Головна Навіть ідеальна (суха та чиста) атмосфера поглинає та розсіюєсонячні промені , зменшуючи інтенсивністьсонячної радіації
. Послаблюючий вплив на сонячну радіацію реальної атмосфери, що містить водяну пару і тверді домішки, значно більше, ніж ідеальної.
Атмосфера поглинає всього 15 - 20% сонячної радіації, що прийшла до Землі, в основному інфрачервоної. Поглиначами є водяна пара, аерозолі, озон.
Близько 25% сонячної радіації розсіюється атмосферою. Молекули газів розсіюють короткохвильові промені (від цього колір неба блакитний). Домішки (пилинки, кристалики і крапельки) розсіюють більш довгохвильові промені (білуватий відтінок). Завдяки розсіюванню та відображенню сонячних променів атмосферою існує денне освітлення у похмурі дні, видно предмети в тіні, виникає явище сутінків.
Фактор каламутності - ставлення прозорості реальної атмосфери до прозорості ідеальної, визначається вмістом в атмосфері водяної пари та пилу і завжди більше одиниці.
Зі збільшенням географічної широти фактор мутності зменшується: на широтах від 00 до 200 пн.ш. він у середньому дорівнює 4,6, на широтах від 400 до 500 пн.ш. - 3,5, на широтах від 500 до 600 пн.ш. - 2,8 і на широтах від 600 до 800 пн.ш. - 2,0. У помірних широтах фактор каламутності взимку менший, ніж улітку, вранці менший, ніж удень. З висотою він зменшується. Чим більший фактор каламутності, тим більше послаблення сонячної радіації в атмосфері. Частина сонячної радіації, що проникла через атмосферу доземної поверхні
не розсіявшись, є пряму радіацію. Частина радіації, що розсіюється атмосферою, перетворюється на розсіяну радіацію. Вся сонячна радіація, що надходить на земну поверхню: пряма розсіяна називається сумарною радіацією. Співвідношення між прямою та розсіяною радіацією змінюється у значних межах залежно від хмарності, запиленості атмосфери, а також від висоти Сонця. При хмарному небірозсіяна радіація може бути більше прямої. При малій висоті Сонця сумарна радіація майже повністю складається з розсіяної. При висоті Сонця 500 і заясному небі
Розподіл Землі сумарної радіації дозволяють простежити карти середніх річних і її місячних величин. Найбільшу річну кількість сумарної радіації отримує поверхня тропічних внутрішньоконтинентальних пустель (Східна Сахара та центральна частина Аравії). До екватора сумарна радіація знижується до 120 – 160 ккал/см2 на рік унаслідок високої вологості повітря та великої хмарності. У помірних широтах поверхня отримує 80 – 100 ккал/см2 на рік, в Арктиці – 60 –70 , а Антарктиді, за частої повторюваності ясних дніві великий прозорості атмосфери, - 100 – 120 ккал/см2 на рік. Розподіл сумарної радіації земної поверхні має зональний характер.
4. Альбедо.Сумарна сонячна радіація, потрапляючи на поверхню, частково відбивається у атмосферу. Відношення кількості радіації, відбитої від поверхні до кількості, що падає на цю поверхню, називається альбедо. Альбедо характеризує відбивну здатність поверхні і виражається дробом чи відсотках. Альбедо земної поверхні залежить від її властивостей і стану: кольору, вологості та ін. Найбільшу відбивну здатність має свіжий сніг - до 0,90. Альбедо поверхні піщаної пустелі – від 0,09 до 0,34 (залежно від кольору та вологості), поверхні глинистої пустелі – 0,30, луки зі свіжою травою – 0,22, із сухою травою – 0,931, лісу листяного – 0, 16 -0,27, ліси хвойного - 0,6 - 0,19. Відбивна здатність спокійної водної гладі при прямовисному падінні сонячних променів - 0,02, при низькому стоянні Сонця над горизонтом - 0,35.
Чиста атмосфера відбиває близько 0,10 сонячної радіації. Велике альбедо поверхні полярних льодів, покритих снігом, - одна з причин низьких температур у полярних районах.
Альбедо Землі як планети дуже складно, оскільки поверхня її дуже різноманітна. Велике значення має хмарність. Альбедо хмар – від 0,50 до 0,80. Величину альбедо Землі як планети приймають 0,35.
