Яркое светило припекает нас горячими лучами и заставляет задуматься о значении радиации в нашей жизни, ее пользе и вреде. Что же такое солнечная радиация? Урок школьной физики предлагает нам для начала ознакомиться с понятием электромагнитной радиации в целом. Этим термином обозначают еще одну форму материи - отличную от вещества. Сюда относится и видимый свет, и спектр, не воспринимаемый глазом. То есть рентгеновские лучи, гамма-лучи, ультрафиолетовые и инфракрасные.

Электромагнитные волны

При наличии источника-излучателя радиации ее электромагнитные волны распространяются во всех направлениях со скоростью света. Эти волны, как любые другие, имеют определенные характеристики. К ним относятся частота колебаний и длина волны. Свойством испускать радиацию обладают любые тела, чья температура отличается от абсолютного нуля.

Солнце - основной и мощнейший источник радиации вблизи нашей планеты. В свою очередь, Земля (ее атмосфера и поверхность) и сама излучает радиацию, но в другом диапазоне. Наблюдение за температурными условиями на планете в течение длительных промежутков времени породило гипотезу о равновесии количества тепла, получаемого от Солнца и отдаваемого в космическое пространство.

Радиация солнца: спектральный состав

Абсолютное большинство (около 99%) солнечной энергии в спектре лежит в интервале длин волн от 0,1 до 4 мкм. Оставшийся 1% - лучи большей и меньшей длины, включая радиоволны и рентгеновское излучение. Около половины лучистой энергии солнца приходится на тот спектр, который мы воспринимаем взглядом, примерно 44% - на инфракрасное излучение, 9% - на ультрафиолетовое. Откуда нам известно, как делится солнечная радиация? Расчет ее распределения возможен благодаря исследованиям с космических спутников.

Есть вещества, способные приходить в особое состояние и излучать дополнительную радиацию другого волнового диапазона. К примеру, встречается свечение при низких температурах, не характерных для испускания света данным веществом. Данный вид радиации, получивший название люминесцентной, не поддается обычным принципам теплового излучения.

Явление люминесценции происходит после поглощения веществом некоторого количества энергии и перехода в другое состояние (т. н. возбужденное), более энергетически высокое, чем при собственной температуре вещества. Люминесценция появляется при обратном переходе - из возбужденного в привычное состояние. В природе мы можем наблюдать ее в виде ночных свечений неба и полярного сияния.

Наше светило

Энергия солнечных лучей - почти единственный источник тепла для нашей планеты. Собственная радиация, идущая из ее глубин к поверхности, имеет интенсивность, меньшую примерно в 5 тысяч раз. При этом видимый свет - один из важнейших факторов жизни на планете - лишь часть солнечной радиации.

Энергия солнечных лучей переходит в тепло меньшей частью - в атмосфере, большей - на поверхности Земли. Там она расходуется на нагревание воды и почвы (верхних слоев), которые затем отдают тепло воздуху. Будучи нагретыми, атмосфера и земная поверхность, в свою очередь, испускают инфракрасные лучи в космос, при этом охлаждаясь.

Солнечная радиация: определение

Ту радиацию, которая идет к поверхности нашей планеты непосредственно от солнечного диска, принято именовать прямой солнечной радиацией. Солнце распространяет ее во всех направлениях. С учетом огромного расстояния от Земли до Солнца, прямая солнечная радиация в любой точке земной поверхности может быть представлена как пучок параллельных лучей, источник которых - практически в бесконечности. Площадь, расположенная перпендикулярно лучам солнечного света, получает, таким образом, ее наибольшее количество.

Плотность потока радиации (или энергетическая освещенность) служит мерой ее количества, падающего на определенную поверхность. Это объем лучистой энергии, попадающей в единицу времени на единицу площади. Измеряется данная величина - энергетическая освещенность - в Вт/м 2 . Наша Земля, как всем известно, обращается вокруг Солнца по эллипсоидной орбите. Солнце находится в одном из фокусов данного эллипса. Поэтому ежегодно в определенное время (в начале января) Земля занимает положение ближе всего к Солнцу и в другое (в начале июля) - дальше всего от него. При этом величина энергетической освещенности меняется в обратной пропорции относительно квадрата расстояния до светила.

Куда девается дошедшая до Земли солнечная радиация? Виды ее определяются множеством факторов. В зависимости от географической широты, влажности, облачности, часть ее рассеивается в атмосфере, часть поглощается, но большинство все же достигает поверхности планеты. При этом незначительное количество отражается, а основное - поглощается земной поверхностью, под действием чего та подвергается нагреванию. Рассеянная же солнечная радиация частично также попадает на земную поверхность, частично ею поглощается и частично отражается. Остаток ее уходит в космическое пространство.

