Солнечная радиация на Земле

Земля в целом получает за единицу времени энергию, которая равна произведению солнечной постоянной F = 2 кал/см²×мин = 1,4×10⁶ эрг/см²×сек на площадь поперечного сечения Земли πR², т. е. F×πR²= 1,8×10²⁴ эрг/сек, где R = 6,37×10⁸ см - средний радиус Земли. В течение года величина потока солнечной радиации немного меняется из-за изменения расстояния между Землей и Солнцем. В начале января, когда Земля находится в самой близкой к Солнцу точке (перигелии), поток радиации увеличивается на 3,4% а в начале июля, когда Земля наиболее удалена от Солнца (афелий), уменьшается на 3,4%.

Значительная часть поступающей на Землю солнечной радиации отражается обратно в мировое пространство. Доля солнечной радиации, отраженная той или иной поверхностью, называется альбедо.

Альбедо Земли как планеты определить чрезвычайно сложно, так как оно зависит от трудно поддающихся учету количеств облачности, снежного покрова тех или иных поверхностей. Наблюдения показывают, что альбедо различных типов поверхности суши изменяются в сравнительно узких пределах - от 0,10 до 0,30. Лишь поверхности, покрытые снегом, отражают около 0,60, а иногда и 0,90 часть солнечной радиации. Альбедо водной поверхности сильно зависит от высоты Солнца над горизонтом . С уменьшением альбедо водной поверхности растет. Так, при =90° альбедо равно 0,02; при = 50° - 0,04; при =20°-0,12; при =5°-0,35. Альбедо облаков варьирует от 0,50 до 0,80. Чистая атмосфера Земли отражает около 0,10 части солнечной радиации.

Учитывая величины альбедо земной поверхности, атмосферы и облаков, можно вычислить альбедо Земли как планеты. Результаты вычислений дают широкий диапазон значений - 0,34-0,45.

Более объективные величины получаются при использовании другого метода определения альбедо Земли, основанного на фотометрических наблюдениях Луны. Сопоставление величин освещенности яркой (освещенной Солнцем) и темной (освещенной только отраженным от Земли солнечным светом) частей Луны позволяет вычислить альбедо Земли. По этим определениям величины альбедо близки к 0,40. Правда, метод, основанный на фотометрических наблюдениях Луны, дает величину альбедо, относящуюся только к видимой области спектра, где отражательная способность Земли несколько больше, чем в инфракрасной области. Учитывая это, наиболее часто величину альбедо Земли как планеты принимают равной 0,35.

Таким образом, планета Земля поглощает за секунду не F×πR² = 1,8×10²⁴ эрг/сек, а (1 - A)F×πR²≈ 1,2×10²⁴ эрг/сек солнечной радиации, где А = 0,35 - альбедо Земли как планеты. Более одной трети остальной солнечной радиации отражается от Земли и теряется в мировом пространстве.

До какой же температуры способен разогреть поверхность Земли поглощаемый ею поток солнечной радиации? Температура земной поверхности не может расти беспредельно, так как с ростом ее увеличивается тепловое излучение, которое охлаждает Землю. Полный поток теплового излучения, очевидно, равен произведению энергетической светимости Земли (σΤ⁴) на площадь всей земной поверхности (4πR²), т. е. σT⁴4πR². При определенной температуре земной поверхности установится лучистое равновесие, т. е. Земля будет излучать в мировое пространство столько же энергии, сколько получает ее от Солнца. Эту равновесную температуру земной поверхности T находим из равенства

откуда

Формула (20) позволяет легко вычислить температуру Т при любом значении альбедо Земли А. Если принять А = 0,35 и учесть, что F = 1,4×10⁶ эрг/см²×сек и σ= 5,67×10^-5 эрг/см²×сек×град⁴, то получим

Наблюдаемая средняя температура земной поверхности, как известно, равна приблизительно 15°С, т. е. на 36° больше. В чем же дело? Что удерживает тепло у земной поверхности? Для ответа на эти вопросы необходимо ознакомиться хотя бы с основными превращениями, которые претерпевает солнечная радиация на Земле.