Випромінювання. Будь-яке тіло, що має температуру вище абсолютного нуля (- 2730С), випромінює променисту енергію. Повна променевипускальна здатність абсолютно чорного тіла прямо пропорційно четвертого ступеня його абсолютної температури(Т).
Чим вище температура випромінюючого тіла, тим коротше довжина хвиль променів, що ним випромінюються. Розпечене Сонце посилає у простір короткохвильову радіацію. Земна поверхня, поглинаючи короткохвильову сонячну радіацію, нагрівається і стає джерелом випромінювання (джерелом земної радіації). Але оскільки температура земної поверхні не перевищує кількох десятків градусів, її випромінювання довгохвильове, невидиме.
Атмосфера, поглинаючи частину сонячної радіації, що проходить через неї більше половиниземна, сама випромінює енергію і у світовий простір і до земної поверхні. Атмосферне випромінювання, спрямоване до земної поверхні, назустріч земному, називається зустрічним випромінюванням. Зустрічається воно називається тому, що спрямоване назустріч власному випромінюванню земної поверхні. Це випромінювання, як і земне, довгохвильове, невидиме. Земна поверхня поглинає це зустрічне випромінювання майже повністю (на 90 – 99%). Зустрічне випромінювання зростає зі збільшенням хмарності, оскільки хмари є джерелом випромінювання. З висотою зустрічне випромінювання зменшується внаслідок зменшення вмісту водяної пари. Найбільше зустрічне випромінювання у екватора, де атмосфера найбільш нагріта і багата на водяну пару.
В атмосфері зустрічаються два потоки довгохвильової радіації – випромінювання поверхні та випромінювання атмосфери. Різниця між ними, що визначає фактичну втрату тепла земною поверхнею, називається ефективним випромінюванням. Ефективне випромінювання тим більше, чим вище температура випромінюючої поверхні. Вологість повітря зменшує ефективне випромінювання, сильно знижують його хмари.
Найбільше значення річних сум ефективного випромінювання спостерігається у тропічних пустелях (80 ккал/см2 на рік) завдяки високій температурі поверхні, сухості повітря та ясності піднебіння. На екваторі при великій вологості повітря ефективне випромінювання становить близько 30 ккал/см2 на рік, причому величина його для суші і для океану мало відрізняється. У помірних широтах земна поверхня втрачає майже половину кількості тепла, яку вона отримує від поглинання сумарної радіації. Загалом для Землі ефективне випромінювання 46 ккал/см2 на рік.
Здатність атмосфери пропускати короткохвильове випромінювання Сонця (пряму та розсіяну радіацію) та затримувати довгохвильове теплове випромінювання Землі називають парниковим ефектом. Середня температура земної поверхні близько +150С, а за відсутності атмосфери вона була на 21 – 360 нижче.
5. Різниця між поглиненою радіацієюй ефективним випромінюванням називають радіаційним балансом або залишковою радіацією. До прибуткової частини балансу входять пряма радіація, розсіяна, тобто. сумарна. У витратну частину – альбедо поверхні та її ефективне випромінювання.
Величина радіаційного балансу поверхні визначається рівнянням: R = Q (1 – a) – Iеф, де Q – сумарна сонячна радіація, що надходить на одиницю поверхні, а – альбедо (виражене дробом), Iеф – ефективне випромінювання поверхні. Якщо прихід більше витрати, радіаційний баланс позитивний, якщо прихід менше витрати – негативний.
Радіаційний баланс земної поверхні за рік позитивний для всієї Землі, за винятком крижаних плато Гренландії та Антарктиди. Це означає, що річний приплив поглиненої радіації більший, ніж ефективне випромінювання за той самий час.
Вночі на всіх широтах радіаційний баланс поверхні негативний, вдень до полудня – позитивний (крім високих широт взимку), після полудня знову негативний.
