Адбітая і паглынутая сонечная радыяцыя

Сумарная радыяцыя, якая паступае на зямную паверхню, часткова паглынаецца і пераходзіць у цяпло, а часткова адбіваецца. Суадносіны паміж паглынутай і адбітай радыяцыяй залежаць ад фізічных уласцівасцей падсцілаючай паверхні: колеру, шурпатасці і ўвільготненасці. Тая частка сумарнай радыяцыі, якая паглынаецца зямной паверхняй, называецца паглынутай радыяцыяй. Другая частка, якая адбіваецца ад паверхні, называецца адбітай радыяцыяй R_к.

 

Альбеда Зямлі

Для характарыстыкі адбівальнай здольнасці падсцілаючай паверхні карыстаюцца паняццем альбеда А. Яно паказвае адносіны колькасці адбітай радыяцыі R_k да агульнай колькасці сумарнай радыяцыі Q, якая падае на дадзеную паверхню. Гэтыя адносіны выражаюцца ў працэнтах ці ў частках адзінкі:

(4.9)

Калі (S sin h_o+D) – агульны паток сумарнай радыяцыі, а А – альбеда паверхні, то (S sin h_o+D)А – адбітая радыяцыя, а (S sin h_o+D)(1-А) – паглынутая зямной паверхняй радыяцыя. Паглынутая радыяцыя пераўтвараецца ў цяпло, якое расходуецца нерадыяцыйным шляхам на выпарэнне, награванне паветра, глебы і вады, а таксама на фотасінтэз. Адбітая радыяцыя, якая паступіла ў атмасферу, дадаткова рассейваецца, павялічваючы інтэгральную рассеяную радыяцыю.

Шурпатыя глебы цёмнага колеру адбіваюць менш, чым светлыя і гладкія. Вільготныя глебы адбіваюць менш, чым сухія, таму што яны маюць больш цёмны колер. Найбольшай адбівальнай здольнасцю валодае снег (А>90%). Асушаныя і ўзараныя тарфянікі маюць альбеда каля 8 %. Альбеда расліннага покрыва змяняецца ад 10 да 25 %, а светлых пясчаных глебаў ад 25 да 45 % (табл. 4.3)

Табліца 4.3

Інтэгральнае альбеда (%) розных тыпаў падсцілаючай паверхні

Паверхня	А	Паверхня	А
Свежы снег Вільготны снег Забруджаны снег Гліністыя глебы Пясчаныя глебы Асушаны тарфянік		Збожжавыя культуры Бульба Хваёвы лес Лісцёвы лес Пустыня Стэп

 

Велічыня альбеда залежыць таксама ад вышыні Сонца. На адной і той жа паверхні найбольшыя значэнні альбеда адзначаюцца раніцай і ўвечары, а ў поўдзень альбеда памяншаецца.

Аднак розныя даўжыні хваляў сонечнага спектра ад адной і той жа паверхні адбіваюцца па-рознаму, г. зн., што кожная хваля мае сваю адбівальную здольнасць – сваё альбеда. У табл. 4.4, паводле дадзеных Б.А. Семенчанка (2002), прыведзена спектральнае альбеда розных тыпаў падсцілаючай паверхні. Можна засведчыць, што з павялічэннем даўжыні хвалі ў сонечным спектры альбеда паверхні ўзрастае.

Табліца 4.4

Спектральнае альбеда (%) розных тыпаў падсцілаючай паверхні

Паверхня	λ, мкм
0,4	0,5	0,6	0,7	0,8	0,9	1,0
Чарназём Пясок белы Зялёная трава Снег свежы Снег мокры Воблакі	-						-

Вызначаюць планетарнае альбеда зямлі, якое складае 30 %. Пад ім разумеюць адносіны адбітай і рассеянай сонечнай радыяцыі, якая накіроўваецца ў космас, да агульнай колькасці радыяцыі (сонечнай пастаяннай), што паступае ў атмасферу.

 

4.12. Доўгахвалевая радыяцыя зямной паверхні і атмасферы

4.12.1. Выпраменьванне зямной паверхні. Зямная паверхня як усякае цела, нагрэтае да тэмпературы вышэй абсалютнага нуля, выпраменьвае доўгахвалевую электрамагнітную радыяцыю. Гэту зямную радыяцыю называюць уласным выпраменьваннем зямной паверхні. Адпаведна закону Стэфана-Больцмана, выпраменьванне абсалютна чорнага цела прапарцыянальна абсалютнай тэмпературы ў чацвёртай ступені Т:

Е_а.ч.ц.= σТ⁴ (4.9)

дзе пастаянная σ =5,7·10^-8Вт/(м² К⁴).

Аднак Зямля не з’яўляецца абсалютна чорным целам. Пагэтаму выпраменьванне Зямлі крыху менш выпраменьвання абсалютна чорнага цела пры той жа тэмпературы. Адносны каэфіцыент выпраменьвання δ для розных тыпаў падсцілаючай паверхні хістаецца ад 0,85 да 0,99.

Найбольшай выпраменьвальнай здольнасцю валодае снег (δ=0,986). У сярэднім для Зямлі δ =0,95. З улікам δ выпраменьванне Зямлі E_s вызначаецца пры дапамозе формулы:

E_s=δσТ⁴ (4.9)

Пры сярэдняй тэмпературы зямной паверхні 288К інтэнсіўнасць зямнога выпраменьвання складае 373 Вт/м².