Как происходит распределение

Однородна ли солнечная радиация? Виды ее после всех "потерь" в атмосфере могут различаться по своему спектральному составу. Ведь лучи с различными длинами и рассеиваются, и поглощаются по-разному. В среднем атмосферой поглощается около 23% ее первоначального количества. Примерно 26% всего потока превращается в рассеянную радиацию, 2/3 которой попадает затем на Землю. В сущности, это уже другой вид радиации, отличный от первоначального. Рассеянная радиация посылается на Землю не диском Солнца, а небесным сводом. Она имеет другой спектральный состав.

Поглощает радиацию главным образом озон - видимый спектр, и ультрафиолетовые лучи. Излучение инфракрасного диапазона поглощается углекислым газом (диоксидом углерода), которого, кстати, в атмосфере очень немного.

Рассеяние радиации, ослабляющее ее, происходит для любых длин волн спектра. В процессе его частицы, попадая под электромагнитное воздействие, перераспределяют энергию падающей волны во всех направлениях. То есть частицы служат точечными источниками энергии.

Дневной свет

Вследствие рассеяния свет, идущий от солнца, при прохождении слоев атмосфер изменяет цвет. Практическое значение рассеяния - в создании дневного света. Если бы Земля была лишена атмосферы, освещение существовало бы лишь в местах попадания прямых или отраженных поверхностью лучей солнца. То есть атмосфера - источник освещения днем. Благодаря ей светло и в местах, недоступных прямым лучам, и тогда, когда солнце скрывается за тучами. Именно рассеяние придает воздуху цвет - мы видим небо голубым.

А от чего зависит солнечная радиация еще? Не следует сбрасывать со счетов и фактор мутности. Ведь ослабление радиации происходит двумя путями - собственно атмосферой и водяным паром, а также различными примесями. Уровень запыленности возрастает летом (как и содержание в атмосфере водяного пара).

Суммарная радиация

Под ней подразумевается общее количество радиации, падающей на земную поверхность, - и прямой, и рассеянной. Суммарная солнечная радиация уменьшается при облачной погоде.

По этой причине летом суммарная радиация в среднем выше до полудня, чем после него. А в первом полугодии - больше, чем во втором.

Что происходит с суммарной радиацией на земной поверхности? Попадая туда, она в большинстве своем поглощается верхним слоем почвы или воды и превращается в тепло, часть ее при этом отражается. Степень отражения зависит от характера земной поверхности. Показатель, выражающий процентное отношение отраженной солнечной радиации к общему ее количеству, попадающему на поверхность, именуют альбедо поверхности.

Под понятием собственного излучения земной поверхности понимают длинноволновую радиацию, излучаемую растительностью, снежным покровом, верхними слоями воды и почвы. Радиационным балансом поверхности именуют разность между ее поглощенным количеством и излучаемым.

Эффективное излучение

Доказано, что встречное излучение практически всегда меньше, чем земное. Из-за этого поверхность земли несет тепловые потери. Разность величин собственного излучения поверхности и атмосферного получило название эффективного излучения. Это фактически чистая потеря энергии и как результат - тепла ночью.

Существует оно и в дневные часы. Но в течение дня частично компенсируется или даже перекрывается поглощенной радиацией. Поэтому поверхность земли теплее днем, чем ночью.

О географическом распределении радиации

Солнечная радиация на Земле в течение года распределяется неравномерно. Ее распределение несет зональный характер, причем изолинии (соединяющие точки одинаковых значений) радиационного потока вовсе не идентичны широтным кругам. Такое несоответствие вызвано различными уровнями облачности и прозрачности атмосферы в разных районах Земного шара.

Наибольшее значение суммарная солнечная радиация в течение года имеет в субтропических пустынях с малооблачной атмосферой. Гораздо меньше оно в лесных областях экваториального пояса. Причина этого - повышенная облачность. По направлению к обоим полюсам этот показатель убывает. Но в районе полюсов возрастает заново - в северном полушарии меньше, в районе снежной и малооблачной Антарктиды - больше. Над поверхностью океанов в среднем солнечная радиация меньше, чем над материками.

Почти повсюду на Земле поверхность имеет положительный радиационный баланс, то есть за одно и то же время приток радиации больше эффективного излучения. Исключение составляют области Антарктиды и Гренландии с их ледяными плато.

Грозит ли нам глобальное потепление?

Но вышесказанное не означает ежегодного потепления земной поверхности. Излишек поглощенной радиации компенсируется утечкой тепла с поверхности в атмосферу, что происходит при изменениях фазы воды (испарении, конденсации в виде облаков).