На карті річних сум радіаційного балансу видно, що розподіл на Океані загалом зонально. У тропічних широтах річні суми радіаційного балансу на Океані – 140 ккал/см2 (Аравійське море), а в межах плавучих льодів не перевищують 30 ккал/см2. Близько 600 с. та ю. широт річний радіаційний баланс дорівнює 20 – 30 ккал/см2. Звідси до вищих широт він зменшується і материку Антарктида він негативний –5 - -10 ккал/см2. До низьких широт він зростає, досягаючи 100 – 120 ккал/см2 у тропіках та на екваторі. Незначні відхилення від зонального розподілу пов'язані з різною хмарністю. Над водяною поверхнею радіаційний баланс більше, ніж суші у тих-таки широтах, т.к. океани поглинають радіацію більше. Істотно відхиляється від зонального розподілу величина радіаційного балансу в пустелях, де баланс знижений внаслідок великого ефективного випромінювання в сухому та малохмарному повітрі (у Сахарі – 60 ккал/см2, а поряд в океанах – 120 – 140 ккал/см2). Баланс знижений також, але меншою мірою, у районах з мусонним кліматом, де у теплу пору року хмарність збільшена і, отже, поглинена радіація (пряма та розсіяна) зменшена порівняно з іншими районами на тій же широті.
У січні радіаційний баланс негативний у значній частині північної півкулі. Нульова ізолінія проходить в районі 400 пн.ш. На північ від цієї широти баланс стає негативним, досягаючи Арктиці – мінус 4 ккал/см2 і нижче. На південь він збільшується до 10 – 14 ккал/см2 на південному тропіці, а на південь зменшується до 4 – 5 ккал/см2 у прибережних районах Антарктиди.
У липні радіаційний баланс у всій північній півкулі позитивний. На 60 - 650 пн.ш. він понад 8 ккал/см2. На південь він повільно збільшується, досягаючи максимальних значень з обох боків від північного тропіка – 12 – 14 ккал/см2 і від, але в півночі Аравійського моря – 16 ккал/см2. Баланс залишається позитивним до 400 пд.ш. На південь він переходить до негативним значеннямта біля берегів Антарктиди знижується до мінус 1 – мінус 2 ккал/см2.
6. Як витрачаються надлишки тепла(позитивний радіаційний баланс) та поповнюється його недолік (негативний радіаційний баланс), як встановлюється теплова рівновага на поверхні, атмосфери, пояснює тепловий баланс.
Рівняння теплового балансу поверхні
R1 - LE - P - B = 0,
де R1 – радіаційний баланс (завжди позитивний), LE – витрати тепла на випаровування (L – прихована теплота пароутворення, Е – випаровування), Р – турбулентний теплообмін між поверхнею та атмосферою, В – теплообмін між поверхнею та нижчими шарами ґрунтів або води.
Оскільки всі члени рівняння можуть змінюватися, тепловий баланс дуже рухливий. Тепловий баланс атмосфери включає її радіаційний баланс R2 (завжди негативний), тепло, що надходить від поверхні Р і тепло, що виділяється при конденсації вологи LE (величини завжди позитивні). У середньому багаторічному тепловому балансі атмосфери можна виразити рівнянням:
R2+P+LE=0.
Тепловий баланс поверхні та атмосфери разом як цілого в середньому багаторічному дорівнює нулю.
Якщо величину сонячної радіації, що надходить протягом року Землю, прийняти за 100%, то 31% - іде у міжпланетне простір (7% розсіюється і 24% відбивається хмарами). Атмосфера поглинає 17% радіації (3% поглинається озоном, 13% - водяною парою і 1% - хмарами). 52% (пряма + розсіяна радіація), що залишилися, досягають підстилаючої поверхні, яка 4% відображає за межі атмосфери, а 48% поглинає. З 48%, поглинених поверхнею, 18% йде ефективне випромінювання. Таким чином, радіаційний баланс поверхні (залишкова радіація) становитиме 30% (52% - 4% -18%). На випаровування з поверхні витрачається 22%, на турбулентний обмін теплом із атмосферою – 8%. Тепловий баланс поверхні: 30% – 22% – 8% = -30%.
Випромінювання атмосфери у міжпланетний простір – 65%. Її радіаційний баланс -65% + 17% + 18% = -30%. Тепловий баланс атмосфери: -30% + 22% + 8% = 0. Альбедо Землі як планети 35%.
Географічний розподілсумарної сонячної радіації та радіаційного балансу
Річні суми приходу сонячної радіації зростають від полюсів до екватора. Проте загальний характерцієї закономірності порушується залежно від розподілу хмарності, вологості та запиленості атмосфери. Так, над пустелями, де переважає ясна погода, прихід сонячної радіації значно більший, ніж на тих самих широтах у приморських районах.
