Изменения солнечной радиации. Диффузный, или рассеянный, свет

Добавил пользователь Alex
Обновлено: 14.12.2024

Главным источником энергии почти всех процессов, развивающихся в атмосфере, является Солнце. Именно оно непрерывно излучает громадное количество лучистой энергии. Лучистая энергия Солнца, или солнечная радиация, включающая и видимую часть спектра, является одновременно источником света.

Солнечная радиация в виде электромагнитных волн распространяется от излучателя — Солнца — со скоростью, близкой к 300 000 км/с. Электромагнитными волнами называются распространяющиеся в пространстве колебания, т. е. периодические изменения электрических и магнитных сил. Они вызываются движением электрических зарядов в излучателе. Наша планета получает такую радиацию от Солнца. Земная поверхность и атмосфера в то же время сами излучают тепловую радиацию, но в других диапазонах волн. Длины волн радиации измеряют в единицах, значительно меньших, чем микрометр (1 мкм = 10 -6 м). Тысячная доля микрометра — это 1 нанометр (1 нм).

На пути распространения от внешних пределов атмосферы до земной поверхности солнечная радиация подвергается ряду существенных изменений. Они происходят вследствие процессов поглощения, отражения и рассеяния радиации.

Значительная часть солнечной радиации достигает земной поверхности в виде параллельного пучка лучей на освещаемой поверхности земного шара — прямая солнечная радиация. Некоторая часть радиации, рассеянной в атмосфере, поступает на земную поверхность как рассеянная радиация от всех точек небесного свода. Прямая солнечная радиация и рассеянная в сумме их поступления дают суммарную радиацию.

Солнечная радиация, поступающая на земную поверхность, частично отражается от неё, но большая её часть поглощается этой поверхностью и идёт на её нагревание.

Та часть солнечной радиации, которая отражается земной поверхностью, а также атмосферой (в основном облаками), носит название отражённой радиации.

Вместе с тем, нагретая земная поверхность сама является источником теплового излучения, направленного к атмосфере. Это так называемое земное излучение, или земная радиация. В свою очередь сама атмосфера излучает радиацию. Это излучение частично достигает поверхности Земли, а частично в атмосфере образует противоизлучение атмосферы — уходящее излучение атмосферы.

В атмосфере имеется целая система потоков лучистой энергии, разнообразных по их спектральному составу и различно направленных. В метеорологии принято выделять коротковолновую и длинноволновую радиацию. Прямую и рассеянную солнечную радиацию называют коротковолновой. Излучение Земли и атмосферы относят к длинноволновой радиации.

Коротковолновой радиацией называют радиацию в диапазоне волн от 0,1 до 4 мкм. Она включает, кроме видимого света, ещё ближайшую к нему по длинам волн ультрафиолетовую и инфракрасную радиацию. Солнечная радиация на 99 % является коротковолновой радиацией. К длинноволновой радиации относят радиацию земной поверхности и атмосферы с длинами волн от 4 до 100-120 мкм.

Оценивая с энергетической стороны сумму всех потоков лучистой энергии на земной поверхности, можно найти приходо-расход энергии для некоторой поверхности — радиационный баланс.

Солнечная постоянная радиации и спектральное распределение солнечного излучения

Поток солнечной радиации перед поступлением её в земную атмосферу оценивают как солнечную постоянную. Эта величина не зависит от поглощения и рассеяния радиации в атмосфере. Она относится к радиации, на которую ни атмосфера, ни земная поверхность ещё не повлияла. Солнечная постоянная зависит только от излучательной способности Солнца. Она равна 1,353 кВт/м 2 .

Солнечная радиация, приходящая на верхнюю границу атмосферы, охватывает широкий диапазон — от жёсткого рентгеновского до ближнего инфракрасного излучения. Спектральное распределение солнечного излучения определяется физическими характеристиками Солнца как звезды и особенностями процессов, происходящих в фотосфере, атмосфере Солнца и его короне. В целом спектр излучения Солнца приближается к спектру абсолютно черного тела, температура которого составляет около 5900 °К. Подавляющая часть энергии солнечного излучения (≈97 %) приходится на интервал длин волн электромагнитного спектра (0,3-3,0 мкм), причём 53,5 % — на интервал 0,4-0,7 мкм, т. е. на видимую область.