Абсалютныя тэмпературы на Зямным шары змяняюцца ад 190 да 350К. Адпаведна гэтым тэмпературам уласнае выпраменьванне Зямлі адносіцца да доўгахвалевага інфрачырвонага выпраменьвання з даўжынямі хваляў 4 – 120 мкм. 99 % цеплавой энергіі гэтага спектра прыходзіцца на інтэрвал даўжынь хваляў ад 4 да 40 мкм, а максімум энергіі – на 10 – 15 мкм.

На аснове тэмпературных кантрастаў падсцілаючай паверхні развіваецца дыстанцыйнае зандзіраванне Зямлі пры дапамозе штучных спадарожнікаў. Розная ступень нагрэтасці паверхні і энергетычная яркасць у інфрачырвоным дыяпазоне дазваляе выяўляць розныя элементы ландшафта, складаць разнастайныя тэматычныя карты (глебы, расліннасці, рэльефу, увільготненасці і г.д.).

4.12.2. Сустрэчнае выпраменьванне атмасферы. Атмасфера, паглынуўшы частку сонечнай радыяцыі (23 %) і ўласнае выпраменьванне зямной паверхні, атрымаўшы цяпло шляхам турбулентнай цеплаправоднасці і пры кандэнсацыі вадзяной пары, награецца вышэй абсалютнага нуля. У гэтым выпадку атмасфера сама выпраменьвае нябачную інфрачырвоную доўгахвалевую радыяцыю. Гэту радыяцыю называюць сустрэчным выпраменьваннем атмасферы Е_а, інакш супрацьвыпраменьваннем.

70 % атмасфернай радыяцыі вяртаецца да зямной паверхні, а 30 % уходзіць у сусветную прастору. Зямная паверхня амаль поўнасцю паглынае сустрэчнае выпраменьванне атмасферы.

Асноўным паглынальнікам зямнога выпраменьвання ў атмасферы з’яўляюцца вадзяная пара, дыаксід вугляроду, азон і іншыя газы. Аднак інтэнсіўнасць сустрэчнага выпраменьвання перш за ўсё карэлюе з утрыманнем у атмасферы вадзяной пары. Так, над экватарам, дзе атмасфернае вільгацеўтрыманне максімальнае на Зямлі, сустрэчнае выпраменьванне складае 0,35 – 0,42 кВт/м², а ў палярных шыротах яно памяншаецца да 0,21 кВт/м².

Паводле дадзеных А.Х. Хргіана (1978), каля 20 % патока сустрэчнага выпраменьвання атмасферы фарміруецца ў ніжнім слоі атмасферы, магутнасцю 1 м, а 35 % - у слоі магутнасцю 6 м. Гэтыя дадзеныя сведчаць, што асноўнымі фактарамі, якія вызначаюць паток сустрэчнага выпраменьвання, з’яўляюцца тэмпература і ўтрыманне вадзяной пары.

Патрэбна зазначыць, што сустрэчнае выпраменьванне атмасферы дапаўняе паглынутую сонечную радыяцыю і з’яўляецца крыніцай энергіі для зямной паверхні.

4.12.3. Эфектыўнае выпраменьванне. Сустрэчнае выпраменьванне часцей за ўсё некалькі менш, чым зямное. Гэта тлумачыцца тым, што тэмпература атмасферы ніжэй, чым тэмпература зямной паверхні. Рознасць паміж уласным выпраменьваннем зямной паверхні і сустрэчным выпраменьваннем атмасферы называецца эфектыўным выпраменьваннем Е_е:

Е_е= E_s – Е_а (4.10)

Эфектыўнае выпраменьванне існуе цэлыя суткі. Днём яно кампенсуецца паглынутай радыяцыяй, таму зямная паверхня днём цяплей, чым уначы.

Эфектыўнае выпраменьванне зямной паверхні залежыць ад яе тэмпературы, а таксама ад тэмпературы і вільготнасці паветра. З павялічэннем тэмпературы падсцілаючай паверхні эфектыўнае выпраменьванне павялічваецца, а пры павялічэнні тэмпературы і вільготнасці паветра – памяншаецца.

Звычыйна эфектыўнае выпраменьванне дадатнае. Зрэдку бываюць выпадкі, што пры магутных тэмпературных інверсіях і пры тэмпературы воблакаў вышэй, чым тэмпература падсцілаючай паверхні, эфектыўнае выпраменьванне становіцца адмоўным. Гэта значыць, што зямная паверхня награецца доўгахвалевай радыяцыяй атмасферы.

Паводле Б.А. Сяменчанка (2002), у сярэднім у безхмарнае надвор’е эфектыўнае выпраменьванне змяняецца ў межах 70 – 140 Вт/м². Максімальныя значэнні эфектыўнага выпраменьвання назіраюцца над сушай днём і дасягаюць 280 – 300 Вт/м². Над акіянамі ў трапічных шыротах эфектыўнае выпраменьванне складае каля 80 Вт/м², хістаючыся ад 56 да 115 Вт/м².