Таким образом, радиационного равновесия как такового на поверхности Земли не существует. Зато имеет место тепловое равновесие - поступление и убыль тепла уравновешивается разными путями, в том числе радиационным.

Распределение баланса по карте

В одних и тех же широтах Земного шара радиационный баланс больше на поверхности океана, чем над сушей. Объяснить это можно тем, что слой, поглощающий радиацию, в океанах имеет большую толщину, в то же время эффективное излучение там меньше из-за холода морской поверхности по сравнению с сушей.

Значительные колебания амплитуды распределения его наблюдаются в пустынях. Баланс там ниже из-за высокого эффективного излучения в условиях сухого воздуха и малой облачности. В меньшей степени он понижен в районах муссонного климата. В теплый сезон облачность там повышена, а поглощенная солнечная радиация меньше, чем в других районах той же широты.

Конечно же, главный фактор, от которого зависит среднегодовое солнечное излучение, это широта того или иного района. Рекордные "порции" ультрафиолета достаются странам, расположенным вблизи экватора. Это Северо-Восточная Африка, ее восточное побережье, Аравийский полуостров, север и запад Австралии, часть островов Индонезии, западная часть побережья Южной Америки.

В Европе самую большую дозу как света, так и радиации принимают на себя Турция, юг Испании, Сицилия, Сардиния, острова Греции, побережье Франции (южная часть), а также часть областей Италии, Кипр и Крит.

А как у нас?

Солнечная суммарная радиация в России распределена, на первый взгляд, неожиданно. На территории нашей страны, как ни странно, вовсе не черноморские курорты держат пальму первенства. Самые большие дозы солнечного излучения приходятся на территории, пограничные с Китаем, и Северную Землю. В целом солнечная радиация в России особой интенсивностью не отличается, что вполне объясняется нашим северным географическим положением. Минимальное количество солнечного света достается северо-западному региону - Санкт-Петербургу вместе с прилегающими районами.

Солнечная радиация в России уступает показателям Украины. Там больше всего ультрафиолета достается Крыму и территориям за Дунаем, на втором месте - Карпаты с южными областями Украины.

Суммарная (к ней относится и прямая, и рассеянная) солнечная радиация, попадающая на горизонтальную поверхность, приводится по месяцам в специально разработанных таблицах для разных территорий и измеряется в МДж/м 2 . Например, солнечная радиация в Москве имеет показатели от 31-58 в зимние месяцы до 568-615 летом.

О солнечной инсоляции

Инсоляция, или объем полезного излучения, падающего на освещаемую солнцем поверхность, значительно варьируется в разных географических точках. Годовая инсоляция рассчитывается на один квадратный метр в мегаваттах. Например, в Москве эта величина - 1,01, в Архангельске - 0,85, в Астрахани - 1,38 МВт.

При определении ее нужно учитывать такие факторы, как время года (зимой ниже освещенность и долгота дня), характер местности (горы могут загораживать солнце), характерные для данной местности погодные условия - туман, частые дожди и облачность. Световоспринимающая плоскость может быть ориентирована вертикально, горизонтально или под наклоном. Количество инсоляции, как и распределение солнечной радиации в России, представляет собой данные, сгруппированные в таблицу по городам и областям с указанием географической широты.

Суммарная радиация- это сумма прямой (на горизонтальную поверхность) и рассеянной радиации:

Состав суммарной радиации т. е. соотношение между прямой и рассеянной радиацией, меняется в зависимости от высоты солнца, прозрачности атмосферы и облачности.

1. До восхода солнца суммарная радиация состоит полностью, а при малых высотах солнца-преимущественно из рассеянной радиации.

2. Чем прозрачнее атмосфера, тем меньше доля рассеянной радиации в составе суммарной.

3. В зависимости от формы, высоты и количества облаков доля рассеянной радиации увеличивается в разной степени. Когда солнце закрыто плотными облаками, суммарная радиация состоит только из рассеянной. При таких облаках рассеянная радиация лишь частично восполняет уменьшение прямой, поэтому увеличение количества и плотности облаков в среднем сопровождается уменьшением суммарной радиации. Но при небольшой или тонкой облачности, когда солнце совсем открыто или не полностью закрыто облаками, суммарная радиация за счет увеличения рассеянной может оказаться больше, чем при ясном небе,

Отражение солнечной радиации от земной поверхности

Суммарная радиация, приходящая на какую-либо поверхность, частично поглощается ею и частично отражается. Отношение количества солнечной радиации, отраженной данной поверхностью, к приходящей суммарной радиации называют отражательной способностью или альбедо: A=R K /Q

где Rк- поток отраженной радиации. Обычно альбедо выражают в долях единицы или в процентах.

