РАДІАЦІЯ НА ЗЕМНІЙ ПОВЕРХНІ

План

1. Альбедо.

2. Випромінювання теплоти.

3. Радіаційний баланс.

1. Альбедо.

Сумарна сонячна радіація падає на земну поверхню, частина її поглинається і переходить в теплову, а частина відбивається. Відбиваюча властивість поверхні - це альбедо, яке вираховують у відсотках від співвідношення відбитої радіації і сумарної радіації. Альбедо залежить від стану поверхні, її кольору, кута падіння променів на водну поверхню. Найбільше альбедо має чистий сніг – 85-90%, а найменше - чорноземна рілля – 5-14%. Зелене листя відбиває 20-25%, а жовте –30-38% сонячної радіації. Альбедо гладкої водної поверхні змінюється від 2% при зенітному положенні Сонця до 70-75% при низькому. Альбедо верхньої поверхні хмар в середньому становить 50-60%.

Переважна частина відбитої радіації і приблизно І/З розсіяної виходять з атмосфери в Космос. Відношення відбитої і розсіяної радіації яка виходить в Космос, до загальної кількості радіації, що надходить в атмосферу називають планетарним альбедо Землі. Планетарне альбедо становить 28%.

2. Випромінювання теплоти

Всі складові Землі: грунт, вода, сніг. льодовики, рослинність випромінюють довгохвильову теплову радіацію. Це земна радіація, яку називають власним випромінюванням земної поверхні. За законом Стефана-Больцмана випромінювання абсолютно чорної поверхні залежить від абсолютної температури в четвертому ступені, помноженої на константу Стефана-Больцмана, яка дорівнює 0,000000057 Вт на квадратний метр, помножений на Кельвіна в четвертому ступені. Земне випромінювання все інфрачервоне і практично має довжину хвиль 4...120мкм. Всі тіла нагріті вище за абсолютний 0, починають випромінювати теплоту. Атмосфера теж має власне випромінювання, частина якого виходить в Космос, а частина йде до Земної поверхні і має назву зустрічного випромінювання атмосфери. Воно зростає при збільшенні хмарності, температури і вологості атмосфери. Зустрічне випромінювання дещо менше, ніж випромінювання земної поверхні, тому земна поверхня втрачає теплоту. Різницю між випромінюванням земної поверхні та зустрічним випромінюванням атмосфери називають ефективним випромінюванням /E/. Ефективне випромінювання являє собою. чисту витрату теплоти з земної поверхні вночі, оскільки вдень воно перекривається або компенсується поглинутою сонячною радіацією. Випромінювання вимірюється спеціальними приладами - піргеометрами.

Зустрічне випромінювання атмосфери вночі зменшує охолодження земної поверхні, а вдень атмосфера не перешкоджає її нагріванню сумарною сонячною радіацією. В цьому і полягає тепличний ефект атмосфери.

3. Радіаційний баланс

Різницю між поглинутою радіацією й ефективним випромінюванням називають радіаційним балансом земної поверхні:

R=(І sin h +I) (1 – A)-Е,

де І - пряма сонячна радіація на перпендикулярну до сонячних променів поверхню; h — висота Сонця; sin h  пряма радіація на горизонтальну поверхню; і- розсіяна радіація; (I sin h + і/ - сумарна радіація; А - альбедо; /(I sin h + i) (1 - А)/ - поглинута радіація; E - ефективне випромінювання .

Радіаційний баланс земної поверхні має добовий хід. вночі він від’ємний, після сходу Сонця й підняття його над горизонтом на 10 градусів стає додатним, а перед заходом Сонця знову стає від’ємним. Вночі вів дорівнює ефективному випромінюванню. Тому вночі балансоміром вимірюється ефективне випромінювання. При наявності снігового покриву баланс стає додатним тільки при висоті Сонця понад 20-25°.