Распространяясь в атмосфере, солнечное излучение взаимодействует с атмосферными газами, облаками, твёрдыми и жидкокапельными аэрозольными частицами, взвешенными в воздухе. В результате такого взаимодействия в атмосфере происходит рассеяние, поглощение и преломление электромагнитных волн.

Рассеяние солнечного излучения приводит в целом к увеличению отражательной системы Земля — атмосфера.

Поглощение солнечного излучения приводит к уменьшению отражательной способности системы Земля—атмосфера, нагреванию атмосферы и подстилающей поверхности.

Рентгеновское и ультрафиолетовое излучение Солнца поглощается почти полностью уже на больших высотах в атмосфере. Наиболее активно солнечное излучение поглощают так называемые малые газовые составляющие — Н₂О, СО₂, О₃, NO_x, CH₄, фреоны.

В целом все процессы взаимодействия солнечного излучения с атмосферой и подстилающей поверхностью приводят к перераспределению лучистой энергии, приходящей на её верхнюю границу, и переходу части этой энергии в другие формы — тепловую, кинетическую, скрытое тепло и т. д.

Тепловая радиация имеет длины волн от сотен микрометров до тысячных долей микрометра.

Тепловую радиацию с длинами волн от 0,01 до 0,39 мкм называют ультрафиолетовой. Она невидима и не воспринимается человеческим глазом. Радиация от 0,39 до 0,76 мкм — это видимый свет, воспринимаемый глазом. Свет с длиной волны около 0,40 мкм — фиолетовый, с длиной волны около 0,76 мкм — красный. На промежуточные длины волн приходится свет всех цветов спектра.

Радиация с длинами волн больше 0,76 мкм и до нескольких сотен микрометров называется инфракрасной, она так же, как и ультрафиолетовая, невидима.

Поле инфракрасной (тепловой) радиации в атмосфере в интервале длин волн 4-120 мкм формируется за счёт собственного теплового излучения земной поверхности, излучения активных газовых и аэрозольных компонентов атмосферы (пыль, облака, туманы), а также излучения Солнца в длинноволновом участке электромагнитного спектра.

Пространственная и временная изменчивость инфракрасной радиации в атмосфере связана с изменениями инсоляции земной поверхности, степенью закрытости небосвода облачностью, изменениями в содержании основных поглощающих и излучающих компонентов.

В целом и атмосфера, и подстилающая поверхность охлаждается посредством инфракрасного радиационного обмена.

Некоторые вещества в особом состоянии излучают радиацию в большом количестве и в другом диапазоне длин волн, чем это следует по их температуре. Эта радиация, не подчиняющаяся законам теплового излучения, позволяет некоторым веществам испускать видимый свет (люминесценция). Люминесценцией объясняются полярные сияния и свечение ночного неба.

Прямая солнечная радиация

Солнечная радиация распространяется от Солнца по всем направлениям. В результате поглощения и рассеяния радиации в атмосфере не вся солнечная радиация, поступившая на её верхнюю границу, доходит до поверхности Земли. Радиацию, приходящую к земной поверхности непосредственно от Солнца, называют прямой солнечной радиацией.

Количественной мерой солнечной радиации, поступающей на земную поверхность, служит энергетическая освещённость или поток радиации — количество лучистой энергии, падающей на единичную площадку.

Энергетическая освещённость выражается в киловаттах на квадратный метр (кВт/м 2 ). При благоприятных условиях в атмосфере на поверхности Земли поток прямой радиации может быть равен 1,05 кВт/м 2 .

Поток прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность часто называют инсоляцией.

Рассеянная солнечная радиация

Рассеянием солнечной радиации называется частичное преобразование радиации, имеющей определённое распространение, в радиацию, идущую по всем направлениям в оптически неоднородной среде — атмосфере, содержащей мельчащие частицы жидких и твёрдых примесей, где показатель преломления изменяется от точки к точке.

Прямая солнечная радиация в атмосфере ослабляется путём её рассеяния. При этом рассеяние радиации тем больше, чем больше аэрозольных примесей содержит воздух. Около 25 % общего потока солнечной радиации превращается в атмосфере в рассеянную радиацию.

Рассеянная радиация отлична от прямой радиации по спектральному составу. Дело в том, что лучи различных длин волн рассеиваются в разной степени.

