Солнечная радиация: понятие, виды, характеристики

Благодаря взаимодействию трех главных процессов, происходящих в атмосфере, формируются воздушные массы со специфическими физическими свойствами. К климатообразующим процессам относятся теплооборот, влагооборот и циркуляция атмосферы.

Теплооборот обеспечивает тепловой режим атмосферы и зависит от радиационного баланса, т.е. потоков теплоты, приходящих на земную поверхность и уходящих от нее.

Солнечная радиация – поток электромагнитного излучения, поступающий от Солнца. На верхней границе атмосферы интенсивность (плотность потока) солнечной радиации равна 8,3 Дж/(см²×мин). Количество теплоты, которое получает 1 см² черной поверхности в 1 мин при перпендикулярном падении солнечных лучей, называется солнечной постоянной. В зависимости от изменения расстояния от Земли до Солнца в течение года происходят колебания солнечной постоянной: в начале января она увеличивается, в начале июля уменьшается. Годовые колебания солнечной постоянной составляют 3,5 %. Количество солнечной радиации, получаемой верхней границей атмосферы, зависит от угла падения солнечных лучей и продолжительности освещения.

При проходе через атмосферу солнечная радиация испытывает качественные и количественные изменения. Интенсивность напряжения солнечной радиации при перпендикулярном падении солнечных лучей зависит от прозрачности и длины пути луча в атмосфере. При высоте Солнца, равной 90°, солнечный луч проходит одну оптическую массу атмосферы. Интенсивность напряжения зависит только от прозрачности атмосферы. Верхние отрезки в атмосфере менее прозрачны для солнечного луча: коротковолновые лучи спектра солнечной радиации больше ослабляются атмосферой. В нижней части атмосферы солнечная радиация становится богаче длинноволновыми лучами, для которых атмосфера более прозрачна.

Угол падения солнечных лучей бывает равен 90° только на широтах между тропиками и в определенное время суток. На остальных широтах солнечные лучи падают на земную поверхность под углом менее 90°.

При прохождении через атмосферу солнечная радиация претерпевает качественные изменения: она частично поглощается атмосферой, рассеивается и отражается. Поглощается около 17 % всей радиации; озон, кислород, азот поглощают в основном коротковолновые ультрафиолетовые лучи; водяной пар и углекислый газ – длинноволновую инфракрасную радиацию. Атмосфера рассеивает 28 % радиации; к земной поверхности поступает 21 %, в космос уходит 7 %. Та часть радиации, которая поступает к земной поверхности от всего небесногосвода, называется рассеянной радиацией. Сущность рассеяния заключается в том, что частица, поглощая электромагнитные волны, сама становится источником излучения света и излучает те же волны, которые на нее падают.

Чем меньше размер частицы, тем сильнее рассеиваются коротковолновые лучи. Молекулы воздуха очень малы, по размерам сопоставимы с длиной волн голубой части спектра. В чистом воздухе преобладает молекулярное рассеивание, следовательно, цвет неба – голубой. Придостаточно крупных частицах рассеивание лучей с различной длиной волны равномерное и приближается к отражению. Поэтому призапыленном воздухе цвет неба становится белесым. Цвет неба зависит от содержания примесей в атмосфере. При большом содержанииводяного пара, рассеивающего красные лучи, небо приобретает красноватый оттенок. С рассеянной радиацией связаны явления сумерек,белых ночей, так как после захода Солнца за горизонт верхние слои атмосферы еще продолжают освещаться.

Верхняя граница облаков отражает около 24 % радиации. Следовательно, к земной поверхности в виде потока лучей подходитоколо 31 % всей солнечной радиации, поступившей на верхнююграницу атмосферы, она называется прямой радиацией. Сумма прямой и рассеянной радиации (52 %) называется суммарной радиацией. Соотношение между прямой и рассеянной радиацией меняется в зависимости от облачности, запыленности атмосферы ивысоты Солнца.

Годовой ход прямой солнечной радиации различен на разных широтах. В умеренных широтах минимальный приход прямой солнечной радиации наблюдается в декабре из-за низкого положения Солнца над горизонтом и короткого дня. Максимальная величина прямой солнечной радиации характерна для апреля. Летом увеличивается облачность, влажность воздуха, это обусловливает некоторое снижение прямой солнечной радиации.

