Энергетическая освещенность, создаваемая излучением, поступающим на Землю непосредственно от солнечного диска в виде пучка параллельных солнечных лучей, называется прямой солнечной радиацией
.
Прямая солнечная радиация, поступающая на верхнюю границу атмосферы, изменяется во времени в небольших пределах, поэтому ее называют солнечной постоянной (S0). При среднем расстоянии от Земли до Солнца 149,5·106 км составляет около 1400 Вт/м кв.
При прохождении потока прямой солнечной радиации через атмосферу происходит его ослабление, вызванное поглощением (около 15%) и рассеянием (около 25%) энергии газами, аэрозолями, облаками.
Согласно закону ослабления Буге прямая солнечная радиация, поступающая на поверхность Земли при отвесном (перпендикулярном) падении лучей,
Формула
где? – коэффициент прозрачности атмосферы; m – число оптических масс атмосферы.
Ослабление солнечного потока в атмосфере зависит от высоты Солнца над горизонтом Земли и прозрачности атмосферы. Чем меньше высота его над горизонтом, тем большее число оптических масс атмосферы проходит солнечный луч. За одну оптическую массу атмосферы принимают массу, которую проходят лучи при положении Солнца в зените (рис. 3.1).
Рисунок 3.1 . Схема пути солнечного луча в атмосфере при разной высоте Солнца (доступно при скачивании полной версии учебника)
Таблица (доступно при скачивании полной версии учебника)
Чем больший путь в атмосфере проходят солнечные лучи, тем сильнее их поглощение и рассеяние и тем больше изменяется их интенсивность.
Коэффициент прозрачности
зависит от содержания в атмосфере водяного пара и аэрозолей: чем их больше, тем меньше коэффициент прозрачности при одинаковом числе проходимых оптических масс. В среднем для всего потока радиации в идеально чистой атмосфере? на уровне моря составляет около 0,9, в действительных атмосферных условиях – 0,70-0,85, зимой он несколько больше, чем летом.
Приход прямой радиации на земную поверхность зависит от угла падения солнечных лучей . Поток прямой солнечной радиации, падающей на горизонтальную поверхность, называют инсоляцией :
Формула (доступно при скачивании полной версии учебника)
где h0 – высота солнца
Энергетическая освещенность прямой радиации зависит от высоты Солнца и прозрачности атмосферы и возрастает с увеличением высоты места над уровнем моря. В основных земледельческих районах России летом полуденные значения энергетической освещенности прямой радиации находятся в пределах 700-900 Вт/м кв. На высоте 1 км увеличение составляет 70-140 Вт/м кв. На высоте 4-5 км освещенность прямой радиации превышает 1180 Вт/м кв. Облака нижнего яруса обычно почти полностью не пропускают прямую радиацию.
Приход прямой солнечной радиации зависит от высоты солнца над горизонтом, которая меняется как в течение суток, так и в течение года. Это обуславливает суточный и годовой ход прямой радиации.
Изменение прямой радиации в течение безоблачного дня (суточный ход) выражается одновершинной кривой с максимумом в истинный солнечный полдень. Летом над сушей максимум может наступить до полудня, так как к полудню увеличивается запыленность атмосферы.
Годовой ход прямой радиации
наиболее резко выражен на полюсах, так как зимой солнечная радиация здесь вообще отсутствует, а летом ее приход достигает 900 Вт/м кв. В средних широтах максимум прямой радиации иногда наблюдается не летом, а весной, так как в летние месяцы, вследствие увеличения содержания водяного пара и пыли, уменьшается прозрачность атмосферы. Минимум приходится на период, близкий к дню зимнего солнцестояния (декабрь). На экваторе наблюдаются два максимума равные примерно 920 Вт/м кв. в дни весеннего и осеннего равноденствия, и два минимума (около 55- Вт/м кв.) в дни летнего и зимнего солнцестояния.
Скачать полную версию учебника (с рисунками, формулами, картами, схемами и таблицами) одним файлом в формате MS Office Word
Солнечная радиация (солнечное излучение) – это вся совокупность солнечной материи и энергии, поступающей на Землю. Солнечная радиация состоит из следующих двух основных частей: во-первых, тепловой и световой радиации, представляющей собой совокупность электромагнитных волн; во-вторых, корпускулярной радиации.
