Альбедо и его зависимость от факторов подстилающей поверхности и др. факторов.

Падая на земную поверхность, суммарная радиация в большей своей части поглощается в верхнем, тонком слое почвы или воды и переходит в тепло, а частично отражается. Величина отражения солнечной радиации земной поверхностью зависит от характера этой поверхности. Отношение количества отраженной радиации к общему количеству радиации, падающей на данную поверхность, называется альбедо поверхности. Это отношение выражается в процентах.
Итак, из общего потока суммарной радиации Isinh+i отражается от земной поверхности часть его (Isinh + i)А, где А — альбедо поверхности. Остальная часть суммарной радиации (Isinh + i) (1- А) поглощается земной поверхностью и идет на нагревание верхних слоев почвы и воды. Эту часть называют поглощенной радиацией. Альбедо поверхности почвы в общем заключается в пределах 10-30%; в случае влажного чернозема оно снижается до 5%, а в случае сухого светлого песка может повышаться до 40%. С возрастанием влажности почвы альбедо снижается. Альбедо растительного покрова — леса, луга, поля — заключается в пределах 10—25%. Для свежевыпавшего снега альбедо 80—90%, для давно лежащего снега — около 50% и ниже. Альбедо гладкой водной поверхности для прямой радиации меняется от нескольких процентов при высоком солнце до 70% при низком солнце; оно зависит также от волнения. Для рассеянной радиации альбедо водных поверхностей 5—10%. В среднем альбедо поверхности мирового океана 5—20%. Альбедо верхней поверхности облаков — от нескольких процентов до 70—80% в зависимости от типа и мощности облачного покрова; в среднем же оно 50-60%. Приведенные числа относятся к отражению солнечной радиации не только видимой, но во всем ее спектре. Кроме того, фотометрическими средствами измеряют альбедо только для видимой радиации, которое, конечно, может несколько отличаться по величине от альбедо для всего потока радиации. Преобладающая часть радиации, отраженной земной поверхностью и верхней поверхностью облаков, уходит за пределы атмосферы в мировое пространство. Также уходит в мировое пространство часть рассеянной радиации, около одной трети ее. Отношение этой уходящей в космос отраженной и рассеянной солнечной радиации к общему количеству солнечной радиации, поступающему в атмосферу, носит название планетарного альбедо Земли или просто альбедо Земли. Планетарное альбедо Земли оценивается в 35-40%; по-видимому, оно ближе к 35%. Основную часть планетарного альбедо Земли составляет отражение солнечной радиации облаками.

13. Явления, связанные с рассеянием солнечной энергии: заря, сумерки и др. 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 становится темнее и переходит в густо-синий, а в стратосфере — в черно-фиолетовый.
Чем больше в воздухе помутняющих примесей более крупных размеров, чем молекулы воздуха, тем больше доля длинноволновых лучей в спектре солнечной радиации и тем белесоватее становится окраска небесного свода. Рассеяние меняет окраску прямого солнечного света. Солнечный диск кажется тем желтее, чем ближе он к горизонту, т. е. чем длиннее путь лучей через атмосферу и чем больше рассеяние.
Рассеяние солнечной радиации в атмосфере обусловливает рассеянный свет в дневное время. В отсутствии атмосферы на Земле было бы светло только там, куда попадали бы прямые солнечные лучи или солнечные лучи, отраженные земной поверхностью и предметами на ней.
После захода солнца вечером темнота наступает не сразу. Небо, особенно в той части горизонта, где зашло солнце, остается светлым и посылает к земной поверхности рассеянную радиацию с постепенно убывающей интенсивностью - сумерки. Причиной его является освещение солнцем, находящимся под горизонтом, высоких слоев атмосферы.
Так называемые астрономические сумерки продолжаются вечером до тех пор, пока солнце не зайдет под горизонт на 18°; к этому моменту становится настолько темно, что различимы самые слабые звезды. Утренние сумерки начинаются с момента, когда солнце имеет такое же положение под горизонтом. Первая, часть вечерних или последняя часть утренних астрономических сумерек, когда солнце находится под горизонтом не ниже 8°, носит название гражданских сумерек.
Продолжительность астрономических сумерек меняется в зависимости от широты и от времени года. В средних широтах она от полутора до двух часов, в тропиках меньше, на экваторе немногим дольше одного часа.
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 называют белыми ночами.
Сумерки сопровождаются красивыми, иногда очень эффектными изменениями окраски небесного свода в стороне солнца. Эти изменения начинаются еще до захода или продолжаются после восхода солнца. Они имеют довольно закономерный характер и носят название зари. Характерные цвета зари — пурпурный и желтый; но интенсивность и разнообразие цветовых оттенков зари меняются в широких пределах в зависимости от содержания аэрозольных примесей в воздухе. Разнообразны и тона освещения облаков в сумерках.
В части небосвода, противоположной солнцу, наблюдаются явления противозари, также со сменой цветовых тонов, с преобладанием пурпурных и пурпурно-фиолетовых. После захода солнца в этой части небосвода появляется тень Земли: все более растущий в высоту и в стороны серовато-голубой сегмент.
Явления зари объясняются рассеянием света мельчайшими частицами атмосферных аэрозолей и дифракцией света на более крупных частицах.

14. Радиационный баланс земной поверхности. Радиационный баланс — важнейшая составляющая теплового баланса. Уравнение теплового баланса поверхности показывает, как преобразуется на земной поверхности поступающая энергия солнечной радиации:

R=LE+P+A,

где R — радиационный баланс; LE — затраты тепла на испарение (L — скрытая теплота парообразования, Е — испарение);

Р — турбулентный теплообмен между поверхностью и атмосферой;

А — теплообмен между поверхностью и нижележащими слоями, почвогрунта или воды.