Найбільші річні суми приходу сонячної радіації спостерігаються Півдні Єгипту - 9200 МДж/м2. На цій самій широті над океаном вони становлять 6700-7550 МДж/м2. На території СРСР річні суми сонячної радіації коливаються від 2500 МДж/м2 на півночі до 6700 МДж/м2 і більше Середньої Азії. У червні місячна сума сумарної радіації північ від СРСР становить 590-670 МДж/м2, але в півдні 750-920 МДж/м2. Досить великий, прихід сумарної радіації на півночі, цілком можна порівняти з такою на півдні, обумовлений цілодобовим днем.
Радіаційний балансзалежить як від приходу сонячної радіації, так і від альбедо та ефективного випромінювання підстилаючої поверхні. Тому радіаційний баланс за однакової географічній широтібільше над океаном і менше над материками. В межах СРСР річні суми радіаційного балансу в середньому становлять 500-800 МДж/м2 на півночі та близько 2200 МДж/м2 на півдні. Місячні суми радіаційного балансу
діяльного шару в червні у Полярного кола в Сибіру та в Середньоазіатських республіках майже близькі і становлять близько 280-330 МДж/м2 відповідно. На рис. 9 наводиться карта річних сум радіаційного балансу діяльного шару (за М. І. Будиком). Ці суми скрізь позитивні, крім районів із постійним сніговим чи крижаним покривом (Гренландія, Антарктида). На карті річних сум радіаційного балансу помітно стрибкоподібну зміну радіаційного балансу під час переходу з океану на континент. Особливо це проявляється на узбережжях Африки, що межують із пустелею. Це пояснюється, по-перше, тим, що альбедо поверхні океану значно менше, ніж альбедо суші (альбедо пустелі в середньому 0,28) і, по-друге, великим ефективним випромінюванням у тропічних пустелях.
Географічний розподіл радіаційного балансу та його складових вперше представлено в Атласі теплового балансу(1963 р.), складеному радянськими вченими М. І. Будико, Т. Г. Берлянд та ін. Дані про радіаційний баланс використовуються в будівництві, сільському господарстві, медицини і т.д.
Прихід сонячної радіації та радіаційний баланс є найважливішими факторамиклімату. Вони зумовлюють широтну термічну зональність, тобто перехід від жаркого клімату на екваторі до холодного клімату полярних широт. Для пояснення закономірностей формування клімату необхідні знання про прихід та поглинання сонячної енергіїта її подальших перетвореннях на земній поверхні та в атмосфері.
Географічний розподіл сумарної сонячної радіації на верхній межі атмосфери залежить від широти та пори року, обумовлених кулястістю Землі та нахилом площини екватора до площини. земної орбіти. За рік кількість сумарної радіації зменшується від 313 ккал см квадр. на екваторі до 133 ккал на см квадр. на полюсах. Влітку надходження радіації зменшується від 160 ккал на см квадратний на екваторі до 133 ккал на см квадр. на полюсі за 6 місяців теплого періоду, а взимку – від 160 ккал на квадр. см на екваторі до 0 близько 75° пн.ш.
У річному ході радіації на верхній межі атмосфери між тропіками є два максимуми, коли Сонце досягає найбільшої південної висоти /на екваторі - рівнодення, в інших широтах між рівноденнями та літнім сонцестоянням/. Зовні тропіків спостерігається лише один максимум у річному ході радіації під час літнього сонцестояння, коли висота Сонця найбільша /90° – широта + 23,5°/ і залежить від широти місця, і один мінімум під час зимового сонцестояння, відповідно, коли висота Сонця найменша /90° – широта – 23.5°/.
Розподіл сумарної радіації біля земної поверхні широтно-зональний. Тут радіація ослаблена тим, що пройшла крізь атмосферу, її частина поглинулася, розвіялася, відбилася хмарами. Хмарність зменшує пряму сонячну радіацію на 20-75%. Ізолін сумарної радіації на картах відхиляються від широтного ходу під впливом прозорості атмосфери та хмарності / рис. 2/.
Річна кількість сумарної радіації найбільша у тропічних та субтропічних широтах / понад 140 ккал на квадр. см на рік /, а в пустелях Північної Африкиі Аравії складає 200...220 ккал на квадр. см на рік. На екваторі над ба-Сейном Амазонки та Конго та в Індонезії вона зменшується до 100-120 ккал на квадр. см на рік. Від субтропіків північ і південь радіація знижується до полярного кола, де становить 60 ... 80, потім до північному полюсудещо підвищується. а над Антарктидою досягає 120....130 ккал на квадр. см на рік. На всіх широтах, крім екваторіальних, сумарна радіація над океанами є нижчою, ніж над сушею.