На Солнце тепловая энергия ядерных реакций переходит в лучистую энергию. При падении солнечных лучей на земную поверхность лучистая энергия снова превращается в тепловую энергию. Солнечная радиация, таким образом, несет свет и тепло.
Интенсивность солнечной радиации. Солнечная постоянная. Солнечная радиация – это важнейший источник тепла для географической оболочки. Вторым источником тепла для географической оболочки является тепло, идущее от внутренних сфер и слоев нашей планеты.
В связи с тем, что в географической оболочке один вид энергии (лучистая энергия ) эквивалентно переходит в другой вид (тепловая энергия ), то лучистую энергию солнечной радиации можно выражать в единицах тепловой энергии – джоулях (Дж).
Интенсивность солнечной радиации необходимо измерять в первую очередь за пределами атмосферы, т. к. при прохождении через воздушную сферу она преобразуется и ослабевает. Интенсивность солнечной радиации выражается солнечной постоянной.
Солнечная постоянная – это поток солнечной энергии за 1 минуту на площадь сечением в 1 см 2 , перпендикулярную солнечным лучам и расположенную вне атмосферы. Солнечная постоянная может быть также определена как количество тепла, которое получает в 1 минуту на верхней границе атмосферы 1 см 2 черной поверхности, перпендикулярной солнечным лучам.
Солнечная постоянная равна 1, 98 кал / (см 2 х мин), или 1, 352 кВт/ м 2 х мин .
Поскольку верхняя атмосфера поглощает значительную часть радиации, то важно знать величину ее на верхней границе географической оболочки, т. е. в нижней стратосфере. Солнечная радиация на верхней границе географической оболочки выражается условной солнечной постоянной . Величина условной солнечной постоянной равна 1, 90 – 1, 92 кал / (см 2 х мин), или 1,32 – 1, 34 кВт / (м 2 х мин).
Солнечная постоянная, вопреки своему названию, не остается постоянной. Она изменяется в связи с изменением расстояния от Солнца до Земли в процессе движения Земли по орбите. Как бы ни были малы эти колебания, они всегда сказываются на погоде и климате.
В среднем каждый квадратный километр тропосферы получает в год 10,8 х 10 15 Дж. (2,6 х 10 15 кал). Такое количество тепла может быть получено при сжигании 400 000 т каменного угля. Вся Земля за год получает такое количество тепла, которое определяется величиной 5, 74 х 10 24 Дж. (1, 37 х 10 24 кал).
Распределение солнечной радиации «на верхней границе атмосферы» или при абсолютно прозрачной атмосфере. Знание распределения солнечной радиации до ее вступления в атмосферу, или так называемого солярного (солнечного) климата , важно для определения роли и доли участия самой воздушной оболочки Земли (атмосферы) в распределении тепла по земной поверхности и в формировании ее теплового режима.
Количество солнечного тепла и света, поступающее на единицу площади, определяется, во-первых, углом падения лучей, зависящим от высоты Солнца над горизонтом, во-вторых, продолжительностью дня.
Распределение радиации у верхней границы географической оболочки, обусловленное только астрономическими факторами, более равномерно, чем ее реальное распределение у земной поверхности.
При условии отсутствия атмосферы годовая сумма радиации в экваториальных широтах составляла бы 13 480 МДж/см 2 (322 ккал/см 2), а на полюсах 5 560 МДж/м 2 (133 ккал/см 2). В полярные широты Солнце посылает тепла немного меньше половины (около 42 %) того количества, которое поступает на экватор.
Казалось бы, солнечное облучение Земли симметрично относительно плоскости экватора. Но это происходит только два раза в год, в дни весеннего и осеннего равноденствия. Наклон оси вращения и годовое движение Земли обусловливают ассиметричное ее облучение Солнцем. В январскую часть года больше тепла получает южное полушарие, в июльскую – северное. Именно в этом заключается главная причина сезонной ритмики в географической оболочке.
Разница между экватором и полюсом летнего полушария невелика: на экватор поступает 6 740 МДж/м 2 (161 ккал/см 2), а на полюс около 5 560 МДж/м 2 (133 ккал/см 2 в полугодие). Зато полярные страны зимнего полушария в это же время вовсе лишены солнечного тепла и света.
