3.8. Засвоєння сонячної радіації земною поверхнею

Надходячи до земної поверхні сумарна сонячна радіація засвоюється у тонкому поверхневому шарі ґрунту чи води і перетворюється на тепло, а частина її відбивається. Величина відбитої радіації залежить від особливостей земної поверхні. Відношення кількості відбитої радіації до сумарної радіації називається альбедо. Альбедо виражають в частках одиниці або у відсотках і характеризує відбивну здатність різних ділянок земної поверхні.

А = R / Q · 100 %,

де R - кількість відбитої сонячної радіації.

Альбедо різних ділянок земної поверхні залежить від їх виду, кольору і вологості, стану рослинного покриву тощо (табл. 3.6.) . Альбедо водної поверхні дуже залежить від висоти Сонця. Так, коли Сонце в зеніті, альбедо дорівнює 2 %, коли його висота 45⁰ – 5 %, за висоти 5⁰ – 35 %. Тому середні значення альбедо Світового океану змінюється від 6 % в екваторіальних широтах до 15 – 20 % у високих.

Знаючи альбедо земної поверхні та сумарну радіацію, можна визначити кількість сонячної радіації, що засвоюється даною поверхнею. Засвоєну радіацію ще називають балансом короткохвильової радіації В_к

В_к = (І sin h + ì) – R = Q – R

Оскільки А = R / Q, то R = А · Q. Звідси

В_к = Q - АQ = Q (1 – А)

Тут А виражається в частках одиниці. Засвоєна (увібрана) радіація нагріває верхні шари ґрунту і води.

Таблиця 3.6. Середні значення альбедо для деяких видів природних поверхонь.

Поверхня	Альбедо, %	Поверхня	Альбедо, %
Чорнозем сухий	12-14	Молочна стиглість – повна стиглість	22-30
Чорнозем вологий	6-10	Ліс: хвойний листяний без листя листяний з листям мішаний із сніговим покривом	10-14
Сірі лісові грунти сухі	25-30
Сірі лісові грунти мокрі	10-12		12-14
			16-19
Пісок річковий сухий	35-43		40-45
Пісок вологий	20-24	Сніговий покрив: свіжий старий який тане	80-95
Глиниста пустеля	29-31
Цілинний степ	16-18		60-70
Сухий степ	20-30		40-45
Поля картоплі, луки	15-25	Морська крига	30-40
Поля пшениці та інші злаки у фазі: кущіння вихід у трубку вихід у трубку - молочна стиглість		Мілкі водойми	6-12
		Поверхня хмар	50-60
	14-18
	18-22
	20-25

3.9. Випромінювання земної поверхні та атмосфери

Земна поверхня нагрівається сонячною радіацією, і як усі тіла, що мають температуру вище абсолютного нуля, випромінює радіацію. Усі природні поверхні та штучні споруди, які засвоюють і випромінюють радіацію, називають діяльною поверхнею. Земну радіацію ще називають власним випромінюванням земної поверхні Е₃. Згідно закону Стефана-Больцмана випромінювання прямо пропорційне абсолютній температурі в четвертій степені. Оскільки середня температура земної поверхні становить 15⁰ С (288⁰ К), то середнє власне випромінювання Землі Е₃ = 0,42 кВт/м². Цей потік спостерігається і вдень і вночі. Вдень температура вища, то її власне випромінювання більше.

Температура земної поверхні змінюється в межах 190-350 ⁰ К. При таких температурах уся випромінювана радіація в межах довжини хвиль 4-120 мкм, а її максимум спостерігається при довжині хвиль 10-15 мкм. Отже, власне випромінювання Землі інфрачервоне і наше око його не сприймає (мал. 3.1.)

Випромінювання атмосфери значно складніше, ніж випромінювання земної поверхні. За законом Кірхгофа енергію випромінюють лише ті гази, які її засвоюють. Це в основному водяна пара, вуглекислий газ, озон, метан тощо. Випромінювання і засвоєння радіації кожним із них має вибірковий (селективний) характер. Найширші і найінтенсивніші смуги засвоєння в інфрачервоному спектрі має водяна пара крім довжини хвиль у межах 8,5 – 12 мкм. Це так зване вікно прозорості атмосфери. Озон має кілька смуг вбирання радіації. В інфрачервоному спектрі найбільше значення має смуга 9,65 мкм, оскільки вона розташована у ділянці вікна прозорості. Інші смуги засвоєння радіації озоном перекриваються смугами засвоєння водяної пари та вуглекислого газу. Завдяки цьому більша частина випромінювання земної поверхні засвоюється атмосферою і в той же час сонячну радіацію атмосфера в основному пропускає. Найбільше засвоюють і випромінюють довгохвильову радіацію хмари.