Воздух прозрачен в тонком слое, как прозрачна в тонком слое вода. Но в мощном слое атмосферы воздух имеет голубой цвет, подобно тому, как и вода уже в сравнительно малой толще (в несколько метров) имеет зеленоватый или васильковый цвет. Голубой цвет воздуха можно видеть, не только наблюдая небесный свод, но и рассматривая отдалённые предметы, которые кажутся окутанными голубоватой дымкой.

Голубой цвет безоблачного неба обусловлен рассеянием в нём солнечных лучей в молекулах воздуха. С высотой, по мере уменьшения плотности воздуха, т. е. количества рассеивающихся частиц, цвет неба становится темнее и переходит в густо-синий, а в стратосфере — в чёрно-фиолетовый.

Рассеяние меняет окраску прямого солнечного света. Солнечный диск кажется тем желтее, чем он ближе к горизонту, т. е. чем длиннее путь лучей через атмосферу и чем больше рассеяние. У горизонта солнце становится почти красным, особенно когда в воздухе много пыли и мельчайших продуктов конденсации (капель или кристаллов). Рассеяние солнечной радиации в атмосфере обуславливает рассеянный свет в дневное время.

Чем больше в воздухе примесей более крупных размеров по сравнению с молекулами, тем больше доля длинноволновых лучей в спектре солнечной радиации и тем белесоватее становится окраска небесного свода. Отдалённые предметы при тумане, дымке и пыльной мгле заволакиваются не голубой, а белой или серой завесой по причине рассеяния радиации. Облака, на которые падает солнечный свет, кажутся нам белыми по той же причине.

После захода солнца вечером темнота наступает не сразу. Небо, особенно в той части горизонта, где зашло солнце, остаётся ещё некоторое время светлым и посылает к земной поверхности постепенно убывающую рассеянную радиацию. Аналогичную картину мы можем наблюдать утром: небо после ночи начинает светлеть ещё до восхода солнца. Это явление неполной темноты носит название сумерек — вечерних или утренних. Причиной его является освещение солнцем, находящимся под горизонтом, высоких слоёв атмосферы.

Так называемые астрономические сумерки продолжаются вечером до тех пор, пока солнце не зайдёт под горизонт на 18º. К этому моменту становится настолько темно, что различимы слабые звёзды. Утренние сумерки начинаются с момента, когда солнце имеет такое же положение под горизонтом. Первая часть вечерних астрономических сумерек или последняя часть утренних, когда солнце находится под горизонтом не ниже 8º, носит название гражданских сумерек.

Продолжительность гражданских сумерек изменяется в зависимости от широты и времени года. В средних широтах они длятся от полутора до двух часов, в тропиках — меньше, а на экваторе — немногим дольше одного часа.

В высоких широтах летом солнце может опускаться под горизонт очень неглубоко или не опускаться под горизонт вообще. Если солнце опускается под горизонт менее, чем на 18º, то полной темноты не наступает, а вечерние сумерки сливаются с утренними сумерками. Это явление называют белыми ночами.

Сумерки сопровождаются изменениями окраски небесного свода. Эти изменения начинаются ещё до захода или продолжаются после восхода солнца. Они имеют довольно закономерный характер и носят название зари. Характерные цвета зари — пурпурный и жёлтый. Интенсивность и разнообразие цветовых оттенков зари изменяется в широких пределах в зависимости от содержания аэрозольных примесей в атмосфере. Разнообразны и тона освещения облаков в сумерках.

Явления зари объясняются рассеянием света мельчайшими частицами атмосферных аэрозолей и дифракцией света на более крупных частицах.

Поглощение солнечной радиации

Поглощение и рассеяние солнечной радиации в атмосфере несколько ослабляет поток солнечной радиации, проходящий сквозь атмосферу к земной поверхности.

Поглощается в атмосфере сравнительно небольшое количество солнечной радиации. Преимущественно это относится к инфракрасной части спектра. Это поглощение — избирательное, поскольку разные газы атмосферы поглощают радиацию в разных участках спектра и в разной степени.

Азот поглощает радиацию только очень малых длин волн в ультрафиолетовой части спектра. Энергия солнечной радиации в этом участке спектра незначительна, и поэтому поглощение азотом практически не отражается на потоке солнечной радиации. В большей степени, но всё же очень мало, поглощает солнечную радиацию кислород. Более значительным поглотителем солнечной радиации является озон — он сильно поглощает ультрафиолетовую радиацию.

Сильно поглощает радиацию в инфракрасной области спектра углекислый газ.