В день солнцестояния полюс получает тепла даже больше, чем экватор - 46,0 МДж/м 2 (1,1 ккал/см 2) и 33.9 МДж/м 2 (0,81 ккал/см 2).
В целом солярный климат на полюсах в годовом выводе в 2,4 раза холоднее, чем на экваторе. Однако надо иметь в виду, что зимой полюсы вообще не нагреваются Солнцем.
Реальный климат всех широт во многом обязан земным факторам. Важнейшими из этих факторов являются: во-первых, ослабление радиации в атмосфере, во-вторых, разная интенсивность усвоения солнечной радиации земной поверхностью в различных географических условиях.
Изменение солнечной радиации при прохождении через атмосферу. Прямые солнечные лучи, пронизывающие атмосферу при безоблачном небе, называются прямой солнечной радиацией . Максимальная ее величина при высокой прозрачности атмосферы на перпендикулярной лучам поверхности в тропическом поясе равна около 1,05 – 1, 19 кВт/м 2 (1,5 – 1,7 кал/см 2 х мин. В средних широтах напряжение полуденной радиации обычно составляет около 0,70 – 0,98 кВт /м 2 х мин (1,0 – 1,4 кал/см 2 х мин). В горах эта величина существенно увеличивается.
Часть солнечных лучей от соприкосновения с молекулами газов и аэрозолями рассеивается и переходит в рассеянную радиацию . На земную поверхность рассеянная радиация поступает уже не от солнечного диска, а от всего небосвода и создает повсеместную дневную освещенность. От нее в солнечные дни светло и там, куда не проникают прямые лучи, например под пологом леса. Наряду с прямой радиацией рассеянная радиация также служит источником тепла и света.
Абсолютная величина рассеянной радиации тем больше, чем интенсивнее прямая. Относительное значение рассеянной радиации возрастает с уменьшением роли прямой: в средних широтах летом она составляет 41%, а зимой 73% общего прихода радиации. Удельный вес рассеянной радиации в общей величине суммарной радиации зависит и от высоты Солнца. В высоких широтах на рассеянную радиацию приходится около 30%, а в полярных - примерно 70% от всей радиации.
В целом же на рассеянную радиацию приходится около 25 % всего потока солнечных лучей, приходящих на нашу планету.
На земную поверхность, таким образом, поступает прямая и рассеянная радиация. В совокупности прямая и рассеянная радиация образуют суммарную радиацию , которая определяет тепловой режим тропосферы .
Поглощая и рассеивая радиацию, атмосфера значительно ее ослабляет. Величина ослабления зависит от коэффициента прозрачности, показывающего, какая доля радиации доходит до земной поверхности. Если бы тропосфера состояла только из газов, то коэффициент прозрачности был бы равен 0,9, т. е. она пропускала бы около 90% идущей к Земле радиации. Однако в воздухе всегда присутствуют аэрозоли, снижающие коэффициент прозрачности до 0,7 – 0,8. Прозрачность атмосферы изменяется вместе с изменением погоды.
Так как плотность воздуха падает с высотой, то слой газа, пронизываемого лучами, не следует выражать в км толщины атмосферы. В качестве единицы измерения принята оптическая масса, равная мощности слоя воздуха при вертикальном падении лучей.
Ослабление радиации в тропосфере легко наблюдать в течение суток. Когда Солнце находится около горизонта, то его лучи пронизывают несколько оптических масс. Их интенсивность при этом так ослабевает, что на Солнце можно смотреть незащищенным глазом. С поднятием Солнца уменьшается число оптических масс, которые проходят его лучи, что приводит к увеличению радиации.
Степень ослабления солнечной радиации в атмосфере выражается формулой Ламберта :
I i = I 0 p m , где
I i – радиация, достигшая земной поверхности,
I 0 – солнечная постоянная,
p – коэффициент прозрачности,
m – число оптических масс.
Солнечная радиация у земной поверхности. Количество лучистой энергии, приходящее на единицу земной поверхности, зависит, прежде всего, от угла падения солнечных лучей. На одинаковые площади на экваторе, в средних и высоких широтах приходится различное количество радиации.
Солнечная инсоляция (освещение) сильно ослабляется облачностью. Большая облачность экваториальных и умеренных широт и малая облачность тропических широт вносят значительные коррективы в зональное распределение лучистой энергии Солнца.