Рассеяние и поглощение радиации в атмосфере

Солнечная радиация, проходя через атмосферу, существенно изменяется. Частично она рассеивается на молекулах воздуха и содержащихся в атмосфере в большем или меньшем количестве твердых пылинках и капельках воды, частично поглощается ими.

Под рассеянием понимают отклонение световых лучей от первоначального направления во все стороны. Английский физик Релей установил, что при рассеянии радиации на молекулах воздуха интенсивность рассеянного света обратно пропорциональна четвертой степени длины волны. Так, интенсивность рассеянного света с λ = 3900 Å в 16 раз больше, чем интенсивность света с λ = 7800 Å. Рассеянный свет идет на земную поверхность от всех участков неба. Преобладание в нем коротких длин волн объясняет голубой цвет дневного неба. Солнечная радиация, прошедшая через атмосферу, из-за преимущественного рассеяния коротковолнового излучения становится богаче длинноволновым излучением. Поэтому если рассеянная голубая радиация теряется прежде, чем свет достигнет наблюдателя (что имеет место в утренние и вечерние часы, когда солнечные лучи проходят большую толщу атмосферы), то Солнце кажется красным диском.

При рассеянии радиации па сравнительно крупных пылинках и капельках тумана интенсивность рассеянного света практически не зависит от длины волны. Поскольку падающий солнечный свет является белым, таким же оказывается и рассеянный свет. Поэтому, когда атмосфера сильно запылена, цвет неба становится белесоватым. Этим объясняется также белый цвет тумана и облаков.

При отсутствии облаков атмосфера рассеивает почти 20% всей солнечной радиации. Из них около двух третей рассеянной радиации поступает на поверхность Земли, а остальная часть уходит в мировое пространство. Величина этой уходящей радиации, выраженная в относительных единицах, и определяет альбедо чистой атмосферы.

Поток рассеянной радиации, поступающей на земную поверхность, зависит от многих факторов: от высоты Солнца над горизонтом, запыленности атмосферы, облачного покрова и т. д. Например, с возрастанием высоты Солнца растет и поток рассеянной радиации. Запыленность атмосферы и облачность сильно увеличивают поток рассеянной радиации. Так, при облаках среднего яруса он возрастает более чем в три раза. Заметим, что при сплошной облачности освещенность земной поверхности создается только рассеянным светом, идущим от облаков. Особенно велика роль рассеянной радиации в приходе света и тепла к земной поверхности в высоких широтах.

При очень малых высотах Солнца освещенность горизонтальной площадки рассеянным светом превышает освещенность прямыми солнечными лучами. А непосредственно после захода и перед восходом Солнца освещенность создается только рассеянным светом. По мере погружения Солнца под горизонт поток рассеянного света становится слабее, так как в рассеянии света принимают участие все более и более высокие (а значит, и разреженные) слои атмосферы, освещенные солнечными лучами. При погружении Солнца на 18° под горизонт поток рассеянного света становится меньше потока, испускаемого верхними слоями атмосферы при рекомбинации ионов и электронов и называемого свечением ночного неба. Таким образом, благодаря рассеянию солнечного света день переходит в ночь не резко, а постепенно. Явление постепенного перехода от дневной освещенности к ночному мраку и обратно называется сумерками. Продолжительность сумерек зависит от географической широты и времени года. Например, чем ближе к экватору, тем короче сумерки. На северном полюсе перед весенним и после осеннего равноденствия сумерки длятся несколько недель подряд.

Таким образом, явление рассеяния света оказывает существенное влияние на световой режим у земной поверхности. С одной стороны, оно ухудшает видимость земных и космических предметов и тел. С другой стороны, если бы атмосфера не рассеивала света, то, например, мы бы ничего не видели там, куда не падают прямые или отраженные солнечные лучи, а день начинался и кончался бы сразу с восходом или заходом Солнца.