Радиационный баланс поверхности считается положительным, если радиация, поглощенная поверхностью, превышает потери тепла, и отрицательным, если она не восполняет их. Все остальные члены теплового баланса считаются положительными, если за их счёт происходит по­теря тепла поверхностью (если они соответствуют расходу тепла). Так как. все члены уравне­ния могут изменяться, тепловой баланс все время нарушается и снова восстанавливается. Рассмотренное выше уравнение теплового баланса поверхности приближенное, так как в нем не учтены некоторые второстепенные, но в конкретных условиях приобретающие важное значение факторы, например выделение тепла при замерзании, его расход на таяние и др

15. Географическое распределение радиационного баланса и суммарной ра­диации. Как известно, радиационный баланс является разностью между суммарной радиацией и эффективным излучением. Поэтому вначале мы кратко рассмотрим географическое распределение суммарной радиации эффективного излучения. Распределение годовых и месячных количеств (сумм) суммарной (прямой плюс рассеянной) солнечной радиации по земному шару не вполне зонально: изолинии (т.е. линии равных значений) потока радиации на картах не совпадают с широтными кругами. Отклонения эти объясняются тем, что на распределение радиации по земному шару влияют прозрачность атмосферы и облачность. Годовые количества суммарной радиации составляют в тропических и субтропических широтах свыше 59 ·10² МДж/м². Они особенно велики в малооблачных субтропических пустынях, а в Северной Африке достигают 84 ·10² – 92 ·10² МДж/м². Зато над приэкваториальными лесными областями с их большой облачностью (над бассейнами рек Амазонки и Конго (Заир), над Индонезией) они снижены до 42 ·10² – 50 ·10² МДж/м². К более высоким широтам обоих полушарий годовые количества суммарной радиации убывают, достигая под 60° широты 25 ·10² – 33 ·10²². Но затем они снова растут – мало в Северном полушарии, но весьма значительно над малооблачной и снежной Антарктидой, где в глубине материка они достигают 50 ·10² – 54 ·10² МДж/м², т.е. значений, близких к тропическим и превышающих экваториальные (Хромов, Петросянц, 2004). Над океанами суммы радиации ниже, чем над сушей. МДж/м На территории России и сопредельных стран годовые количества суммарной радиации меняются от 25 ·10² МДж/м² на Северной Земле до 67 ·10² МДж/м² на юге Туранской низменности и на Памире. Под одной и той же широтой они больше на азиатской части, чем в европейской (вследствие меньшей облачности), и особенно велики в малооблачной Средней Азии. На Дальнем Востоке, где летом большая облачность, они уменьшаются. Не вся суммарная радиация поглощается земной поверхностью. Какая-то часть ее отражается. В результате отражения теряется от 5 до 20% суммарной радиации. В пустынях и особенно в областях со снежным и ледяным покровом потеря радиации путем отражения больше. Эффективное излучение земной поверхности распределяется по земному шару более равномерно, чем суммарная радиация. С ростом температуры земной поверхности, т.е. с переходом к более низким широтам, растет собственное излучение земной поверхности; однако одновременно растет и встречное излучение атмосферы вследствие большего влагосодержания воздуха и более высокой его температуры. Поэтому изменения эффективного излучения с широтой не слишком велики. Вблизи экватора при большой влажности и облачности как на суше, так и на море эффективное излучение около 13·10² МДж/м² в год. В направлении к высоким широтам над океанами оно растет и под 60-й параллелью достигает примерно 17 ·10² – 21 ·10³МДж/м² в год. На суше эффективное излучение больше, особенно в сухих, малооблачных и жарких тропических пустынях, где достигает 33 ·10² МДж/м² в год.Радиационный баланс земной поверхности за год положительный повсюду на Земле, кроме ледяных плато Гренландии и Антарктиды. Это означает, что годовой приток поглощенной радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не значит, что земная поверхность год от года становится все теплее. Избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фазовых преобразованиях воды (при испарении с земной поверхности и последующей конденсации в атмосфере).Следовательно, для земной поверхности не существует радиационного равновесия в получении и отдаче радиации, но существует тепловое равновесие: приток тепла к земной поверхности как радиационными, так и нерадиационными путями равен его отдаче теми же способами. Около 60-й параллели в обоих полушариях годовой радиационный баланс на суше составляет от 8 ·10² до 13 ·10² МДж/м². К более высоким широтам он уменьшается и на материке Антарктиды становится отрицательным: от 2·10² до 4 ·10² МДж/м². К низким широтам он возрастает: между
40° с.ш. и 40° ю.ш. годовой баланс более 25 ·10² МДж/м², а между 20° с.ш. и 20° ю.ш. – более
42· 10² МДж/м². На океанах радиационный баланс больше, чем на суше в тех же широтах.
Это объясняется тем, что радиация в океанах поглощается большим слоем, чем на суше, а эффек-тивное излучение не такое большое вследствие более низкой температуры морской поверхности, чем поверхности суши. Существенные отклонения от зонального распределения имеются в пустынях, где баланс ниже (в Сахаре, например до 25 · 10² МДж/м²) вследствие большого эффективного излучения в сухом и малооблачном воздухе. Баланс понижен также, но в меньшей мере, в районах с муссонным климатом, где в теплое время года облачность увеличивается, а поглощенная радиация уменьшается по сравнению с другими районами под той же широтой. В России годовой радиационный баланс на суше в северных широтах порядка 4 ·10² МДж/м², а на юге – до 21· 10² МДж/м²