Распределение солнечного тепла по земной поверхности изображается на картах суммарной солнечной радиации. Как показывают эти карты, наибольшее количество солнечного тепла – от 7 530 до 9 200 МДж/м 2 (180-220 ккал/см 2) получают тропические широты. Экваториальные широты из-за большой облачности получают тепла несколько меньше: 4 185 – 5 860 МДж/м 2 (100-140 ккал/см 2).
От тропических широт к умеренным радиация уменьшается. На островах Арктики она составляет не более 2 510 МДж/м 2 (60 ккал/см 2) в год. Распределение радиации по земной поверхности имеет зонально-региональный характер. Каждая зона распадается на отдельные районы (регионы), несколько отличающиеся друг от друга.
Сезонные колебания суммарной радиации.
В экваториальных и тропических широтах высота Солнца и угол падения солнечных лучей по месяцам изменяются незначительно. Суммарная радиация во все месяцы характеризуется большими величинами, сезонная смена тепловых условий или отсутствует, или весьма незначительна. В экваториальном поясе слабо намечаются два максимума, соответствующие зенитальному положению Солнца.
В умеренном поясе в годовом ходе радиации резко выражен летний максимум, в котором месячная величина суммарной радиации не меньше тропической. Число теплых месяцев уменьшается с широтой.
В полярных поясах радиационный режим резко изменяется. Здесь в зависимости от широты от нескольких суток до нескольких месяцев прекращается не только нагревание, но и освещение. Летом же освещение здесь непрерывно, что существенно повышает сумму месячной радиации.
Усвоение радиации земной поверхностью. Альбедо . Суммарная радиация, достигшая земной поверхности, частично поглощается почвой и водоемами и переходит в тепло. На океанах и морях суммарная радиация расходуется на испарение. Часть суммарной радиации отражается в атмосферу (отраженная радиация).
Важнейшим источником, от которого поверхность Земли и атмосфера получают тепловую энергию, является Солнце. Оно посылает в мировое пространство колоссальное количество лучистой энергии: тепловой, световой, ультрафиолетовой. Излучаемые Солнцем электромагнитные волны распространяются со скоростью 300 000 км/с.
От величины угла падения солнечных лучей зависит нагревание земной поверхности. Все солнечные лучи приходят на поверхность Земли параллельно друг другу, но так как Земля имеет шарообразную форму, солнечные лучи падают на разные участки ее поверхности под разными углами. Когда Солнце в зените, его лучи падают отвесно и Земля нагревается сильнее.
Вся совокупность лучистой энергии, посылаемой Солнцем, называется солнечной радиацией, обычно она выражается в калориях на единицу поверхности в год.
Солнечная радиация определяет температурный режим воздушной тропосферы Земли.
Необходимо заметить, что общее количество солнечного излучения более чем в два миллиарда раз превышает количество энергии, получаемое Землей.
Радиация, достигающая земной поверхности, состоит из прямой и рассеянной.
Радиация, приходящая на Землю непосредственно от Солнца в виде прямых солнечных лучей при безоблачном небе, называется прямой. Она несет наибольшее количество тепла и света. Если бы у нашей планеты не было атмосферы, земная поверхность получала только прямую радиацию.
Однако, проходя через атмосферу, примерно четвертая часть солнечной радиации рассеивается молекулами газов и примесями, отклоняется от прямого пути. Некоторая их часть достигает поверхности Земли, образуя рассеянную солнечную радиацию. Благодаря рассеянной радиации свет проникает и в те места, куда прямые солнечные лучи (прямая радиация) не проникают. Эта радиация создает дневной свет и придает цвет небу.
Суммарная солнечная радиация
Все солнечные лучи, поступающие на Землю, составляют суммарную солнечную радиацию, т. е. совокупность прямой и рассеянной радиации (рис. 1).