Засвоївши майже всю земну радіацію та частину сонячної радіації, атмосфера сама випромінює довгохвильову радіацію тієї ж довжини хвиль. Близько третини цього випромінювання спрямовано вгору, у світовий простір, а решта до земної поверхні і називається зустрічним випромінюванням атмосфери Е_а. Це випромінювання земна поверхня засвоює майже повністю.

Найбільше зустрічне випромінювання атмосфери спостерігається поблизу екватора і становить 0,35-0,42 кВт/м². Тут атмосфера дуже тепла і має найбільший вміст водяної пари. У помірних широтах вона зменшується в середньому до 0,21-0,28 кВт/м², а в полярних широтах до 0,21 кВт/м². В горах зустрічне випромінювання атмосфери в межах 0,07-0,14 кВт/м². Тут значно менший вміст водяної пари в атмосфері.

Отже, земна поверхня втрачає тепло шляхом власного випромінювання і в той же час одержує тепло від зустрічного випромінювання атмосфери. У природі на діяльній поверхні взаємодіють два потоки довгохвильової радіації: власне випромінювання земної поверхні і зустрічне випромінювання атмосфери. Різниця між власним випромінюванням Землі й зустрічним випромінюванням атмосфери називається ефективним випромінюванням (Е_еф)

Е_еф = Е₃ – Е_а

Ефективне випромінювання – це фактична втрата тепла земною поверхнею шляхом випромінювання. Ефективне випромінювання земної поверхні ще називають балансом довгохвильової радіації (В_д).

Величина ефективного випромінювання визначається температурою і станом діяльної поверхні, температурою і вологістю повітря. Зі зростанням температури діяльної поверхні ефективне випромінювання збільшується, а зі зростанням температури і збільшенням вмісту водяної пари в атмосфері – зменшується. Дуже впливає на величину ефективного випромінювання хмарність. Чим більша хмарність, тим менше ефективне випромінювання. Зустрічне випромінювання атмосфери завжди менше власного випромінювання Землі. Тому земна поверхня завжди втрачає довгохвильову радіацію.

Ефективне випромінювання земної поверхні значно впливає на тепловий режим земної поверхні й атмосфери, відіграє визначальну роль в утворенні радіаційних приморозків, роси, інею, туманів та паморозі. Воно існує протягом усієї доби, причому вдень воно більше, ніж уночі, тому що температура земної поверхні вдень вища. Але вдень втрата тепла перекривається засвоєною сонячною радіацією. Тому земна поверхня і нижні шари атмосфери вдень нагріваються, а вночі охолоджуються.

У помірних широтах ясної днини на рівнині ефективне випромінювання близько 0,10 кВт/м², у горах 0,14 кВт/м². При збільшенні хмарності воно зменшується і тому хмарної ночі завжди тепліше.

Найбільші річні суми ефективного випромінювання спостерігаються в тропічних пустелях – 3400-3800 МДж/м². Над океанами у цих же широтах, де температура підстильної поверхні нижча і значно більший вміст водяної пари у повітрі і більша хмарність, ефективне випромінювання зменшується удвічі. Найменші втрати довгохвильової радіації спостерігаються в Арктиці та Антарктиді і становлять близько 800 МДж/м².

Отже, водяна пара, вуглекислий газ, озон, метан та деякі інші газові складові атмосфери засвоюють основну частку випромінювання землі і випромінюють довгохвильову радіацію до земної поверхні. У той же час атмосфера мало зменшує надходження сонячної радіації до земної поверхні. Цей вплив атмосфери на тепловий режим земної поверхні називається парниковим (оранжерейним) ефектом. Якби Земля не мала атмосфери, то середня температура земної поверхні була б не 15⁰ С, а близько – 23⁰ С.