Радиационный баланс системы Земля-атмосфера

Основным источником энергии для системы Земля–атмосфера является солнечная радиация. Поток солнечной энергии, приходящий на единичную площадку, перпендикулярную направлению солнечных лучей на расстоянии одной астрономической единицы от Солнца, называется солнечной постоянной. Современное значение солнечной постоянной составляет примерно 1361 Вт/м².

Однако из-за сферичности Земли и её вращения по орбите не вся поверхность получает одинаковое количество энергии. Если усреднить поступление солнечной радиации по всей поверхности Земли (учитывая, что только половина планеты освещена в любой момент времени), то среднее значение составит:

$$ \langle Q \rangle = \frac{S_0}{4} \approx 340 \text{ Вт/м}^2 $$

где S0 — солнечная постоянная.

Распределение и преобразование солнечной радиации в атмосфере

При прохождении через атмосферу часть солнечной энергии отражается, рассеивается и поглощается:

  • Отражение — доля радиации, возвращающаяся в космос без участия в энергетическом обмене, характеризуется альбедо. Среднее планетарное альбедо Земли составляет около 0,30, что означает, что 30 % поступающей энергии отражается.
  • Поглощение атмосферой — газы, аэрозоли и облака поглощают часть радиации. Основные поглотители в коротковолновом диапазоне — озон, водяной пар и диоксид углерода.
  • Поглощение поверхностью — оставшаяся часть достигает поверхности и преобразуется в тепло, инфракрасное излучение, латентную и турбулентную теплоотдачу.

Распределение поступающей солнечной радиации в среднем по планете:

  • отражение атмосферой и облаками: ~23 %,
  • отражение от поверхности: ~7 %,
  • поглощение атмосферой: ~23 %,
  • поглощение поверхностью Земли: ~47 %.

Эмиссия и перераспределение длинноволновой радиации

Поглощённая энергия в системе Земля–атмосфера не накапливается, а излучается обратно в космос в виде инфракрасной (длинноволновой) радиации. Земная поверхность, нагретая солнечными лучами, излучает тепловую энергию, согласно закону Стефана–Больцмана:

E = εσT4

где ε — эффективная излучательная способность поверхности, σ — постоянная Стефана–Больцмана (5, 67 ⋅ 10−8 Вт/м2 ⋅ К4), T — абсолютная температура поверхности.

Однако не вся излучаемая энергия немедленно покидает систему. Атмосфера, в том числе облака и парниковые газы, поглощают часть длинноволнового излучения и сами также излучают энергию как вверх, так и вниз — происходит обратное излучение атмосферы к поверхности Земли, играющее ключевую роль в парниковом эффекте.

Компоненты радиационного баланса

Радиационный баланс системы Земля–атмосфера определяется разностью между поступающей и уходящей радиацией. В упрощённой форме он может быть выражен как:

R = (S↓ − S↑) + (L↓ − L↑)

где:

  • S↓ — поступающая солнечная радиация,
  • S↑ — отражённая солнечная радиация,
  • L↓ — встречная длинноволновая радиация от атмосферы,
  • L↑ — исходящая длинноволновая радиация от поверхности.

Если рассматривать полный радиационный баланс планеты на верхней границе атмосферы, то он включает:

  • Поступающая солнечная радиация: S0/4
  • Отражённая радиация (альбедо): A ⋅ S0/4
  • Исходящее инфракрасное излучение Земли: Lout

Суммарный радиационный баланс Земли:

$$ Q_{\text{радиац}} = \frac{S_0}{4}(1 - A) - L_{\text{out}} $$

Для устойчивого климата этот баланс должен быть равен нулю (в среднем за годы и десятилетия).

Вертикальное распределение радиационных потоков

Радиационные потоки в атмосфере изменяются с высотой:

  • На верхней границе атмосферы солнечное излучение не испытывает поглощения.
  • В тропосфере солнечная радиация ослабляется из-за поглощения и рассеяния, при этом формируется длинноволновое излучение за счёт тепловой эмиссии.
  • Облака и парниковые газы играют роль «регуляторов» радиационного потока, задерживая тепло в нижних слоях атмосферы.

В результате излучательные потоки имеют следующую направленность:

  • солнечная радиация — только вниз;
  • длинноволновая — как вверх, так и вниз;
  • чистый поток радиации — вниз в дневное время и может быть отрицательным ночью.

Роль облаков и парниковых газов

Облака одновременно уменьшают приток солнечной радиации (отражая её) и увеличивают тепловое излучение вниз, усиливая парниковый эффект. Они могут как охлаждать, так и согревать климат в зависимости от высоты, плотности и типа.

Парниковые газы (H₂O, CO₂, CH₄, N₂O, озон) поглощают инфракрасное излучение поверхности и повторно излучают его, препятствуя уходу тепла в космос. Увеличение их концентрации нарушает радиационный баланс и ведёт к глобальному потеплению.

Энергетический обмен в системе Земля–атмосфера

Поглощённая солнечная энергия на поверхности Земли используется следующим образом:

  • Длинноволновое излучение вверх: ~21 % от всей поступающей солнечной радиации,
  • Турбулентная теплоотдача (чувствительное тепло): ~7 %,
  • Латентное тепло (испарение): ~23 %.

Таким образом, радиационный баланс обеспечивает тепловой режим атмосферы и поверхности, участвует в формировании климатической системы и обеспечивает условия для существования жизни.

Нарушения радиационного баланса

Даже незначительное отклонение радиационного баланса может привести к изменению климатической системы:

  • увеличение притока солнечной энергии (изменения в орбите, альбедо, солнечной активности),
  • рост содержания парниковых газов,
  • изменение облачности и аэрозольного состава атмосферы.

Современные наблюдения фиксируют избыток радиации порядка 0,5–1 Вт/м², что свидетельствует о накоплении энергии в системе и обусловливает потепление.

Инструментальные методы и спутниковые наблюдения

Для оценки радиационного баланса используются спутниковые системы (например, NASA CERES), измеряющие:

  • альбедо поверхности и облаков,
  • интенсивность входящего и исходящего излучения,
  • распределение температуры поверхности.

Комплексная интерпретация данных позволяет строить глобальные карты радиационного баланса и выявлять климатические тренды.

Оглавление