Рис. 1. Суммарная солнечная радиация за год
Распределение солнечной радиации по земной поверхности
Солнечная радиация распределяется по земле неравномерно. Это зависит:
1. от плотности и влажности воздуха — чем они выше, тем меньше радиации получает земная поверхность;
2. от географической широты местности — количество радиации увеличивается от полюсов к экватору. Количество прямой солнечной радиации зависит от длины пути, который проходят солнечные лучи в атмосфере. Когда Солнце находится в зените (угол падения лучей 90°), его лучи попадают на Землю кратчайшим путем и интенсивно отдают свою энергию малой площади. На Земле это происходит в полосе между от 23° с. ш. и 23° ю. ш., т. е. между тропиками. По мере удаления от этой зоны на юг или на север длина пути солнечных лучей увеличивается, т. е. уменьшается угол их падения на земную поверхность. Лучи начинают падать на Землю под меньшим углом, как бы скользя, приближаясь в районе полюсов к касательной линии. В результате тот же поток энергии распределяется на большую площадь, поэтому увеличивается количество отраженной энергии. Таким образом, в районе экватора, где солнечные лучи падают на земную поверхность под углом 90°, количество получаемой земной поверхностью прямой солнечной радиации выше, а по мере передвижения к полюсам это количество резко сокращается. Кроме того, от широты местности зависит и продолжительность дня в разные времена года, что также определяет величину солнечной радиации, поступающей на земную поверхность;
3. от годового и суточного движения Земли — в средних и высоких широтах поступление солнечной радиации сильно изменяется по временам года, что связано с изменением полуденной высоты Солнца и продолжительности дня;
4. от характера земной поверхности — чем светлее поверхность, тем больше солнечных лучей она отражает. Способность поверхности отражать радиацию называется альбедо (от лат. белизна). Особенно сильно отражает радиацию снег (90 %), слабее песок (35 %), еше слабее чернозем (4 %).
Земная поверхность, поглощая солнечную радиацию (поглощенная радиация), нагревается и сама излучает тепло в атмосферу (отраженная радиация). Нижние слои атмосферы в значительной мерс задерживают земное излучение. Поглощенная земной поверхностью радиация расходуется на нагрев почвы, воздуха, воды.
Та часть суммарной радиации, которая остается после отражения и теплового излучения земной поверхности, называется радиационным балансом. Радиационный баланс земной поверхности меняется в течение суток и по сезонам года, однако в среднем за год имеет положительное значение всюду, за исключением ледяных пустынь Гренландии и Антарктиды. Максимальных значений радиационный баланс достигает в низких широтах (между 20° с. ш. и 20° ю. ш.) — свыше 42*10 2 Дж/м 2 , на широте около 60° обоих полушарий он снижается до 8*10 2 -13*10 2 Дж/м 2 .
Солнечные лучи отдают атмосфере до 20 % своей энергии, которая распределяется по всей толще воздуха, и потому вызываемое ими нагревание воздуха относительно невелико. Солнце нагревает поверхность Земли, которая передает тепло атмосферному воздуху за счет конвекции (от лат.convectio - доставка), т. е. вертикального перемещения нагретого у земной поверхности воздуха, на место которого опускается более холодный воздух. Именно так атмосфера получает большую часть тепла — в среднем в три раза больше, чем непосредственно от Солнца.
Присутствие в углекислого газа и водяного пара не позволяет теплу, отраженному от земной поверхности, беспрепятственно уходить в космическое пространство. Они создают парниковый эффект, благодаря которому перепад температуры на Земле в течение суток не превышает 15 °С. При отсутствии в атмосфере углекислого газа земная поверхность остывала бы за ночь на 40-50 °С.
В результате роста масштабов хозяйственной деятельности человека — сжигания угля и нефти на ТЭС, выбросов промышленными предприятиями, увеличения автомобильных выбросов — содержание углекислого газа в атмосфере повышается, что ведет к усилению парникового эффекта и грозит глобальным изменением климата.
Солнечные лучи, пройдя атмосферу, попадают на поверхность Земли и нагревают ее, а та, в свою очередь, отдает тепло атмосфере. Этим объясняется характерная особенность тропосферы: понижение температуры воздуха с высотой. Но бывают случаи, когда высшие слои атмосферы оказываются более теплыми, чем низшие. Такое явление носит название температурной инверсии (от лат. inversio — переворачивание).
ЛЕКЦИЯ 3
РАДИАЦИОННЫЙ БАЛАНС И ЕГО СОСТАВЛЯЮЩИЕ
Солнечная радиация, достигшая земной поверхности, частично отражается от нее, а частично поглощается Землей. Однако Земля не только поглощает радиацию, но и сама излучает длинноволновую радиацию в окружающую атмосферу. Атмосфера, поглощая некоторую часть солнечной радиации и большую часть излучения земной поверхности, сама тоже излучает длинноволновую радиацию. Большая часть этого излучения атмосферы направлена к земной поверхности. Она называется встречным излучением атмосферы .
