Солнечная радиация

Земля вращается в потоке солнечных лучей, т.е. в потоке солнечного излучения. Солнечной радиацией (излучением) называют совокупность солнечной материи и энергии, поступающей на Землю. Солнечное излучение состоит из теплового и светового излучения (электромагнитные волны) и корпускулярной радиации. (Радиация в переводе с латинского «излучаю»).

Солнечная радиация на 46% состоит из видимого излучения, т.е. лучей видимой области спектра; на 7% из ультрафиолетовой радиации и на 47% из инфракрасной радиации, которая находится в невидимой части спектра. Для характеристики солнечной радиации, ее интенсивности вводят солнечную постоянную:

кал

J_о  2 ------------.

см²·мин

В течение года солнечная постоянная очень мало изменяется, ее годовые колебания составляют  3%.

Интенсивность солнечной радиации зависит от угла падения лучей. Максимальное количество радиации получает поверхность, перпендикулярная направлению солнечных лучей. Чем меньше угол падения лучей, тем меньше доля солнечной радиации, попадающей на земную поверхность.

J₁=J_о·sin, где J_о – интенсивность солнечной радиации при отвесном падении лучей или солнечная постоянная, J₁ – интенсивность солнечной радиации при падении солнечных лучей под углом .

Угол падения солнечных лучей  (высота Солнца) может быть равен 90^о только между тропиками (т.е. от 23,5^о с.ш. до 23,5^о ю.ш.). На остальных широтах высота Солнца над горизонтом всегда меньше 90^о.

Вследствие того, что в течение года и в течение суток высота Солнца на всех широтах непостоянная, количество солнечного тепла, получаемого поверхностью, непрерывно изменяется.

Количество солнечной радиации, получаемой земной поверхностью, находится в прямой зависимости от продолжительности солнечного освещения. В экваториальных широтах количество солнечного тепла в течение года не испытывает больших колебаний. В полярных широтах эти колебания особенно велики и зависят от сезона. В умеренных широтах они также зависят от времени года.

Атмосфера Земли поглощает и рассеивает лучи – следовательно, ослабляет поступление солнечной радиации. Ослабляют приток солнечной радиации водяные пары, твердые примеси (пыль и т.п.). При этом изменяется спектральный состав солнечной радиации. При различной высоте Солнца над земной поверхностью солнечные лучи в атмосфере проходят неодинаковый путь, в результате этого спектральный состав солнечной радиации различный. В атмосфере сильнее всего рассеивается коротковолновое излучение Солнца, т.е. фиолетовые, синие, голубые лучи, поэтому небо имеет голубой цвет. При этом рассеивание света происходит на очень маленьких, случайно возникающих сгущениях молекул воздуха. Для капель тумана и облаков рассеивание одинаково для всех участков спектра (это так называемое нейтральное рассеивание). Следовательно, наличие примесей в воздухе придает небу белесоватый оттенок, а густой туман и облака имеют белый цвет.

Когда Солнце в зените или высоко над горизонтом, солнечные лучи проходят наиболее короткий путь через атмосферу m₁, при этом небо выглядит голубым. По мере опускания Солнца к горизонту путь лучей в атмосфере увеличивается, и, когда Солнце находится у горизонта, лучи проходят наибольший путь m₂ (наибольшую толщу атмосферы). При этом коротковолновое излучение (фиолетовые, синие, голубые лучи) практически полностью рассеивается в атмосфере, а до нас доходят только длинноволновые лучи (желтые, оранжевые, красные). Этим и объясняется цвет утренней и вечерней зари, желтоватая и красная окраска Солнца и Луны вблизи горизонта.

Ослабление солнечной радиации в атмосфере описывается формулой Буге: J₁= J_о·p^m , где J₁ – интенсивность солнечной радиации, дошедшей до Земли; J_о – солнечная постоянная; m – путь луча в атмосфере (масса атмосферы); p – коэффициент прозрачности.

При положении Солнца в зените (=90^о) m=1. Если Солнце у горизонта (=0^о), m=34.

Таким образом, когда Солнце у горизонта, путь (m) , проходимый лучами, возрастает в 34 раза. Величина «p» зависит от содержания водяных паров и аэрозолей в атмосфере.

Кроме коэффициента прозрачности, используют еще один показатель: фактор мутности – отношение прозрачности реальной атмосферы к прозрачности идеальной. Он зависит от содержания водяного пара и пыли и всегда больше 1. Фактор мутности зависит также от географической широты. С увеличением широты ( к полюсам) фактор мутности уменьшается от 4,6 до 2. В умеренных широтах он около 3, при вторжении арктического воздуха снижается до 2, а при вторжении тропического континентального увеличивается до 4. Числовые значения фактора мутности показывают, какое число идеальных атмосфер должен был бы пройти солнечный луч, чтобы ослабление солнечной радиации оказалось таким же, как в реальной атмосфере¹.