Поглощение радиации вообще и солнечной радиации в частности тем или иным газом зависит от свойств этого газа и от длины волны радиации. Разные газы поглощают радиацию в разных участках спектра и в разной степени.

Излучение с длинами волн короче 2900 Å полностью поглощается уже в самых верхних слоях атмосферы молекулами азота, кислорода, озона и атомами азота и кислорода. При поглощении излучения происходит либо разогрев воздуха, либо его ионизация. Не удивительно, что температура воздуха и концентрация ионов в верхнем слое атмосферы - термосфере или ионосфере - очень велики. Ниже, в мезосфере и верхней стратосфере, где поглощается относительно более длинноволновое и более интенсивное ультрафиолетовое излучение, энергия идет главным образом на нагревание воздуха. Здесь ведущую роль в поглощении радиации играет озон. Как уже отмечалось выше, максимальная концентрация молекул озона наблюдается в слое от 20 до 35 км. Однако поглощательная способность озона в интервале 2200<λ< 2900 Å настолько велика, что энергия этого солнечного излучения полностью поглощается уже в самой верхней части слоя озона, на высоте около 55 км. Благодаря этому на данной высоте температура воздуха увеличивается до 10° С. Из всего потока солнечной радиации озон поглощает около 4% энергии. Таким образом, он имеет очень важное значение для термического режима мезосферы и верхней стратосферы.

В области оптического окна 2900 Å <λ< 24 000 Å радиация поглощается атмосферой очень слабо. Ослабление солнечной радиации в этой области спектра происходит в основном за счет рассеяния ее в мировое пространство. Остальная часть прямой и рассеянной радиации Солнца после слабого поглощения в атмосфере достигает земной поверхности. Последняя отражает определенное количество солнечной радиации обратно в атмосферу, а оставшуюся часть поглощает. При этом она нагревается. Нагревшаяся Земная поверхность сама интенсивно излучает радиацию в инфракрасной области спектра 4 <λ< 60 мк. Таким образом, солнечная радиация из области оптического окна сравнительно мало влияет на тепловой режим атмосферы, но зато очень сильно - на тепловой режим земной поверхности.

В длинноволновой области спектра 2,4 мк <λ<1 см солнечная и земная радиации почти полностью поглощаются имеющимися в атмосфере молекулами водяного пара, углекислого газа и озона. Лишь в отдельных относительно узких интервалах радиация может пройти через атмосферу. Главную роль в поглощении ее из этого интервала длин волн играет водяной пар. Здесь сказывается тот факт, что в атмосфере масса водяного пара значительно больше масс углекислого газа и озона.

Солнце излучает в непрозрачной из-за водяного пара, углекислого газа и озона области спектра 2,4 мк <λ<10⁴ мк менее 4% энергии. Поэтому поглощение этой длинноволновой солнечной радиации не может существенно влиять на тепловой режим атмосферы. Зато практически вся энергия теплового излучения земной поверхности и атмосферы заключена как раз в непрозрачной инфракрасной области спектра. Поэтому почти вся радиация, излучаемая земной поверхностью, поглощается водяным паром в самых нижних слоях атмосферы, где количество его достаточно велико. Поглощение радиации приводит к нагреванию этих слоев атмосферы, и они сами излучают радиацию во все стороны. Половина ее попадает на земную поверхность, другая - идет вверх. Там она снова поглощается водяным паром и вновь переизлучается. В этом процессе поглощения и переизлучения инфракрасной радиации участвуют последовательно все слои атмосферы. По мере уменьшения количества водяного пара с высотой все большая и большая часть радиации, излучаемая данным слоем атмосферы вверх, уходит безвозвратно в мировое пространство. В стратосфере и выше количество водяного пара так мало, что радиация, идущая вверх от нижележащих слоев, практически не задерживается. Следовательно, уходящая в мировое пространство радиация идет главным образом не от земной поверхности, а от холодных слоев верхней тропосферы и нижней стратосферы. Величина уходящего потока радиации определяется температурой этих слоев атмосферы. Так как температура стратосферы и верхней тропосферы значительно ниже температуры земной поверхности, то поток радиации, уходящей в мировое пространство, в два с лишним раза меньше потока, испускаемого земной поверхностью. Таким образом, нижние слои атмосферы, содержащие водяной пар, играют определяющую роль в сохранении повышенной температуры земной поверхности. Они являются для последней своею рода "одеялом", которое предохраняет земную поверхность от сильного выхолаживания.