Сонце є джерелом корпускулярного та електромагнітного випромінювання. Корпускулярне випромінювання не проникає в атмосферу нижче 90 км, тоді як електромагнітне сягає земної поверхні. У метеорології його називають сонячною радіацією чи просто радіацією. Вона становить одну двомільярдну частку від усієї енергії Сонця і проходить шлях від Сонця до Землі за 8,3 хв. Сонячна радіація - джерело енергії багатьох процесів, що відбуваються в атмосфері та на земній поверхні. Вона переважно короткохвильова і складається з невидимої ультрафіолетової радіації ~9%, видимої світлової -47% і невидимої інфрачервоної ~44%. Оскільки майже половина сонячної радіації є видиме світло. Сонце є джерелом не тільки тепла, а й світла – теж необхідної умовижиття на Землі.
Радіацію, яка надходить до Землі безпосередньо від сонячного диска, називають прямою сонячною радіацією. Зважаючи на те, що відстань від Сонця до Землі велика, а Земля мала, радіація падає на будь-яку її поверхню у вигляді пучка паралельних променів.
Сонячна радіація має певну щільність потоку на одиницю площі в одиницю часу. За одиницю вимірювання інтенсивності радіації прийнято кількість енергії (в джоулях або калоріях), які одержують 1 см 2 поверхні за хвилину при перпендикулярному падінні сонячних променів. На верхній межі атмосфери при середній відстані від Землі до Сонця вона становить 8,3 Дж/см" за хв, або 1,98 кал/см 2 за хв. Ця величина прийнята як міжнародного стандартуі називається сонячною постійною (S0). Її періодичні коливанняпротягом року незначні (±3,3%) та обумовлені зміною відстані від Землі до Сонця. Неперіодичні коливання викликані різною випромінювальною здатністю Сонця. Клімат на верхній межі атмосфери називають радіаційним чи солярним. Він розраховується теоретично, виходячи з кута нахилу сонячних променів на горизонтальну поверхню.
У загальних рисахсолярний клімат знаходить свій відбиток на земної поверхні. У той самий час реальна радіація і температура Землі істотно від солярного клімату з допомогою різних земних чинників. Головний з них – ослаблення радіації в атмосфері за рахунок відбиття, поглинання та розсіювання, а також у результаті відбиття радіації від земної поверхні.
на верхній кордонатмосфери вся радіація надходить у вигляді прямої радіації. За даними С. П. Хромова та М. А. Петросянца, 21% її відображається від хмар і повітря назад космічний простір. Решта радіації надходить в атмосферу, де пряма радіація частково поглинається та розсіюється. Пряма радіація (24%), що залишилася, досягає земної поверхні, проте при цьому послаблюється. Закономірності послаблення їх у атмосфері виражаються законом Бугера:
S = S 0 * p m (Дж, або кал/см 2 в хв),
де S - кількість прямої сонячної радіації, що досягла земної поверхні, на одиницю площі (см 2), розташованої перпендикулярно сонячним променям, S 0 - сонячна постійна, р - коефіцієнт прозорості в частках від одиниці, що показує, яка частина радіації досягала земної поверхні, m - Довжина шляху променя в атмосфері.
Реально ж сонячні промені падають на земну поверхню і будь-який інший рівень атмосфери під кутом менше 90°. Потік прямої сонячної радіації на горизонтальну поверхню називають інсоляцією (S1). Вона обчислюється за формулою S 1 = S * sin h ☼ (Дж, або кал/см 2 , хв), де h ☼ - висота Сонця. На одиницю горизонтальної поверхні, природно, припадає менша кількість енергії, ніж на одиницю площі, розташованої перпендикулярно до сонячних променів (рис. 22).
В атмосфері поглинається близько 23% і розсіюється близько 32% прямої сонячної радіації, що входить в атмосферу, причому 26% розсіяної радіації приходить потім до земної поверхні, а 6% йде в Космос.