Основным же поглотителем радиации в атмосфере является водяной пар, сосредоточенный в тропосфере и особенно в нижней её части.

Поглощают солнечную радиацию также облака и атмосферные примеси, т. е. твёрдые частицы, взвешенные в атмосфере.

В целом в атмосфере поглощается 15-20 % радиации, приходящей от Солнца к Земле. В каждом отдельном месте поглощение изменяется с течением времени и в зависимости как от переменного содержания в воздухе поглощающих субстанций, так и от высоты солнца над горизонтом, т. е. от толщины слоя воздуха, проходимого лучами на пути сквозь атмосферу.

Отражение солнечной радиации

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. Отражение солнечной радиации земной поверхностью зависит от характера этой поверхности.

Отношение количества отраженной солнечной радиации к общему количеству радиации, падающей на данную поверхность, называется альбедо поверхности. Это отношение выражается в процентах.

Альбедо поверхности почвы в общем заключается в пределах 10-30 %, растительного покрова — 10-25 %, снега — от 50 до 80-90 %.

Для верхней поверхности облаков альбедо может составлять от нескольких процентов до 70-80 %.

Альбедо гладкой водной поверхности для прямой радиации изменяется от нескольких процентов при высоком солнце до 70 % при низком расположении солнца. Оно зависит также от волнения. Для рассеянной радиации альбедо водных поверхностей составляет 5-10 %.

Преобладающая часть радиации, отражённой земной поверхностью и верхней поверхностью облаков, уходит за пределы земной атмосферы.

Литература

Гидрометеорологическое Обеспечение Мореплавания - Глухов В.Г., Гордиенко А.И., Шаронов А.Ю., Шматков В.А. [2014]

Экология СПРАВОЧНИК

Солнечная энергия, дошедшая до поверхности Земли в виде прямых лучей, называется прямой солнечной радиацией. Преодолевающая воздушную оболочку часть солнечной энергии поглощается, рассеивается молекулами и газовыми частицами воздуха или отражается облаками. Эта часть солнечной энергии называется рассеянной радиацией.[ . ]

Солнечный свет создает освещенность, которая характеризуется суммарным действием прямой, рассеянной отраженной радиации. При прочих равных условиях освещенность возрастает с увеличением отраженной радиации. В продолжении дня освещенность меняется в значительных пределах в зависимости от облачности и запыленности атмосферы.[ . ]

РАССЕЯННАЯ РАДИАЦИЯ. Солнечная радиация, претерпевшая рассеяние в атмосфере. Поступает на земную поверхность со всего небесного свода и измеряется количеством тепла, получаемым от нее горизонтальной поверхностью, в см2/мин.[ . ]

РАССЕЯННЫЙ СВЕТ. То же, что рассеянная радиация, но в видимой части спектра; солнечный свет, рассеянный атмосферным воздухом.[ . ]

Солнечную радиацию подразделяют на прямую, рассеянную и суммарную.[ . ]

Рассеянная радиация — часть солнечной радиации, поступающая на земную поверхность со всех точек небесного свода после рассеивания в атмосфере.[ . ]

Рассеянием радиации объясняются голубой цвет неба, дневное освещение в отсутствие прямых солнечных лучей, поляризация небесного света, дымка и другие оптические явления.[ . ]

РАДИАЦИЯ СОЛНЕЧНАЯ (СОЛНЕЧНОЕ ИЗЛУЧЕНИЕ) -электромагнитное и корпускулярное излучение Солнца. Электромагнитная радиация (лучистая энергия Солнца) — электромагнитные волны, распространяющиеся со скоростью 300 тыс. км/с. Р. с. доходит до земной поверхности в виде прямой и рассеянной радиации. Около 48% ее приходится на видимую часть спектра (0,38—0,76 мкм), 45% — на инфракрасные лучи (более 0,76 мкм) и 7% - на ультрафиолетовое излучение (менее 0,38 мкм). Корпускулярная радиация состоит в основном из протонов, движущихся со скоростью 300-1500 км/с и практически полностью улавливаемых магнитосферой Земли. Р. с. обычно измеряют в тепловых единицах СИ — джоулях (Дж) за единицу времени на единицу площади.[ . ]

ПРЯМАЯ РАДИАЦИЯ. Солнечная радиация, доходящая до места наблюдения в виде пучка параллельных лучей, исходящих непосредственно от солнечного диска. При измерениях к ней присоединяется также рассеянная радиация околосолнечной области неба в телесном угле порядка 10°.[ . ]