В годовом ходе рассеянной радиации в умеренных широтах наблюдается один максимум летом, минимум – зимой. Объясняется это общим увеличением солнечной радиации летом.

Распределение суммарной радиации по земной поверхности зонально. Наибольшая суммарная радиация 840–920 кДж/см²в год наблюдается в тропических широтах Северного полушария, что объясняется небольшой облачностью и большой прозрачностью воздуха. На экваторе суммарная радиация снижаетсядо 580–670 кДж/см²в год из-за большой облачности и уменьшенияпрозрачности из-за большой влажности воздуха. В умеренных широтахвеличина суммарной радиации составляет 330–500 кДж/см²в год,в полярных широтах – 250 кДж/см² в год, причем в Антарктидеиз-за большой высоты материка и небольшой влажности воздухаона немного больше.

В июне наибольшие суммы радиации получает Северное полушарие, особенно поверхность тропических пустынь. Суммы радиации умеренных и полярных широт различаются мало вследствие большой продолжительности дня в полярных широтах. У Южного полярного круга величина суммарной радиации приближается к нулю. В декабре наибольшие суммы радиации получает Южное полушарие, однако вследствие океаничности полушария в тропические пустыни поступает меньше радиации, чем в июне на те же широты Северного полушария. Поверхность Антарктиды получает больше радиации, чем Арктика в тот же сезон из-за своего высокого положения. На Северном полярном круге приход радиации равен нулю.

Суммарная солнечная радиация, поступившая на земную поверхность, частично отражается обратно. Отношение отраженной радиации к суммарной, выраженное в процентах, называется альбедо. Альбедо характеризует отражательную способность поверхности и зависит от ее цвета, влажности и других свойств.

Наибольшей отражательной способностью обладает свежевыпавший снег– до 90 %. Альбедо песков 30 –35 %, травы– 20 %. Альбедо лиственного леса составляет 16– 27 %, хвойного– уменьшается до 6 –19%. Альбедо зависит от влажности почвогрунта. Например, сухой чернозем имеет альбедо 14%, влажный– всего 8 %. Альбедо сухой синей глины равно 23 %, влажной глины– уменьшается до 16 %. Альбедо водной поверхности меняется в зависимости от угла падения солнечных лучей. В низких широтах при перпендикулярном падении лучей альбедо воды равно 5 %, в высоких широтах альбедо увеличивается до 80%. Большое альбедо полярных льдов 85– 90%–одна из причин низких температур полярных районов. Альбедо Земли как планеты принимают равным 35 %.

Поглощая радиацию, Земля сама становится источником излучения. Излучение земной поверхности нагревает атмосферу она сама начинает излучать радиацию в мировое пространство и к земной поверхности. Атмосферное излучение, направленное к земле, называется встречным излучением атмосферы, оно тоже длинноволновое. Встречное излучение для земной поверхности является важным источником тепла, в дополнение к поглощенной солнечной радиации. Оно показывает роль атмосферы в тепловом режиме географической оболочки. В атмосфере встречаются два потока длинноволновой радиации– излучение поверхности (земная радиация) и излучение атмосферы. Разность между ними, определяющая фактическую потерю теплоты земной поверхностью, называется эффективным излучением, оно направлено в Космос, так как земное излучение больше. Эффективное излучение больше днем и летом, так как зависит от нагрева поверхности. Ночью и зимой эффективное излучение уменьшается, кроме того, оно остается без компенсации, что обусловливает снижение температур.

Наибольшее эффективное излучение в тропических пустынях (380 кДж/см² в год), что объясняется большой суммарной радиацией, а также отсутствием облаков, большой сухостью воздуха и продолжительностью ночи (продолжительность ночи на 20° широты изменяется от 13 ч 13 мин до 10 ч 47 мин). В экваториальных широтах эффективное излучение снижается до 125– 210 кДж/см²в год из-за большой влажности и облачности. В умеренных широтах его величина составляет 125 кДж/см² в год, в полярных– 85 кДж/см² в год. В целом для Земли эффективное излучение равно190 кДж/см² в год.