Резюмируя все сказанное здесь о поглощении радиации в атмосфере, нельзя не подчеркнуть замечательность того, что атмосфера полностью или почти полностью поглощает относительно слабое излучение Солнца в коротковолновой и длинноволновой областях спектра и практически прозрачна для очень интенсивного излучения из области оптического окна. Это удивительное свойство атмосферы имеет исключительное значение для эволюции органической жизни на Земле, а также для теплового и светового режимов Земли.

Во-первых, кванты коротковолновой радиации Солнца, которые поглощаются уже в самых верхних слоях земной атмосферы, обладают настолько большой энергией, что способны разрушить встречающиеся на их пути органические клетки. Поэтому если бы атмосфера не предохраняла биосферу от этого излучения Солнца, то существование органической жизни на Земле вряд ли было бы возможно.

Во-вторых, благодаря прозрачности атмосферы для радиации из области оптического окна в ясный день до 80% энергии солнечного излучения проникает к земной поверхности, и, частично отразившись, поглощается ею, превращаясь в тепло. В то же время большая часть излучения земной поверхности задерживается атмосферой и возвращается обратно к Земле. Благодаря этому равновесная температура земной поверхности оказывается значительно выше, чем она была бы при отсутствии атмосферы. Эту способность атмосферы часто называют "оранжерейным эффектом", так как атмосфера сохраняет тепло у земной поверхности точно так же, как стеклянная крыша в оранжерее, которая легко пропускает солнечные лучи внутрь, но задерживает излучаемое обратно тепло. Именно благодаря "оранжерейному эффекту" на земной поверхности имеются столь благоприятные для развития органической жизни тепловой и световой режимы.

Из особенностей поглощения радиации в атмосфере следует, что основная роль солнечной радиации заключается в нагревании земной поверхности. Воздух же в атмосфере нагревается в основном не от солнечных лучей, как это кажется на первый взгляд, а от земной поверхности. Существуют три механизма этого нагрева. Во-первых, поглощение излучения земной поверхности, когда воздух нагревается от присутствующего в нем водяного пара, поглощающего земную радиацию. Во-вторых, турбулентный теплообмен воздуха с земной поверхностью, когда холодный воздух нагревается непосредственно от теплой подстилающей поверхности. В-третьих, поток скрытого тепла за счет фазовых превращений воды (конденсации и замерзания)^*. Дело в том, что водяной пар, конденсируясь в атмосфере, выделяет скрытую теплоту, заимствованную от земной поверхности при испарении с нее влаги. В случае замерзания капель воды в атмосфере выделяется еще некоторое количество тепла. Все освободившееся в результате фазовых превращений скрытое тепло идет на нагревание воздуха.

^* (Скрытое тепло конденсации - это количество тепла, которое выделяется при превращении 1 г водяного пара в жидкость. Оно зависит от температуры, уменьшаясь от 597 кал при 0° С до 539 кал при 100° С. При замерзании 1 г воды выделяется еще 80 кал скрытого тепла.)

Уяснение того факта, что основным источником тепла для атмосферы является земная поверхность, есть первый важный шаг в понимании процессов, протекающих в атмосфере.