Разность между приходящими к деятельному слою Земли и уходящими от него потоками лучистой энергии называют радиационным балансом деятельного слоя.
Радиационный баланс состоит из коротковолновой и длинноволновой радиации. Он включает в себя следующие элементы, называемые составляющими радиационного баланса: прямая радиация, рассеянная радиация, отраженная радиация (коротковолновая), излучение земной поверхности, встречное излучение атмосферы .
Рассмотрим составляющие радиационного баланса.
Прямая солнечная радиация
Энергетическая освещенность прямой радиации зависит от высоты Солнца и прозрачности атмосферы и возрастает с увеличением высоты места над уровнем моря. Облака нижнего яруса обычно полностью или почти не пропускают прямую радиацию.
Длины волн солнечной радиации, достигающей земной поверхности, лежат в интервале 0,29-4,0 мкм. Примерно половина ее энергии приходится на фртосинтетически активную радиацию . В области ФАР ослабление радиации с уменьшением высоты Солнца происходит быстрее, чем в области инфракрасной радиации. Приход прямой солнечной радиации, как уже указывалось, зависит от высоты Солнца над горизонтом, меняющейся как в течение суток, так и в течение года. Это обусловливает суточный и годовой ход прямой радиации.
Изменение прямой радиации в течение безоблачного дня (суточный ход) выражено одновершинной кривой с максимумом в истинный солнечный полдень. Летом над сушей максимум может наступить до полудня, так как к полудню увеличивается запыленность атмосферы.
При продвижении от полюсов к экватору приход прямой радиации в любое время года возрастает, так как при этом увеличивается полуденная высота Солнца.
Годовой ход прямой радиации наиболее резко выражен на полюсах, так как зимой солнечная радиация здесь вообще отсутствует, а летом ее приход достигает 900 Вт/м². В средних широтах максимум прямой радиации иногда наблюдается не летом, а весной, так как в летние месяцы вследствие увеличения содержания водяного пара и пыли уменьшается прозрачность атмосферы/Минимум приходится на период, близкий ко дню зимнего солнцестояния (декабрь). На экваторе наблюдаются два максимума, равные примерно 920 Вт/м² в дни весеннего и осеннего равноденствия, и два минимума (около 550 Вт/м²) в дни летнего и зимнего солнцестояния.
Рассеянная радиация
Максимум рассеянной радиации обычно значительно меньше, чем максимум прямой. Чем больше высота Солнца и больше загрязненность атмосферы, тем больше поток рассеянной радиации. Облака, не закрывающие Солнца, увеличивают приход рассеянной радиации по сравнению с ясным небом. Зависимость прихода рассеянной радиации от облачности сложная. Она определяется видом и количеством облаков, их вертикальной мощностью и оптическими свойствами. Рассеянная радиация облачного неба может колебаться более чем в 10 раз.
Снежный покров, отражающий до 70-90% прямой радиации, увеличивает рассеянную радиацию, которая затем рассеивается в атмосфере. С увеличением высоты места над уровнем моря рассеянная радиация при ясном небе уменьшается.
Суточный и годовой ход рассеянной радиации при ясном небе в общем соответствует ходу прямой радиации. Однако утром рассеянная радиация появляется еще до восхода Солнца, а вечером она еще поступает в период сумерек, т. е. после захода. В годовом ходе максимум рассеянной радиации наблюдается летом.
Суммарная радиация
Сумму рассеянной и прямой радиации, падающей на горизонтальную поверхность, называют суммарной радиацией .
Она является основной составляющей радиационного баланса. Её спектральный состав по сравнению с прямой и рассеянной радиацией более устойчив и почти не зависит от высоты Солнца, когда, она составляет более 15°.