Прямая солнечная радиация, приходящаяся на горизонтальную поверхность, и рассеянная солнечная радиация вместе составляют суммарную радиацию.[ . ]

Во время солнечного затмения 15 февраля 1961 г. [79]. была выпущена ракета с фотометром конструкции А. А. Львовой, А. Е. Микирова, С. М. Полоскова, позволяющая наблюдать рассеянную радиацию в диапазоне 2200—3200 А. По этим данным рассчитывалось распределение плотности озоуа на высотах от 40 до 87 км [79].[ . ]

Синонимы: рассеянная солнечная радиация, рассеянный свет, диффузная радиация.[ . ]

СУММАРНАЯ РАДИАЦИЯ. Совокупность прямой и рассеянной солнечной радиации, поступающей в естественных условиях на горизонтальную земную поверхность. Спектр С. Р. близок к спектру рассеянной радиации облачного неба, характеризуется слабовыраженной зависимостью от длины волны в области 460—650 мкм и постоянством состава при высотах солнца больших 15°, поскольку изменения в коротковолновой части спектра прямой и рассеянной радиации с изменением высоты солнца происходят в противоположных направлениях.[ . ]

В атмосфере солнечная радиация на пути к поверхности Земли частично поглощается, а частично рассеивается и отражается от облаков и земной поверхности. Поэтому в атмосфере наблюдаются три вида радиации: прямая, рассеянная и отраженная. Раздел метеорологии, изучающий потоки лучистой энергии в атмосфере, называется актинометрией.[ . ]

Совокупность прямой и рассеянной компонент солнечной радиации называют суммарной радиацией, ее численное значение в средних широтах может достигать 4,6 кДж/см2 в сутки (около 3,2 Дж/см2 в 1 мин). Суммарная радиация создает для ее обитателей т.н. световой режим.[ . ]

Пропускание диффузной радиации 3 имеет наибольшие значения в пикселях с незначительной (около 2-3) оптической толщиной. Пиксели не экранируются окружающими облаками, т.е. падающая солнечная радиация достигает пикселя без взаимодействия с ними (рис. 9.4, г). Интересной особенностью является то, что в таких пикселях значения ()8 могут заметно превосходить 1. Это объясняется тем, что дополнительный вклад в пропускание диффузной радиации этими пикселями дает излучение, которое падает на соседние оптически более плотные пиксели и после многократного рассеяния "скатывается" в оптически тонкие ячейки и проходит через них. Естественно, что существуют пиксели, где значения малы (0,1-0,2), и они либо удалены от облаков на большое расстояние, либо расположены в тени наиболее мощных из них. Пропускание диффузной радиации может изменяться больше, чем на рюрядок (от 0,12 до 1,45), и его среднее значение равно 0,42.[ . ]

Спектральные потоки ИК-радиации представлены на рис. 9.16 [47]. В разорванной облачности значительная часть падающей солнечной радиации, распространяющейся в просветах ("дырах”) между облаками, может достичь подстилающей поверхности без рассеяния в тех спектральных интервалах (микроокна прозрачности), где поглощение атмосферными газами является слабым. Например, при X > 2,9 мкм средний поток прямой радиации на уровне подстилающей поверхности 5(0Д) может иметь значения ОД - 0,4. При >0 поток прямой радиации, отраженной от поверхности и прошедшей без рассеяния до высоты г > Ньс1, будет сильно зависеть от типа облаков. Здесь Ньс1 высота верхней границы облаков. Действительно, в слоистых облаках, частично покрывающих небосвод, это излучение снова будет распространяться в просветах между облаками, и в микроокнах прозрачности 7? (гД) имеет большие значения (рис. 9.16, б кривая 4), а среднее спектральное поглощение Р (Х) практически не изменяется при вариациях А5 (рис. 9.16, в, кривые 2 и 4).[ . ]

Несмотря на существенное рассеяние солнечного излучения водой, основным механизмом, обусловливающим ослабление его с глубиной, является поглощение, характеризуемое объемным показателем поглощения х- Коэффициент рассеяния морской воды Крас меньше коэффициента поглощения х- Величина коэффициента поглощения х Для солнечной радиации меняется на несколько порядков в зависимости от длины волны излучения. На рис. 8.1 приведена зависимость показателя ослабления стандартной морской воды е — КРас + X, равного сумме коэффициентов рассеяния и поглощения от длины волны.[ . ]