Радиационный баланс земной поверхности и атмосферы. Земля одновременно получает радиацию и отдает ее. Разностьмежду получаемой и расходуемой радиацией называется радиационным балансом, или остаточной радиацией. Радиационный баланс складывается из баланса поверхности и атмосферы. Приходрадиационного баланса поверхности составляет суммарная радиация (Q) и встречное излучение атмосферы, расход – отраженная радиация (Rk) и земное излучение. Разность между земным излучением и встречным излучением атмосферы – эффективное излучение (Еэф) имеет знак минус и является частью расхода в радиационном балансе:

R_б = Q – Еэф – Rk.

Радиационный баланс распределяется зонально, уменьшается от экватора к полюсам. Наибольший радиационный баланс свойственен экваториальным широтам и составляет 330 – 420 кДж/см² в год, в тропических широтах он снижается до 250 – 290 кДж/см² в год на суше. Уменьшение величины баланса в тропических широтах объясняется возрастанием эффективного излучения. В умеренных широтах радиационный баланс уменьшается до 210 – 85 кДж/см² в год, в полярных широтах его величина приближается к нулю. В экваториальных и тропических широтах месячные и сезонные колебания радиационного баланса невелики и величина его всегда положительна. В результате колебания температуры в течение года небольшие, амплитуда температур составляет несколько градусов. Термические условия не определяют в низких широтах сезоны года, а условия увлажнения. В умеренных и полярных широтах месячные и сезонные колебания величинрадиационного баланса очень велики и качественно различны. Зимой в умеренных и полярных широтах радиационный баланс отрицательный, объясняется это небольшим приходом, высокимальбедо снега и большим эффективным излучением за долгую ночь.

Летом в соответствующем полушарии радиационный балансположителен даже в приполярных районах из-за увеличенияпродолжительности освещения. В умеренных и полярных районахименно термические условия определяют сезоны года. Общая особенность радиационного баланса в том, что над океанами на всех широтах радиационный баланс выше на 40 – 85 кДж/см², так как альбедо воды и эффективное излучение океана меньше. В течение суток радиационный баланс днем положительный, ночью отрицательный.

Радиационный баланс атмосферы отрицательный, а поверхности – положительный. Суммарный радиационный баланс атмосферы и земной поверхности равен нулю, т. е. Земля находится в состоянии лучистого равновесия.

Из всего потока солнечной радиации, подходящей к Земле, лишь около 30 % составляет остаточная радиация. В географической оболочке она расходуется на нагрев атмосферы, почвы и испарение (рисунок 4). Небольшая часть радиации, переходящая в процессе фотосинтеза в энергию химических связей, изымается из круговорота энергии и аккумулируется в толще земной коры.

Тепловой баланс – алгебраическая сумма потоков теплоты, приходящих на земную поверхность в виде радиационного баланса и уходящих от нее. Он складывается из теплового баланса поверхности и атмосферы.

Рисунок 4 – Схема радиационного и теплового баланса

В приходной части теплового баланса земной поверхности стоит радиационный баланс, в расходной – затраты теплоты на испарение, на нагрев атмосферы от Земли (главным образом за счет турбулентного теплообмена и конвекции), на нагрев почв.

Расходуется теплота также на фотосинтез, почвообразование, но эти затраты не превышают 1 %. Следует отметить, что над океанами больше затраты теплоты на испарение воды, а на материках все зависит от увлажнения территории. В экваториальных широтах преобладают затраты теплоты на испарение, в тропических широтах – на нагрев атмосферы. Подобное распределение сказывается в температурном режиме: на океанах температура в течение года меняется мало, на материках – заметны сезонные колебания температуры.

В тепловом балансе атмосферы приходную часть составляет теплота, выделившаяся при конденсации водяных паров, и переданная от поверхности в атмосферу; расход складывается из отрицательного радиационного баланса. Тепловой баланс земной поверхности и атмосферы равен нулю, т.е. Земля находится в состоянии теплового равновесия.