referats/slo vgeo/967.htm)

Измерение интенсивности солнечной радиации производится пиранометром Янишевского в комплекте с гальванометром или потенциометром.

При замерах суммарной солнечной радиации пиранометр устанавливают без теневого экрана, при замерах же рассеянной радиации с теневым экраном. Прямая солнечная радиация вычисляется как разность между суммарной и рассеянной радиацией.

При определении интенсивности падающей солнечной радиации на ограждение пиранометр устанавливают на него так, чтобы воспринимаемая поверхность прибора была строго параллельна поверхности ограждения. При отсутствии автоматической записи радиации замеры следует производить через 30 мин в промежутке между восходом и заходом солнца.

Радиация, падающая на поверхность ограждения, полностью не поглощается. В зависимости от фактуры и окраски ограждения некоторая часть лучей отражается. Отношение отраженной радиации к падающей, выраженное в процентах, называется альбедо поверхности и измеряется альбедометром П.К. Калитина в комплекте с гальванометром или потенциометром.

Для большей точности наблюдения следует проводить при ясном небе и при интенсивном солнечном облучении ограждения.

(http://www.constructioncheck.ru/default.a spx?textpage=5)

Если бы атмосфера пропускала к поверхности земли все солнечные лучи, то климат любого пункта Земли зависел бы только от географической широты. Так и полагали в древности. Однако при прохождении солнечных лучей через земную атмосферу происходит, как мы уже видели, их ослабление вследствие одновременных процессов поглощения и рассеивания. Особенно много поглощают и рассеивают капли воды и кристаллы льда, из которых состоят облака.

Та часть солнечной радиации, которая поступает на поверхность земли после рассеяния ее атмосферой и облаками, называется рассеянной радиацией. Та часть солнечной радиации, которая проходит через атмосферу не рассеиваясь, называется прямой радиацией.

Радиация рассеивается не только облаками, но и при ясном небе - молекулами, газов и частицами пыли. Соотношение между прямой и рассеянной радиацией изменяется в широких пределах. Если при ясном небе и вертикальном падении солнечных лучей доля рассеянной радиации составляет 0,1% прямой, то

при пасмурном небе рассеянная радиация может быть больше прямой.

В тех частях земли, где преобладает ясная погода, например в Средней Азии, основным источником нагревания земной поверхности является прямая солнечная радиация. Там же, где преобладает облачная погода, как, например, на севере и северо-западе Европейской территории СССР, существенное значение приобретает рассеянная солнечная радиация. Бухта Тихая, расположенная на севере, получает рассеянной радиации почти в полтора раза больше, чем прямой (табл. 5). В Ташкенте, наоборот, рассеянная радиация составляет менее 1 / 3 прямой радиации. Прямая солнечная радиация в Якутске больше, чем в Ленинграде. Объясняется это тем, что в Ленинграде больше пасмурных дней и меньше прозрачность воздуха.

Альбедо земной поверхности. Земная поверхность обладает способностью отражать падающие на нее лучи. Количество поглощенной и отраженной радиации зависит от свойств поверхности земли. Отношение количества отраженной от поверхности тела лучистой энергии к количеству падающей лучистой энергии называется альбедо. Альбедо характеризует отражательную способность поверхности тела. Когда, например, говорят, что альбедо свежевыпавшего снега равно 80-85%, это означает, что 80-85% всей падающей на снежную поверхность радиации отражается от нее.

Альбедо снега и льда зависит от их чистоты. В промышленных городах в связи с осаждением на снег различных примесей, преимущественно копоти, альбедо меньше. Наоборот, в арктических областях альбедо снега иногда достигает 94%. Так как альбедо снега по сравнению с альбедо других видов поверхности земли наиболее высокое, то при снежном покрове прогревание земной поверхности происходит слабо. Альбедо травяной растительности и песка значительно меньше. Альбедо травяной растительности равно 26%, а песка 30%. Это означает, что трава поглощает 74% солнечной энергии, а пески - 70%. Поглощенная радиация идет на испарение, рост растений и нагревание.

Наибольшей поглощательной способностью обладает вода. Моря и океаны поглощают около 95% поступающей на их поверхность солнечной энергии, т. е. альбедо воды равно 5% (рис. 9). Правда, альбедо воды находится в зависимости от угла падения солнечных лучей (В. В. Шулейкин). При отвесном падении лучей от поверхности чистой воды отражается лишь 2% радиации, а при низком стоянии солнца - почти вся.