Соотношение между прямой и рассеянной радиацией в составе суммарной радиации зависит от высоты Солнца, облачности и загрязненности атмосферы. С увеличением высоты Солнца доля рассеянной радиации при безоблачном небе уменьшается. Чем прозрачнее атмосфера, тем меньше доля рассеянной радиации. При сплошной плотной облачности суммарная радиация полностью состоит из рассеянной радиации. Зимой вследствие отражения радиации от снежного покрова и ее вторичного рассеяния в атмосфере доля рассеянной радиации в составе суммарной заметно увеличивается.
Приход суммарной радиации при наличии облачности меняется в больших пределах. Наибольший приход ее наблюдается при ясном небе или при небольшой облачности, не закрывающей Солнца.
В суточном и годовом ходе изменения суммарной радиации почти прямо пропорциональны изменению высоты Солнца. В суточном ходе максимум суммарной радиации при безоблачном небе приходится обычно на полуденное время. В годовом ходе максимум суммарной радиации отмечается в северном полушарии обычно в июне, в южном - в декабре.
Отраженная радиация. Альбедо
Часть суммарной радиации, приходящей к деятельному слою Земли, отражается от него. Отношение отраженной части радиации к ко всей приходящей суммарной радиации называют отражательной способностью , или альбедо (А) данной подстилающей поверхности.
Альбедо поверхности зависит от ее цвета, шероховатости, влажности и других свойств.
Альбедо различных естественных поверхностей (по В. Л. Гаевскому и М. И. Будыко)
Поверхность | Альбедо, % | Поверхность | Альбедо, % |
Свежий сухой снег | 80-95 | Поля ржи и пшеницы | 10-25 |
Загрязненный снег | 40-50 | Картофельные поля | 15-25 |
Морской лед | 30-40 | Хлопковые поля | 20-25 |
Темные почвы | 5-15 | Луга | 15-25 |
Сухие глинистые почвы | 20-35 | Сухая степь | 20-30 |
Альбедо водных поверхностей при высоте Солнца свыше 60° меньше, чем альбедо суши, поскольку солнечные лучи, проникая в воду, в значительной мере поглощаются и рассеиваются в ней. При отвесном падении лучей А = 2- 5%, при высоте Солнца меньше 10° А = 50- 70%. Большое альбедо льда и снега обусловливает замедленный ход весны в полярных районах и сохранение там вечных льдов.
Наблюдения за альбедо суши, моря и облачного покрова проводятся с искусственных спутников Земли. Альбедо моря позволяет рассчитывать высоту волн, альбедо облаков характеризует их мощность, а альбедо разных участков суши позволяет судить о степени покрытия полей снегом и о состоянии растительного покрова.
Альбедо всех поверхностей, а особенно водных, зависит от высоты Солнца: наименьшее альбедо бывает в полуденные часы, наибольшее - утром и вечером. Это связано с тем, что при малой высоте Солнца в составе суммарной радиации возрастает доля рассеянной, которая в большей степени, чем прямая радиация, отражается от шероховатой подстилающей поверхности.
Длинноволновое излучение Земли и атмосферы
Земное излучение несколько меньше излучения абсолютно черного тела при той же температуре.
Излучение земной поверхности происходит непрерывно. Чем выше температура излучающей поверхности, тем интенсивнее ее излучение. Также непрерывно происходит излучение атмосферы, которая, поглощая часть солнечной радиации и излучения земной поверхности, сама излучает длинноволновую радиацию.
В умеренных широтах при безоблачном небе излучение атмосферы составляет 280-350 Вт/м², а в случае облачного неба оно на 20-30% больше. Около 62-64% этого излучения направлено к земной поверхности. Приход его на земную поверхность составляет встречное излучение атмосферы. Разность этих двух потоков характеризует потерю лучистой энергии деятельным слоем. Эту разность называют эффективным излучением Еэф .
Эффективное излучение деятельного слоя зависит от его температуры, от температуры и влажности воздуха, а также от облачности. С повышением температуры земной поверхности Еэф увеличивается, а с повышением температуры и влажности воздуха уменьшается. Особенно влияют на эффективное излучение облака, так как капли облаков излучают почти так же, как и деятельный слой Земли. В среднем Еэф ночью и днём при ясном небе в разных пунктах земной поверхности изменяется в пределах 70-140 Вт/м².