Частина земного .випромінювання проходить через атмосферу в світовий простір, крім того, сама атмосфера випромінює ще більше теплоти, особливо вище за 6...10 км. Ці довгохвильові випромінювання земної поверхні та атмосфери, які виходять в космос, називають відхідною радіацією. Якщо прийняти за 100 потік сонячної радіації на верхню межу атмосфери, відхідна радіація становить 72%. Ще 28% складається з відбитої та розсіяної радіації, яка виходить за межі атмосфери. Отже, Земля разом а атмосферою втрачає стільки радіації, скільки одержує тобто загальний радіаційний баланс дорівнює 0.

Радіаційний баланс самої атмосфери складається з поглинутих нею теплового випромінювання Землі /Е/ та сумарної сонячної радіації, витрат теплоти на зустрічне випромінювання до земної поверхні і в космос.

На всіх широтах в середньому за рік радіаційний баланс атмосфери від'ємний і змінюється від -83 ккал на квадратний см за рік до 0, від екватора до полярних широт. Середній за рік загальний радіаційний баланс Землі в цілому складається з усіх типів радіації та випромінювання, які надходять в атмосферу і до земної поверхні та витрачаються ними.

Якщо прийняти за 100% кількість сонячної радіації на верхню межу атмосфери, 33% становить відбита від хмар /26%/ і від земної поверхні  разом з розсіяною назад до космічного простору /7%/. Атмосфера поглинає 22%, а земна поверхня -45% сонячної радіації /24% прямої і 21% розсіяної/. Це і є вся короткохвильова частина радіаційного балансу. Відхідне випромінювання атмосфери в космос /відхідна радіація/ становить 67%. а ефективне випромінювання земної поверхні 15%, тобто атмосфера має від'ємний баланс випромінювання теплоти /-52%/, він компенсується поглинутою атмосферою сонячною радіацією /22%/ і теплотою, яка виділяється при конденсації водяної пари в атмосфері /30%/. Поглинута земною поверхнею сонячна радіація /45%/ витрачається на ефективне випромінювання /15%/ і випаровування /30%/. Точність наведених визначень загального радіаційного балансу вважають більш—менш задовільною /Матвєєв Л.Т., 1976/.

Радіаційний баланс земної поверхні змінюється за широтами /див. рис. ЗІ/. Від полярних кіл до полюсів радіаційний баланс зменшується від 20...ЗО ккал на квадр. см за рік до від'ємного /-5...-10 ккал на квадр. см за рік/. Південніше полярних кіл він збільшується до 100 ккал на квадр. см за рік у тропіках і до 11О...120 ккал на квадр. см за рік між тропіками. На океанах радіаційний баланс більший, ніж на суші, внаслідок більшого поглинання радіації. В пустелях радіаційний баланс знижений /в Сахарі до 60 ккал на квадр. см за рік/ у зв'язку з великим ефективним випромінюванням в сухому малохмарному повітрі. В мусонному кліматі влітку спостерігається волика хмарність, що зменшує сумарну радіацію і радіаційний баланс на 10...20 ккал на квадр. см за рік.

У грудні нульовий радіаційний баланс збігається з південною межею стійкого снігового покриву північної півкулі, 40° пн.ш.., на північ від якої баланс від'ємний, до -4 ккал на квадр. см за місяць. На південь він збільшується до 10...14 ккал на квадр. см на південному тропіку і зменшується до 4...5 ккал на квадр. см в Антарктиці.

У червні на всій північній півкулі радіаційний баланс додатний і зростає від 8 ккал на квадр. см на полярному колі до 14 ккал на квадр. см біля північного тропіка, зменшується на південь до 0 на 40° пд.ш. і далі на південь від'ємний і становить -2 ккал на квадр. см біля берегів Антарктиди.

На території України радіаційний баланс за рік північніше 48° пн.ш. від'ємний /до -1 ккал на квадр. см/, південніше 48° пн.ш. він близький до нуля. В липні радіаційний баланс на території України досягає 8...10 ккал на квадр. см.