ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 30.09.2020
Просмотров: 5060
Скачиваний: 8
Глава 6 Радиация в атмосфере
6.1. Прямая, рассеянная и суммарная радиация
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), 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" 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 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, m – 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 (S
1
). Она вычисляется по формуле S
1
= S * sin h
☼
(Дж, или кал/см
2
, в мин), где
h
☼
–
высота Солнца. 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 Солнца над горизонтом, от прозрачности воздуха и облачности.
Рис. 22. Приток солнечной радиации на поверхность АВ, перпендикулярную к лучам, и на
горизонтальную поверхность АС (по С. П. Хромову)
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
предполуденные 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 абсолютная 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 * sin h
☼
+ 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.
Рис. 23. Годовое количество суммарной солнечной радиации (МДж/(м
2
год))
Главная закономерность заключается в том, что суммарная радиация распределяется зонально,
убывая от экваториально-тропических 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.
6.2. Отраженная и поглощенная радиация. Альбедо земной поверхности и Земли в целом
Суммарная солнечная радиация, приходящая на земную поверхность, частично от нее отражается
и теряется ею – это отраженная радиация (R
k
);
она составляет около 3% от всей солнечной радиации.
Оставшаяся радиация поглощается верхним слоем почвы или воды и называется поглощенной
радиацией (47%). Она служит источником энергии всех движений и процессов в атмосфере.
Величина отражения и соответственно поглощения солнечной радиации зависит от отражательной
способности поверхности, или альбедо. Альбедо поверхности – это отношение отраженной радиации
к суммарной радиации, выраженное в долях от единицы или в процентах: A = (R
k
/Q) * 100%.
Отраженная радиация выражается формулой R
k
= Q * A,
оставшаяся поглощенная – Q - R
k
или Q * (1
-
А), где 1 – А – коэффициент поглощения, причем А рассчитывается в долях от единицы.
Альбедо земной поверхности зависит от ее свойств и состояния (цвета, влажности, шероховатости
и т. д.) и изменяется в больших пределах, особенно в умеренных и субполярных широтах в связи со
сменой сезонов года. Наиболее высокое альбедо у свежевыпавшего снега – 80 – 90%, у сухого
светлого песка – 40%, у растительности – 10–25%, у влажного чернозема – 5%. В полярных областях
высокое альбедо снега сводит на нет преимущество больших величин суммарной радиации,
получаемых в летнее полугодие. Альбедо водных поверхностей в среднем меньше, чем суши, так как
в воде лучи глубже проникают в верхние слои, чем в почвогрунтах, рассеиваются там и поглощаются.
При этом на альбедо воды большое влияние оказывает угол падения солнечных лучей: чем он
меньше, тем больше отражательная способность. При отвесном падении лучей альбедо воды
составляет 2–5%, при малых углах – до 70%. В целом альбедо поверхности Мирового океана
составляет менее 20%, так что вода поглощает до 80% суммарной солнечной радиации, являясь
мощным аккумулятором тепла на Земле.
Интересно также распределение альбедо на различных широтах земного шара и в разные сезоны.
Альбедо в целом увеличивается от низких широт к высоким, что связано с возрастающей
облачностью над ними, снежной и ледяной поверхностью полярных областей и уменьшением угла
падения солнечных лучей. При этом видны локальный максимум альбедо в экваториальных широтах
вследствие большой облачности и минимумы в тропических широтах с их минимальной
облачностью.
Сезонные вариации альбедо в северном (материковом) полушарии значительнее, нежели в южном,
что обусловлено более острой реакцией его на сезонные изменения природы. Это особенно заметно в
умеренных и субполярных широтах, где летом альбедо понижено из-за зеленой растительности, а
зимой повышено за счет снежного покрова.
Планетарное альбедо Земли – отношение уходящей в Космос «неиспользованной»
коротковолновой радиации (всей отраженной и части рассеянной) к общему количеству солнечной
радиации, поступающей на Землю. Оно оценивается в 30%.
6.3. Излучение земной поверхности. Встречное и эффективное излучение
Земная поверхность, поглощая солнечную энергию и нагреваясь, сама становится источником
излучения тепла в атмосферу и мировое пространство. Согласно закону Стефана – Больцмана, чем
выше температура участка поверхности, тем больше его излучение. В отличие от коротковолновой
солнечной (прямой и рассеянной) и отраженной радиации, собственное излучение земной
поверхности длинноволновое, тепловое (Е
s
). Большая часть земного излучения задерживается
атмосферой благодаря водяному пару, диоксиду углерода и отчасти озону. Поглощая его, а также
некоторую часть солнечной радиации, атмосфера нагревается и сама излучает тепло. Атмосферное
излучение тоже длинноволновое. Большая часть его направлена обратно к земной поверхности и
носит название встречного излучения атмосферы (Е
а
).
Оно является для земной поверхности
дополнительным источником тепла к поглощаемой солнечной радиации. Разность между излучением
земной поверхности и встречным излучением атмосферы называется эффективным излучением (Е
эф
).
Оно показывает фактическую потерю тепла земной поверхностью.
Эффективное излучение зависит от ряда факторов, и прежде всего от температуры подстилающей
поверхности: чем она выше, тем больше эффективное излучение. Поэтому оно значительнее днем, но
перекрывается суммарной солнечной радиацией. Ночью же, когда оно остается без компенсации,
температура поверхности и воздуха понижается. На эффективное излучение существенно влияют
влажность воздуха и облачность: в пасмурную погоду оно мало, в ясную – велико. Снижает его и
растительность. Зависит излучение и от абсолютной высоты местности: в горах, где малая плотность
воздуха, благодаря чему днем велика прямая солнечная радиация, а ночью незначительно встречное
излучение, эффективное излучение весьма велико. Это приводит к большому суточному перепаду
температур.
Наибольшего значения эффективное излучение достигает в области тропических пустынь, что
обусловлено высокой температурой подстилающей поверхности, безоблачным небом и сухостью
воздуха. Меньшие и примерно одинаковые величины потери тепла за счет эффективного излучения
наблюдаются в экваториальных и умеренных широтах, самые наименьшие – в полярных странах.
Способность атмосферы пропускать солнечную радиацию, но задерживать благодаря парниковым
газам земное излучение называют парниковым или оранжерейным эффектом. Он оказывает
смягчающее влияние на температуру Земли. Поскольку водяной пар – основная поглощающая и
излучающая часть воздуха, он является важным звеном не только влагооборота, но и теплооборота
Земли.
6.4. Радиационный и тепловой баланс земной поверхности, атмосферы и Земли в целом
Разность между поглощенной солнечной радиацией и эффективным излучением составляет
радиационный баланс, или остаточную радиацию земной поверхности (В). Радиационный баланс,
осредненный для всей поверхности Земли, можно записать в виде формулы B = Q * (1 – А) - Е
эф
или
B = Q - R
k
– E
эф
.
На рисунке 24 показано приблизительное процентное соотношение различных видов
радиации, участвующих в радиационном и тепловом балансе. Очевидно, что поверхность Земли
поглощает 47% от всей поступившей на планету радиации, а эффективное излучение составляет 18%.
Таким образом, радиационный баланс, осредненный для поверхности всей Земли, положительный и
составляет 29%.