Сонячна радіація піддається в атмосфері не лише кількісним, а й якісним змінам, оскільки гази повітря та аерозолі поглинають та розсіюють сонячні промені вибірково. Основними поглиначами радіації є водяна пара, хмари та аерозолі, а також озон, який сильно поглинає ультрафіолетову радіацію. У розсіянні радіації беруть участь молекули різних газів та аерозолі. Розсіювання – відхилення світлових променів на всі боки від початкового напрямку, отже розсіяна радіація приходить до земної поверхні немає від сонячного диска, як від усього небесного склепіння. Розсіяння залежить від довжини хвиль: за законом Релея, що коротше довжина хвилі, тим інтенсивніше розсіювання. Тому найбільше інших розсіюються ультрафіолетові промені, а з видимих – фіолетові та сині. Звідси блакитний колір повітря і відповідно небо у ясну погоду. Пряма ж радіація виявляється переважно жовтою, тому сонячний дискбачиться жовтуватим. При сході та заході Сонця, коли шлях променя в атмосфері довший і розсіювання більше, поверхні досягають лише червоні промені, через що Сонце здається червоним. Розсіяна радіація обумовлює світло вдень за похмурої погоди і в тіні за ясної погоди, з нею пов'язане явище сутінків і білих ночей. На Місяці, де немає атмосфери і відповідно розсіяної радіації, предмети, що потрапляють у тінь, стають цілком невидимими.
З висотою, у міру зменшення щільності повітря і відповідно кількості розсіюючих частинок, колір неба стає темнішим, переходить спочатку в густо-синій, потім у синьо-фіолетовий, що добре видно в горах і відбито на гімалайських пейзажах Н. Реріха. У стратосфері колір повітря чорно-фіолетовий. За свідченням космонавтів, на висоті 300 км. колір неба чорний.
За наявності в атмосфері великих аерозолів, крапель і кристалів спостерігається вже не розсіювання, але дифузне відбиття, а оскільки дифузно відбита радіація є білим світлом, то колір неба стає білим.
Пряма та розсіяна сонячна радіація мають певний добовий та річний хідщо залежить передусім від висоти Сонця над горизонтом, від прозорості повітря та хмарності.
Мал. 22. Приплив сонячної радіації на поверхню АВ, перпендикулярну до променів, та на горизонтальну поверхню АС (за С. П. Хромовим)
Потік прямої радіації протягом дня від сходу Сонця до полудня наростає і потім зменшується до заходу Сонця у зв'язку із зміною висоти Сонця та шляхи променя в атмосфері. Однак, оскільки близько полудня зменшується прозорість атмосфери за рахунок збільшення водяної пари в повітрі та пилу та зростає конвективна хмарність, максимальні значеннярадіації зміщені на передполудневий годинник. Така закономірність властива екваторіально-тропічним широтам цілий рік, помірним широтам влітку. Взимку в помірних широтах максимум радіації посідає опівдні.
Річний перебіг середньомісячних значень прямої радіації залежить від широти. На екваторі річний хід прямої радіації має вигляд подвійної хвилі: максимуми в періоди весняного та осіннього рівнодення, мінімуми в періоди літнього та зимового сонцестояння. У помірних широтах максимальні значення прямої радіації припадають на весняні (квітень у північній півкулі), а не на літні місяці, оскільки повітря в цей час прозоріше через менший вміст водяної пари та пилу, а також незначної хмарності. Мінімум радіації спостерігається у грудні, коли найменша висотаСонця, короткий світловий день, і це найхмарніший місяць на рік.
Добовий та річний перебіг розсіяної радіації визначається зміною висоти Сонця над горизонтом та тривалістю дня, а також прозорістю атмосфери. Максимум розсіяної радіації протягом доби спостерігається днем при зростанні радіації в цілому, хоча частка її в ранкові та вечірні години більша, ніж пряма, а вдень, навпаки, пряма радіація переважає над розсіяною. Річний хід розсіяної радіації на екваторі загалом повторює хід прямої. У решті широт вона більше влітку, ніж взимку, через збільшення влітку загального припливу сонячної радіації.
Співвідношення між прямою та розсіяною радіацією змінюється залежно від висоти Сонця, прозорості атмосфери та хмарності.