Альбедо земной поверхности зависит от ее свойств и состояния: цвета, влажности, шероховатости, наличия и характера растительного покрова. Темные и шероховатые почвы отражают меньше, чем светлые и гладкие. Влажные почвы отражают меньше, чем сухие, так как они темнее. Следовательно, с возрастанием влажности почвы увеличивается поглощаемая ею доля суммарной радиации. Это оказывает большое влияние, например, на тепловой режим орошаемых полей.

Наибольшей отражательной способностью обладает свежевыпавший снег. В отдельных случаях альбедо снега достигает 87,%, а в Арктике и Антарктике-даже 98%. Слежавшийся, подтаявший и более загрязненный снег отражает гораздо меньше. Альбедо различных почв и растительного покрова различается сравнительно мало.

Альбедо естественных поверхностей несколько изменяется в течение суток, причем наибольшие альбедо отмечаются утром и вечером, а в дневные часы альбедо немного уменьшается. Объясняется это зависимостью спектрального состава суммарной радиации от высоты солнца и неодинаковой отражательной способностью одной и той же поверхности для разных длин волн. При малой высоте солнца в составе суммарной радиации увеличена доля рассеянной, а последняя отражается от шероховатой поверхности сильнее, чем прямая.

Альбедо водных поверхностей в среднем меньше, чем альбедо поверхности суши. Объясняется это тем, что солнечные лучи значительно глубже проникают в прозрачные для них верхние слои воды, чем в почву. В воде они рассеиваются и поглощаются. В связи с этим на альбедо воды влияет степень ее мутности: для загрязненной и мутной воды альбедо заметно возрастает по сравнению с чистой водой. Очень велика отражательная способность облаков: в среднем их альбедо составляет примерно 80 %.

Зная альбедо поверхности и суммарную радиацию, можно определить количество коротковолновой радиации, поглощенной данной поверхностью. Величина 1-А представляет собой коэффициент поглощения коротковолновой радиации данной поверхностью. Он показывает, какая часть суммарной радиации, приходящей на данную поверхность, ею поглощается.

Измерения альбедо больших областей земной поверхности и облаков осуществляются с искусственных спутников Земли. Сведения об альбедо облаков позволяют оценить их вертикальную протяженность, а знание альбедо моря дает возможность рассчитать высоту волн.

Зональное распределение солнечной радиации у земной поверхности.

До земной поверхности солнечная радиация доходит ослабленной атмосферным поглощением и рассеянием. Кроме того, в атмосфере всегда есть облака, и прямая солнечная радиация часто не достигает земной поверхности, поглощаясь, рассеиваясь и отражаясь обратно облаками. Облачность может уменьшать приток прямой радиации в широких пределах. Например, в зоне пустыни теряется вследствие наличия облаков всего 20% прямой солнечной радиации. Но в муссонном климате потеря прямой радиации вследствие облачности составляет 75%. В Петербурге, даже в среднем за год, облака не пропускают к земной поверхности 65% прямой радиации.

Распределение прямой солнечной радиации по Земному шару носит сложный характер, так как степень прозрачности атмосферы и условия облачности весьма изменчивы в зависимости от географической обстановки. Наибольший приток прямой радиации летом не в полярных широтах, как на границе атмосферы, а под 30-40° широты. В полярных широтах слишком велико ослабление радиации вследствие небольших высот солнца. Весной и осенью максимум прямой радиации не у экватора, как на границе атмосферы, а на 10-20° весной и на 20-30° осенью: у экватора слишком велика облачность. Только зимой данного полушария приэкваториальная зона получает радиации на земную поверхность, так же как и на верхнюю границу атмосферы, больше, чем все другие зоны.

Величины рассеянной радиации в общем меньше, чем прямой, но порядок величин тот же. В тропических и средних широтах величина рассеянной радиации - от половины до двух третей прямой радиации; под 50-60° широты она уже близка к прямой, а в высоких широтах (60-90°) рассеянная радиация почти весь год больше прямой. Летом приток рассеянной радиации в высоких широтах больше, чем в других зонах северного полушария.