Суточный ход эффективного излучения характеризуется максимумом в 12-14 ч и минимумом перед восходом Солнца. Годовой ход эффективного излучения в районах с континентальным климатом характеризуется максимумом в летние месяцы и минимумом в зимние. В районах с морским климатом годовой ход эффективного излучения выражен слабее, чем в районах, расположенных в глубине континента
Излучение земной поверхности поглощается водяным паром и углекислым газом, содержащимися в воздухе. Но коротковолновую радиацию Солнца атмосфера в значительной степени пропускает. Это свойство атмосферы называется «оранжерейным эффектом» , поскольку атмосфера при этом действует подобно стеклам в теплицах: стекло хорошо пропускает солнечные лучи, нагревающие почву и растения в теплице, но плохо пропускает во внешнее пространство тепловое излучение нагревшейся почвы. Расчеты показывают, что при отсутствии атмосферы средняя температура деятельного слоя Земли была бы на 38°С, ниже фактически наблюдающейся и Земля была бы покрыта вечным льдом.
Если приход радиации больше расхода, то радиационный баланс положителен и деятельный слой Земли нагревается. При отрицательном радиационном балансе этот слой охлаждается. Радиационный баланс днем обычно положителен, а ночью отрицателен. Примерно за 1-2 ч до захода Солнца он становится отрицательным, а утром, в среднем за 1 ч после восхода Солнца снова делается положительным. Ход радиационного баланса днем при ясном небе близок к ходу прямой радиации.
Изучение радиационного баланса сельскохозяйственных угодий позволяет рассчитывать количество радиации, поглощенной посевами и почвой, в зависимости от высоты Солнца, структуры посева, фазы развития растений. Для оценки разных приемов регулирования температуры и влажности почвы, испарения и других величин определяют радиационный баланс сельскохозяйственных полей при различных типах растительного покрова.
Методы измерения солнечной радиации и составляющих радиационного баланса
Для измерения потоков солнечной радиации применяются абсолютные и относительные методы и соответственно разработаны абсолютные и относительные актинометрические приборы. Абсолютные приборы обычно применяют только для тарировки и поверки относительных приборов.
Относительные приборы применяются при регулярных наблюдениях на сети метеостанций, а также в экспедициях, и при полевых наблюдениях. Из них наиболее широко используются термоэлектрические приборы: актинометр, пиранометр и альбедометр. Приемником солнечной радиации у этих приборов служат термобатареи, составленные из двух металлов (обычно манганина и константана). В зависимости от интенсивности радиации между Спаями термобатареи создается разность температур и возникает электрический ток различной силы, который измеряется гальванометром. Для перевода делений шкалы гальванометра в абсолютные единицы применяются переводные множители, которые определяются для данной пары: актинометрический прибор - гальванометр.
Актинометр термоэлектрический (М-3) Савинова - Янишевского служит для измерения прямой радиации, приходящий на поверхность, перпендикулярную к солнечным лучам.
Пиранометр (М-80М) Янишевского служит для измерения суммарной и рассеянной радиации, приходящей на горизонтальную поверхность.
При наблюдениях приемная часть пиранометра устанавливается горизонтально. Для определения рассеянной радиации пиранометр затеняется от прямой радиации теневым экраном в виде круглого диска, закрепленного на стержне на расстоянии 60 см от приемной поверхности. При измерении суммарной радиации теневой экран отводится в сторону
Альбедометр - это пиранометр, приспособленный также. Для измерения отраженной радиации. Для этого служит устройство, позволяющее поворачивать приемную часть прибора вверх (для измерения прямой) и вниз (для измерения отраженной радиаций). Определив альбедометром суммарную и отраженную радиацию, вычисляют альбедо подстилающей поверхности. Для полевых измерений используют альбедометр походный М-69.
Балансомер термоэлектрический М-10М. Этот прибор применяется для измерения радиационного баланса подстилающей поверхности.
Кроме рассмотренных приборов, используют также люксметры - фотометрические приборы для измерения освещенности, спектрофотометры, различные приборы для измерения ФАР и т. д. Многие актинометрические приборы приспособлены для непрерывной записи составляющих радиационного баланса.
Важной характеристикой режима солнечной радиации является продолжительность солнечного сияния. Для ее определения служит гелиограф .
В полевых условиях наиболее часто применяются пиранометры, походные альбедометры, балансомеры и люксметры. Для наблюдений среди растений наиболее удобны походные альбедометры и люксметры, а также специальные микропиранометры.
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.