Пропорції між прямою та розсіяною радіацією на різних широтахнеоднакові. У полярних та субполярних областях розсіяна радіація становить 70% від усього потоку радіації. На її величину, крім низького стану Сонця та хмарності, впливає також багаторазове відображення сонячної радіації від снігової поверхні. Починаючи з помірних широт і майже екватора, пряма радіація переважає над розсіяною. Особливо велике її абсолютне і відносне значенняу внутрішньоконтинентальних тропічних пустелях (Сахара, Аравія), що відрізняються мінімальною хмарністю та прозорим сухим повітрям. Уздовж екватора розсіяна радіація знову домінує над прямою у зв'язку з великою вологістю повітря та наявністю купових хмар, що добре розсіюють сонячну радіацію.
Зі зростанням висоти місця над рівнем моря значно збільшуються абсолютна і відносна величинипрямої радіації і зменшується розсіяна, оскільки стає тоншим шар атмосфери. На висоті 50 - 60 км потік прямий радіації наближається до постійної сонячної.
Вся сонячна радіація – пряма та розсіяна, що приходить на земну поверхню, називається сумарною радіацією:
Q = S * sin h ☼ + D,
де Q – сумарна радіація, S – пряма, D – розсіяна, h ☼ – висота Сонця над обрієм. Сумарна радіація становить близько 50% від сонячної радіації, що надходить на верхню межу атмосфери.
При безхмарному небі сумарна радіація є значною і має добовий хід з максимумом близько полудня і річний хід з максимумом влітку. Хмарність зменшує радіацію, тому влітку прихід її в дополудні години в середньому більше, ніж у післяполудні. З тієї ж причини у першій половині року вона більша, ніж у другу.
У розподілі сумарної радіації на земній поверхні спостерігається низка закономірностей.
Мал. 23. Річна кількість сумарної сонячної радіації (МДж/(м 2 рік))
Головна закономірністьполягає в тому, що сумарна радіація розподіляється зонально, спадаючи від екваторіально-тропічних широт до полюсів відповідно до зменшення кута падіння сонячних променів (рис. 23). Відхилення від зонального розподілу пояснюються різною хмарністю та прозорістю атмосфери. Найбільші річні величини сумарної радіації 7200-7500 МДж/м 2 на рік (близько 200 ккал/см 2 на рік) припадають на тропічні широти, де мала хмарність і невелика вологість повітря. У внутрішньоконтинентальних тропічних пустелях (Сахара, Аравія), де велика кількість прямої радіації і майже немає хмар, сумарна сонячна радіація сягає навіть понад 8000 МДж/м 2 на рік (до 220 ккал/см 2 на рік). Поблизу екватора величини сумарної радіації знижуються до 5600 – 6500 МДж/м на рік (140–160 ккал/см 2 на рік) через значну хмарність, велику вологість і меншу прозорість повітря. У помірних широтах сумарна радіація становить 5000 – 3500 МДж/м 2 на рік (= 120 – 80 ккал/см 2 на рік), у приполярних – 2500 МДж/м 2 на рік (= 60 ккал/см 2 на рік). Причому в Антарктиді вона в 1,5 – 2 рази більша, ніж в Арктиці, насамперед через більшу абсолютну висоту материка (понад 3 км) і тому малу щільність повітря, його сухість і прозорість, а також малохмарну погоду. Зональність сумарної радіації краще виражена над океанами, ніж континентами.
Друга важлива закономірністьсумарної радіації у тому, що материки отримують її більше, ніж океани, завдяки меншій (на 15 – 30%) хмарності над континентами. Виняток становлять лише приекваторіальні широти, оскільки вдень над океаном конвективна хмарність менша, ніж над суходолом.
Третя особливість полягає в тому, що в північній, більш материковій півкулі сумарна радіація в цілому більша, ніж у південній океанічній.
У червні найбільші місячні суми сонячної радіації отримує Північна півкуля, особливо внутрішньоконтинентальні тропічні та субтропічні області. У помірних та полярних широтах кількість радіації по широтах змінюється незначно, оскільки зменшення кута падіння променів компенсується тривалістю сонячного сяйва, до полярного дня за Північним полярним колом. У південній півкулі зі збільшенням широти радіація швидко зменшується і за Південним полярним колом дорівнює нулю.
В грудні Південна півкуляотримує більше радіації, ніж північне. У цей час найбільші місячні суми сонячного тепла припадають на пустелі Австралії та Калахарі; далі в помірних широтах радіація поступово зменшується, але в Антарктиді знову зростає і досягає таких же значень, як у тропіках. У північній півкулі зі збільшенням широти вона швидко зменшується і за Північним полярним колом відсутня.