Вся солнечная радиация, поступающая на земную поверхность, называется суммарной радиацией. Она состоит из прямой радиации и рассеянной. При ясном небе и большой высоте Солнца над горизонтом преобладает прямая солнечная радиация, при облачном небе Земли достигает только рассеянная.

Распределение суммарной солнечной радиации на Земле имеет зональный характер. Наибольшее годовое количество суммарной радиации получает поверхность тропических пустынь (особенно Восточная Сахара и центральная часть Аравии), к экватору суммарная радиация несколько меньше (из-за увеличения облачности). В умеренных и полярных широтах суммарная радиация уменьшается.

Поступающая на Землю суммарная радиация частично поглощается, а частично отражается. Отношение количества радиации, отраженной от поверхности, к количеству падающей, называется альбедо (). Альбедо характеризует отражательную способность наземной и водной поверхности; выражается она дробью или в процентах.

1 –  –- коэффициент поглощения.

Альбедо зависит от свойств и состояния отражающей поверхности (цвета, влажности, шероховатости и т.п.). Наибольшую отражательную способность имеют свежевыпавший снег (90%) и облака (до 80%), наименьшее альбедо имеет свежевспаханная черноземная почва – менее 8%. Темные тела имеют меньшую отражательную способность, чем светлые, поэтому темная поверхность нагревается быстрее, чем светлая.

Альбедо водной поверхности сильно зависит от высоты Солнца. При отвесном падении лучей (тропический пояс) альбедо воды 25% (т.е. почти вся энергия поглощается). При малых высотах Солнца над горизонтом альбедо становится до 70%, т.е. большая часть радиации отражается (на полярных широтах летом и умеренных широтах зимой).

Альбедо Земли как планеты в целом составляет почти 35%.

Всякое тело, обладающее температурой выше абсолютно нуля (-273^оС), излучает энергию. Чем выше температура излучающего тела, тем короче длина волны испускаемых лучей. Раскаленное Солнце посылает в пространство коротковолновое излучение. Земля поглощает это излучение, как следствие нагревается, и сама становится источником излучения. Но так как Земля имеет невысокую температуру, то ее излучение длинноволновое в невидимом диапазоне спектра.

Атмосфера, поглощая часть солнечной энергии и большую часть земной энергии, сама начинает излучать энергию, во-первых, в мировое пространство, во-вторых, к земной поверхности (встречное излучение). Встречное излучение тоже длинноволновое, невидимое. Разность между встречным излучением и излучением земной поверхности называется эффективным излучением. Оно особенно велико ночью.

Свойство атмосферы сохранять тепло, излучаемое земной поверхностью, называют оранжерейным, или парниковым эффектом.

Земля одновременно получает солнечную радиацию и отдает ее. Разность между приходом и расходом солнечной радиации называют радиационным балансом (остаточная радиация). Приходную часть радиационного баланса составляет суммарная радиация (прямая и рассеянная) и встречное излучение атмосферы. Расходную часть – альбедо (отраженная радиация) и длинноволновое излучение земной поверхности. Величина радиационного баланса определяется уравнением: R=Q ·(1-) – J_эф., где Q – суммарная солнечная радиация,  – альбедо, J_эф. – эффективное излучение. Если приход больше расхода, то радиационный баланс положительный, если наоборот – отрицательный.

Радиационный баланс зависит от многих факторов: высоты Солнца, продолжительности солнечного сияния, характера земной поверхности, замутненности атмосферы, содержания в ней водяного пара.

Если солнечную радиацию, идущую от Солнца, принять за 100%, а альбедо Земли – 33%, то 67% солнечной радиации поглощается земной поверхностью и атмосферой, причем 45% из них поглощается земной поверхностью, а 22% – атмосферой (водяные пары, озон, углекислый газ, примеси, капли облаков и т.п.).

Солнечная радиация

100%

отраженная радиация поглощенная радиация

(альбедо) 33% 67%

атмосферой земной

22% поверхностью 45%

Наибольшие значения радиационного баланса за год характерны для экваториальных и тропических широт. В умеренных и полярных широтах годовая величина радиационного баланса уменьшается с увеличением широты. На большей части Земли годовой радиационный баланс положительный. Он является отрицательным лишь над центральной Антарктидой и почти равен нулю над Арктикой.