Земной поверхности

 

2) Рассеянная радиация (D) – часть солнечной радиации, рассеянная атмосферой

(молекулами газов, каплями воды, кристаллами льда) и поступающая от всего небосвода на горизонтальную поверхность.

Рассеяние радиации – это преобразование прямой солнечной радиации, падающей в одном направлении, в радиацию, идущую по всем направлениям.

Около 26% энергии общего потока солнечной радиации превращается в атмосфере в рассеянную радиацию. Около 2/з рас­сеянной радиации приходит затем к земной поверхности.

По закону Рэлея рассеяние обратно про­порционально четвертой степени длины волны рассеиваемых лучей

 

где— спектральная плотность энергетической освещенности прямой радиации с длиной волны; — спектральная плот­ность энергетической освещенности рассеянной радиации с той же длиной волны; — коэффициент пропорциональности.

Дли­на крайних волн красного света (0,76 мкм) почти вдвое больше длины крайних волн фиолетового цвета (0,4 мкм), поэтому крас­ные лучи рассеиваются молекулами воздуха в 14 раз меньше, чем фиолетовые лучи. Инфракрасная радиация рассеивается в совсем ничтожной степени. Поэтому в спектре рассеянной радиации лучи коротковолновой части видимого света, т.е. фиолетовые и синие, преобладают по энергии над оранжевыми и красными, а также над инфракрасными лучами.

Максимум энергии в прямой солнечной радиации у земной поверхности приходится на область желто-зеленых лучей види­мой части спектра. В рассеянной радиации максимум смещается на синие лучи.

Голубой цвет неба – это цвет самого воздуха, обусловленный рассеянием в нем солнечных лучей. С высотой, по мере уменьшения плотности воздуха, т.е. количества рассеивающих частиц, цвет неба становиться густо-синим, а в стратосфере – сине-фиолетовым.

После захода Солнца вечером темнота наступает не сразу. Небо, особенно в той части горизонта, где зашло Солнце, остается светлым и посылает к земной поверхности постепенно убываю­щую рассеянную радиацию. Аналогично утром еще до восхода Солнца небо светлеет больше всего в стороне восхода и посылает к земле рассеянный свет. Этоявление неполной темноты носит названиесумерек — вечерних и утренних. Причиной его является освещение Солнцем, находящимся под горизонтом, высоких сло­ев атмосферы и рассеяние ими солнечного света.

В высоких широтах летом солнце может не опускаться под горизонт вовсе или опускаться очень неглубоко. Если солнце опускается под горизонт менее чем на 18°, то полной темноты вообще не наступает и вечерние сумерки сливаются с утренними. Это явление называютбелыми ночами.

Сумерки сопровождаются красивыми, иногда очень эф­фектными изменениями окраски небесного сюда в стороне Солнца. Эти изменения начинаются еще до захода и продолжаются после восхода Солнца. Они имеют довольно закономерный характер и носят название зари. Характерные цвета зари — пурпурный и желтый.

На величину рассеянной радиации влияет:

- высота Солнца над горизонтом,

- прозрачность атмосферы,

- содержание водяного пара и капель воды в атмосфере.

 

3) Суммарная солнечная радиация (Q) – это сумма прямой и рассеянной

солнечной радиации, приходящей к земной поверхности.

+D

 

4) Отраженная радиация (R) - радиация, отраженная от земной поверхности

(поверхности почвы, снега, льда, растительного покрова и поверхности воды). Отражательную способность земной поверхности или альбедо (А) определяют по формуле:

 

Вид подстилающей поверхности Альбедо,%
Влажный чернозем Сухой светлый песок Растительный покров (лес, луг, поле) Свежевыпавший снег Давно лежалый снег Гладкая водная поверхность Поверхность Мирового океана Поверхность облаков Планетарное альбедо Земли До 5% До 40% 10-25% 80-90% 50% и ниже 5-70% (в зависимости от высоты солнца) 5-20% 50-60% 30%

 

5) Излучение земной поверхности (Ез) – длинноволновая энергия, испускаемая

земной поверхностью и направленная вверх, в атмосферу.

Температура поверхности Земли в среднем составляет +15 оС (288 К). Имея такую температуру, Земля излучает в атмосферу длинноволновую радиацию. Согласно закону Стефана-Больцмана, поверхность любого тела, температура которого выше 0оС, излучает пропорционально четвертой степени температуры этой поверхности:

 

где Т – абсолютная температура излучающей поверхности; – постоянная Стефана-Больцмана, – относительная излучательная способность поверхности. Для абсолютно черного тела =1.

Атмосфера поглощает значительную часть длинноволнового излучения земной поверхности. Основными поглотителями длинноволновой радиации являются углекислый газ (СО2) и особенно водяной пар. Водяной пар, СО2 и другие парниковые газы, поглощая длинноволновую радиацию, создают так называемый «парниковый эффект», т.е. сохраняют солнечное тепло в земной атмосфере. Рост концентрации СО2 и других по­глощающих длинноволновую радиацию газов приведет к тому, что при той же приходящей к Земле солнечной радиации доля остающегося на планете тепла увеличится. Это приведет к увеличе­нию температуры как атмосферы, так и земной поверхности, т.е. к потеплению климата, социальные и экологические последствия которого пока труднопредсказуемы.

6) Встречное излучение атмосферы (Еа) – это длинноволновое излучение

атмосферы, направленное к земной поверхности. Земная поверхность поглощает встречное излучение почти целиком (на 95—99%). Та­ким образом, встречное излучение является для земной поверх­ности важным источником тепла в дополнение к поглощенной солнечной радиации. Встречное излучение возрастает с увеличе­нием облачности, поскольку облака сами сильно излучают.

Разность между собственным излучением земной поверхности и встречным излучением атмосферы называют эффективным излучением (Еэф):

Eэф=Eз - Ea.

Эффективное излучение представляет собой чистую потерю лучистой энергии, а следовательно, и тепла с земной поверхности ночью. С возрастанием облачности, увеличивающей встречное излучение, эффективное излучение убывает. В облачную погоду оно гораздо меньше, чем в ясную; следовательно, меньше и ноч­ное охлаждение земной поверхности.

Эффективное излучение, конечно, существует и в дневные часы. Но днем оно перекрывается или частично компенсируется поглощенной солнечной радиацией. Поэтому земная поверхность днем теплее, чем ночью, но и эффективное излучение днем больше.

Поглощая земное излучение и посылая встречное излу­чение к земной поверхности, атмосфера тем самым уменьшает охлаждение последней в ночное время суток. Днем же она мало препятствует нагреванию земной поверхности солнечной радиа­цией. Это влияние атмосферы на тепловой режим земной поверх­ности носит название парникового, эффекта вследствие внешней аналогии с действием стекол теплицы.