У цілому нині найбільша річна амплітуда сумарної радіації спостерігається за полярними колами, особливо в Антарктиді, найменша – в екваторіальній зоні.
Сонячна радіація - це вся енергія Сонця, що надходить Землю.
Та частина сонячної радіації, яка досягає поверхні Землі без перешкод, називається прямою радіацією. Максимально можлива кількістьпрямий радіації отримує одиниця площі, розташована перпендикулярно до сонячних променів. Якщо сонячні промені проходять через хмари та водяну пару, то це розсіяна радіація.
Кількісним заходом сонячної радіації, що надходить деяку поверхню, служить енергетична освітленість, чи щільність потоку радіації, тобто. кількість променистої енергії, що падає на одиницю площі за одиницю часу. Енергетична освітленість вимірюється у Вт/м2.
Кількість сонячної радіації залежить від:
1) кута падіння сонячних променів
2) тривалості світлого часу доби
3) хмарність.
В атмосфері поглинається близько 23% прямої сонячної радіації. Причому поглинання це вибіркове: різні гази поглинають радіацію в різних ділянкахспектра та у різному ступені.
На верхню межу атмосфери сонячна радіація надходить у вигляді прямої радіації. Близько 30% прямої сонячної радіації, що падає на Землю, відбивається назад у космічний простір. Інші 70% надходять в атмосферу.
Саме велика кількістьсонячної радіації одержують пустелі, що лежать уздовж ліній тропіків. Сонце там піднімається високо та погода майже весь рік безхмарна.
Над екватором в атмосфері багато водяної пари, яка формує щільну хмарність. Пар та хмарність поглинає більшу частинусонячної радіації.
Полярні райони отримують найменше радіації, там сонячні промені майже ковзають поверхнею Землі.
Підстилаюча поверхня відбиває радіацію по-різному. Темні та нерівні поверхні відбивають мало радіації, а світлі та гладкі добре відбивають.
Море в шторм відбиває менше радіації, ніж море в штиль.
Альбедо (лат. albus - білий) - здатність поверхні відбивати радіацію.
Географічне розподілення сумарної радіації
Розподіл річних та місячних кількостей сумарної сонячної радіації за земній кулізонально: ізолінії потоку радіації на картах не збігаються із широтними колами. Відхилення ці пояснюються тим, що на розподіл радіації по земній кулі впливають прозорість атмосфери та хмарність.
Річні кількості сумарної радіації особливо великі у малохмарних субтропічних пустелях. Натомість над приекваторіальними лісовими областямиз їхньою великою хмарністю вони знижені. До вищих широт обох півкуль річні кількостісумарної радіації зменшуються. Але потім вони знову ростуть - мало в Північній півкулі, але дуже значно над малохмарною та сніговою Антарктидою. Над океанами суми радіації нижчі, ніж над суходолом.
Радіаційний баланс земної поверхні за рік позитивний скрізь на Землі, крім крижаних плато Гренландії та Антарктиди. Це означає, що річний приплив поглиненої радіації більший, ніж ефективне випромінювання за той же час. Але це зовсім не означає, що земна поверхня з року в рік стає все тепліше. Надлишок поглиненої радіації над випромінюванням врівноважується передачею тепла від земної поверхні в повітря шляхом теплопровідності та при фазових перетворенняхводи (при випаровуванні із земної поверхні та наступної конденсації в атмосфері).
Для земної поверхні не існує радіаційної рівноваги в отриманні та віддачі радіації, але існує теплова рівновага: приплив тепла до земної поверхні як радіаційними, так і нерадіаційними шляхами дорівнює його віддачі тими самими способами.
Як відомо, радіаційний баланс є різницею між сумарною радіацією та ефективним випромінюванням. Ефективне випромінювання земної поверхні розподіляється по земній кулі рівномірніше, ніж сумарна радіація. Справа в тому, що зі зростанням температури земної поверхні, тобто з переходом до нижчих широт, зростає власне випромінювання земної поверхні; однак одночасно зростає і зустрічне випромінювання атмосфери внаслідок більшого вмісту вологи повітря і вищої його температури. Тому зміни ефективного випромінювання з широтою не надто великі.