Географическое распределение суммарной радиации

Рассмотрим распределение годовых и месячных количеств (сумм) суммарной радиации по Земному шару. Мы видим, что оно не вполне зонально: изолинии радиации на картах не совпадают с широтными кругами. Отклонения эти объясняются тем, что на распределение радиации по Земному шару оказывают влияние прозрачность атмосферы и облачность. Годовые количества суммарной радиации составляют в тропических и субтропических широтах свыше 140 ккал/см2. Они особенно велики в малооблачных субтропических пустынях, а в северной Африке достигают 200-220 ккал/см2. Зато над приэкваториальными лесными областями с их большой облачностью (над бассейнами Амазонки и Конго, над Индонезией) они снижены до 100-120 ккал/см2. К более высоким широтам обоих полушарий годовые количества суммарной радиации убывают, достигая под 60° широты 60-80 ккал/см2. Но затем они снова растут - мало в северном полушарии, но весьма значительно над малооблачной и снежной Антарктидой, где в глубине материка они достигают 120-130 ккал/см2, т. е. величин, близких к тропическим и превышающих экваториальные. Над океанами суммы радиации ниже, чем над сушей.

В декабре наибольшие суммы радиации, до 20-22 ккал/см2 и даже выше, в пустынях южного полушария. Но в облачных районах у экватора они снижены до 8-12 ккал/см2. В зимнем северном полушарии радиация быстро убывает на север; к северу от 50-й параллели она менее 2 ккал/см2 и несколько севернее полярного круга равна нулю. В летнем южном полушарии она убывает к югу до 10 ккал/см2 и ниже в широтах 50-60°. Но затем она растет - до 20 ккал/см2 у берегов Антарктиды и свыше 30 ккал/см2 внутри Антарктиды, где она, таким образом, больше, чем летом в тропиках.

В июне наивысшие суммы радиации, свыше 22 ккал/см2, над северо-восточной Африкой, Аравией, Иранским нагорьем. До 20 ккал/см2 и выше они в Средней Азии; значительно меньше, до 14 ккал/см2, в тропических частях материков южного полушария. В облачных приэкваториальных областях они, как и в декабре, снижены до 8-12 ккал/см2. В летнем северном полушарии суммы радиации убывают от субтропиков к северу медленно, а севернее 50° с. ш. возрастают, достигая 20 ккал/см2 и более в Арктическом бассейне. В зимнем южном полушарии они быстро убывают к югу, до нуля за южным полярным кругом.
(http://gisssu.narod.ru/world/wcl_txt.ht

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.

(Q) представляет собой совокупность прямой солнечной радиации, поступающей непосредственно от солнца, и рассеянной радиации (лучистой энергии, рассеянной облаками и самой ).

Суммарная радиация при безоблачном небе (возможная радиация) зависит от широты места, высоты солнца, характера подстилающей поверхности и прозрачности атмосферы, т.е. от содержания в ней аэрозолей и . Увеличение содержания аэрозолей приводит к снижению прямой радиации и увеличению рассеянной. Последнее происходит также при увеличении альбедо подстилающей поверхности. Доля рассеянной радиации в суммарной при безоблачном небе составляет 20–25 %.

Распределение по территории России месячных и годовых сумм суммарной радиации при безоблачном небе приведено в таблице в виде осредненных по широте значений.

Во все сезоны года суммы суммарной радиации возрастают с севера на юг в соответствии с изменением высоты солнца. Исключение составляет период с мая по июль, когда сочетание большой продолжительности дня и высоты солнца обеспечивает довольно высокие значения суммарной радиации на севере.

Для суммарной радиации при безоблачном небе характерно наличие более высоких значений в Азиатской части по сравнению с Европейской.

В условиях ясного неба суммарная радиация имеет простой суточный ход с максимумом в полдень. В годовом ходе максимум отмечается в июне - месяце наибольшей высоты солнца.

Месячный и годовой приход суммарной радиации при действительных условиях составляет лишь часть возможного, что является проявлением влияния облачности. Наибольшие отклонения реального месячного прихода от возможного отмечаются летом на Дальнем Востоке, где под влиянием муссона облачность снижает суммарную радиацию на 40–60%. В целом за год наибольшую долю от возможной суммарная радиация составляет в самых южных районах России - до 80%.

При наличии облачности суммарная радиация определяется не только количеством и формой облаков, но и состоянием солнечного диска. При открытом солнечном диске появление облачности приводит к увеличению суммарной радиации вследствие роста рассеянной. В отдельные дни рассеянная радиация может быть соизмерима с прямой. В этих случаях суточный приход суммарной радиации может превосходить радиацию при безоблачном небе.

В годовом ходе суммарной радиации определяющим является астрономический фактор, однако из-за влияния облачности максимальный приход радиации может наблюдаться не в июне, как это характерно для безоблачного неба, а в июле и даже в мае.

Буду благодарен, если Вы поделитесь этой статьей в социальных сетях: