Радиационное излучение Земли, парниковый эффект

Солнечная радиация поступает на Землю в виде электромагнитных воли. Земля получает в среднем около двух калорий в минуту на один квадратный сантиметр поверхности.

Радиационным балансом Земли называется алгебраическая сумма потоков радиации, входящих в земную атмосферу из мирового пространства и уходящих из нее обратно в Космос. Уравнение радиационного баланса (Rs) имеет вид: Rs = /0 — /0о — Е, где /0 — приток солнечной радиации на границу атмосферы; I<*, уходящая коротковолновая радиация, отраженная и рассеянная вверх; Е0о — уходящая длинноволновая радиация земной поверхности и атмосферы.

Для Земли в целом величина радиационного баланса близка к нулю, в том числе и за многолетний период. При этом, если принимать /0 за 100 единиц, то приближенно получают для /<*> — 35 единиц и для Еоо — 65 единиц.

Климатические особенности различных регионов во многом определяются потоками солнечной радиации. Поток солнечной радиации па горизонтальную поверхность называется инсоляцией. Величина инсоляции Г вычисляется по формуле: Г = / • sin h, где / — поток солнечной радиации через поверхность, перпендикулярную к лучам, при высоте солнца И.

В силу зависимости инсоляции от высоты солнца ее величина меняется в суточном и годовом ходе, а также с широтой места.

Рассмотрим широтное изменение инсоляции и одновременно оценим эффект наклона оси вращения Земли к плоскости орбиты.

Как известно, наклон земной оси создает сезоны года. Он также в определенной мере уменьшает вариации среднего годового количества тепла, связанные с изменениями широты. Оценим широтное распределение инсоляции на верхней границе атмосферы без учета и с учетом эффекта наклона земной оси.

При гипотетическом распределении инсоляции в условиях отсутствия наклона земной оси атмосфера могла бы получать 0,0105 кал/(см2 • с) на экваторе и ноль у полюсов. Истинная величина инсоляции колеблется соответственно от 0,0101 до 0,0042 кал/(см2 • с). Таким образом, результатом наклона земной оси к плоскости орбиты является большее количество энергии, получаемой в среднем за год полярными районами.

До сих пор мы обсуждали только радиацию, приходящую к верхней границе атмосферы. Эта энергия переходит в атмосферу, океан и в конечном счете обусловливает климатические закономерности. Для их анализа далее рассмотрим широтное изменение составляющих радиационного баланса на поверхности Земли.

Изменение с широтой средних годовых значений приходящей солнечной радиации и уходящей длинноволновой радиации происходит на Земле при значительно превосходящих площадях суши, расположенных вблизи экватора, чем вблизи полюсов. Если бы не было переноса тепла через широтные круги, каждый широтный пояс находился бы в тепловом равновесии. Фактически наблюдается избыток приходящей радиации вблизи экватора и ее дефицит в высоких широтах. Только на 38° с.ш. величина приходящей солнечной радиации равна величине уходящей длинноволновой радиации. Следовательно, для сохранения энергетического баланса Земли должен осуществляться перенос тепла из низких широт в высокие.

Более 2/3 тепла переносится к полюсам атмосферой, а остальная часть — океаническими течениями. В северном полушарии перенос тепла по направлению к полюсу достигает максимума около широты 40°. Направленные к экватору потоки от полярных шапок несут холодные массы воздуха и воды. При этом перенос энергии через экватор в среднем за год очень мал, а у полюсов становится равным нулю.

Для оценки поглощенной радиации требуется из средней за год приходящей радиации вычесть отраженную радиацию. С этой целью исследуется характеристика отражательной способности поверхности воды, почвы, снега, растительности, облаков и т.д. (по отношению к солнечной радиации прямой и рассеянной). Указанная характеристика носит название альбедо естественной поверхности. Среднее для Земного шара альбедо поверхности составляет 35%, но отражение меняется от 60% в Арктике, являющейся районом с высоким альбедо, до 10% и менее — в тропических районах.

Поглощенное сушей тепло в основном излучается вверх, в атмосферу. Часть тепла материков переносится океаническими течениями. Но самый большой вертикальный перенос наблюдается около широты 20° и осуществляется главным образом за счет испарения водяных паров с поверхности океана. В районах тропиков в течение года с океана испаряется около 140 см воды. Так, поступающая солнечная радиация взаимодействует с атмосферой, океаном и сушей. В результате этого взаимодействия происходит перераспределение энергии между низкими и высокими широтами. Данный процесс лежит в основе формирования климата нашей планеты.

Рассмотрим подробнее тепловую радиацию. Из курса физики известно: если достаточно долго нагревать какое-то тело, то оно сначала станет темно-красным, потом желтым, а в конце — белым. Это явление называется электромагнитным излучением. Электромагнитные волны распространяются со скоростью света.

Видимый нами свет является одной из форм тепловой радиации. Можно чувствовать излучение тепла от предмета за какой-то момент времени до того, как он испустит видимый свет. Для понимания физико-географических особенностей тепловой радиации важны два закона: Стефана-Больцмана, который характеризует энергию излучения, и Вина, имеющий отношение к цвету излучения.

Согласно закону Стефана-Больцмана, излученная единицей площади в единицу времени энергия W прямо пропорциональна четвертой степени абсолютной температуры Т (температура Т отсчитывается от абсолютного нуля t = -273,15°С по шкале Кельвина): W = о Г4, где а — постоянная Стефана-Больцмана, равная 1,36 • 10-12 кал / (см-2 • с1 • град-4). Поэтому, чем выше температура тела, тем больше оно излучает.

Закон Вина гласит, что длина волны максимальной интенсивности А.тах обратно пропорциональна абсолютной температуре Т

излучающего тела:

Накаленное тело при излучении меняет цвет в строго определенном порядке. Цвет излучения определяется длиной световой волны X. Из распределения интенсивности излучения следует, что самое малое количество света излучается в самой коротковолновой и самой длинноволновой частях спектра волн.

Поскольку абсолютная температура Тповерхности Солнца приблизительно равна 6000 К, то максимум интенсивности солнечного света приходится на длину волны:

Видимый свет изменяется от фиолетового, длина волны которого 0,4 мкм, до красного с длиной волны 0,7 мкм. Солнечные лучи находятся в середине видимой части спектра. Невидимое коротковолновое излучение, волны которого менее 0,4 мкм, называется ультрафиолетовым, а длинноволновое излучение, волны которого превышают 0,7 мкм, называется инфракрасным.

В среднем абсолютная температура поверхности Земли равняется 300 К. Главным образом, она излучает волны длиной около 10 мкм, т.е. в инфракрасной части спектра. Перенос тепла от земной поверхности в атмосферу происходит тремя путями. Часть энергии переносится тепловым излучением — эффективным излучением земной поверхности — разностью собственного излучения земной поверхности и встречного излучения атмосферы. Часть переноса осуществляется нагреванием воздуха, который входит в контакт с подстилающей поверхностью. Однако наибольшая часть переноса осуществляется процессами испарения воды. Водяные пары, поднимаясь в атмосферу, конденсируются в различные виды облаков и выпадающие осадки (дождь или снег) с выделением тепла.

Если бы наша атмосфера состояла только из основных газов: азота, кислорода и аргона, то она была бы прозрачной (проницаемой) для инфракрасной радиации, которая от поверхности Земли могла бы беспрепятственно пройти через атмосферу и уйти в Космос. Но воздух, кроме трех основных газов, содержит небольшое количество углекислого газа С02 и водяных паров. Углекислый газ и водяные пары в атмосфере сильно адсорбируют (поглощают) инфракрасную радиацию. Кроме того, при конденсации водяных паров образуются облака, которые отражают и рассеивают поступающий солнечный свет.

В поглощении радиации в атмосфере участвует также озон. Его роль состоит в уменьшении воздействия ультрафиолетовых лучей. Основная масса озона сосредоточена на высоте 20—25 км от поверхности земли. При взаимодействии кислорода с коротковолновым излучением Солнца молекула кислорода 02 поглощает ультрафиолетовый свет и распадается на два атома кислорода: 02 + ультрафиолетовые лучи —> О + О.

Образованный под воздействием солнечных лучей атомарный кислород (О) очень активен. Он присоединяет молекулу кислорода, образуя молекулу озона (03): О + 02 = 03

В результате в атмосфере образуется слой озона, который адсорбирует «жесткую» радиацию Солнца. Именно реакциями образования и диссоциации молекул озона при поглощении ультрафиолетовой радиации объясняются высокие температуры в верхней части стратосферы на высотах около 50 км.

Поглощение радиации в атмосфере происходит не по всему спектру волн, а сосредоточено в серии его полос. Суммируя поглощение, обусловленное углекислым газом, водяными парами, озоном, а также метаном, оксидами азота и некоторыми другими газами (около 30) получаем общую картину прозрачности земной атмосферы.

Мы видим, что атмосфера прозрачна в диапазоне от 0,3 до 0,7 мкм. В инфракрасном спектре остается несколько зон для волн (с длинами менее 13 мкм), так называемых инфракрасных окон, в которых атмосфера также прозрачна. Перечисленные радиационные процессы в атмосфере иллюстрируются на рис. 3.15.

Поглощение радиации атмосферой в зависимости от длины волны

Рис. 3.15. Поглощение радиации атмосферой в зависимости от длины волны

В то время как атмосфера является прозрачной для большей части приходящей солнечной радиации, она почти непрозрачна для теплового радиационного излучения земной поверхности. Поглощенная радиация и конденсация водяных паров приводят к нагреванию атмосферы.

В отсутствии перечисленных процессов в атмосфере эффективная радиационная температура Земли была бы -23°С, в действительности же средняя температура ее поверхности — около +15°С. Указанное явление получило название парникового эффекта. Оно заключается в том, что атмосфера достаточно хорошо пропускает сквозь себя большую часть солнечной радиации, но длинноволновое излучение земной поверхности сильно поглощается атмосферой. Нагретая таким образом атмосфера посылает к земной поверхности встречное излучение, в значительной мере компенсирующее радиационную потерю тепла планеты.

Основным «парниковым» газом является диоксид углерода - С02. Его вклад в задержку оттока тепла от земной поверхности составляет около 60%. Ряд исследователей считают, что причиной наблюдаемого в наши дни нагревания атмосферы являются антропогенные источники, в частности, чрезмерное поступление углекислого газа, связанное со сжиганием угля, нефти, мазута, метана на предприятиях теплоэнергетики, а также выделяемый ими водяной пар.

Ученые спорят о роли антропогенных факторов в процессе потепления климата, однако установлено, что приземная среднегодовая температура за последнее столетие увеличилась более чем на 0,5°С. Много это или мало? Для геосферных процессов — много. А, учитывая ожидаемое удвоение выброса парниковых газов в начале текущего XXI в. и связанное с ним ожидаемое расчетное повышение среднегодовой температуры планеты на 1—3°С, некоторые ученые предвещают грядущую величайшую катастрофу биосферы в целом. Соответственно, обсуждается повышение уровня Мирового океана вследствие таяния полярных льдов и областей вечной мерзлоты, изменение геохимического режима планеты, смещение природных зон и прочие негативные факторы. Однако другие исследователи настаивают на аналогии с прошедшими эпохами, включавшими природные геокатаклизмы, не связанные с влиянием человечества на окружающую среду. Приводятся примеры еще больших изменений температуры в предыдущие геологические периоды.

В основном под антропогенным воздействием парникового эффекта понимают возможное глобальное повышение приземной температуры воздуха в результате изменения теплового баланса, обусловленного постепенным накоплением в атмосфере парниковых газов, вызванного техногенными причинами.

 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ   ОРИГИНАЛ     След >