Впервые идея использовать рассеянную радиацию для определения профиля озона со спутника была высказана в работе [390], а практически апробирована 15 февраля 1961 г. в ракетном эксперименте А. А. Львовой, А. Е. Микирова и С. М. Полоскова при исследовании эффекта солнечного затмения на озон в стратосфере и мезосфере. Эта информация использовалась для вычисления профилей озона от 40 до 90 км [86].[ . ]

ИЗБИРАТЕЛЬНОСТЬ ОСЛАБЛЕНИЯ РАДИАЦИИ. Неодинаковая степень ослабления интенсивности прямой солнечной радиации разных длин волн в атмосфере. В результате рассеяния наибольшему ослаблению подвергается коротковолновая область спектра. Вследствие поглощения атмосферными газами солнечный спектр у земной поверхности резко обрывается в области длины волны около 300 мкм и в нем появляются линии и полосы поглощения. Избирательный характер ослабления радиации особенно сильно проявляется при изменении высоты солнца и связанной с ним массы атмосферы.[ . ]

Влияние облачного покрова на солнечную радиацию является сложной функцией высоты, по этому вопросу наиболее детальные данные также получены для Альп [90, 98, 99]. В июне и декабре на высоте 3000 м зависимость между суммарной солнечной радиацией и количеством облаков в горах почти линейная, а на меньших высотах при пасмурном небе вследствие более плотной облачности наблюдается более резкое уменьшение радиации (рис. 2.6). На рис. 2.7 представлена общая зависимость рассеянной радиации от количества облаков на четырех высотах над уровнем моря.[ . ]

При прохождении потока прямой солнечной радиации через атмосферу происходит его ослабление, вызванное поглощением (около 15 %) и рассеянием (около 25 %) энергии газами, аэрозолями, облаками.[ . ]

Около 25 % энергии общего потока солнечной радиации проходя через атмосферу, рассеивается молекулами атмосферных газов и аэрозолем и превращается в атмосфере в рассеянную радиацию. Рассеянная радиация приходит к земной поверхности не от солнечного диска, а от всего небесного свода. Рассеянная радиация отлична от прямой по спектральному составу, т.к. лучи различных длин волн рассеиваются в разной степени.[ . ]

Поступление прямой (в) и рассеянной (Д) солнечной радиации к растениям с горизонтальными (А), вертикальными (Б) и различно ориентированными (В) листьями (по И. А. Шульгину, 1967)

АЛЬБЕДО ЗЕМЛИ. Процентное отношение солнечной радиации, отданной земным шаром (вместе с атмосферой) обратно в мировое пространство, к солнечной радиации, поступившей на границу атмосферы. Отдача солнечной радиации Землей слагается из отражения от земной поверхности, рассеяния прямой радиации атмосферой в мировое пространство (обратного рассеяния) и отражения от верхней поверхности облаков. А. 3. в видимой части спектра (визуальное)—около 40%. Для интегрального потока солнечной радиации интегральное (энергетическое) А. 3. около 35%. В отсутствие облаков визуальное А. 3. было бы около 15%.[ . ]

СПЕКТРАЛЬНАЯ ПОЛЯРИЗАЦИЯ. Поляризация рассеянного света в отдельных спектральных участках. Степень С. П. растет с увеличением длины волны света и находится в сложной зависимости от высоты солнца, состояния атмосферы и характера подстилающей поверхности. С ростом помутнения атмосферы максимум поляризации смещается к более коротким волнам СПЕКТРАЛЬНАЯ ПРОЗРАЧНОСТЬ АТМОСФЕРЫ. Прозрачность атмосферы для солнечной радиации различных длин волн. См. спектральный коэффициент прозрачности.[ . ]

Светлое кольцо в непосредственной близости от солнечного диска; яркость его тем сильнее, чем больше помутнение атмосферы. Интенсивность рассеянного света в области О. О. может служить показателем мутности атмосферы. О. О. вносит погрешности в актинометрические измерения, доходящие при ясном небе до 3,5%, при высокой облачности — до 15%, так как на приемную часть актинометра, наряду с прямыми солнечными лучами, поступает интенсивная рассеянная радиация О. О.[ . ]

Световой режим. Количество достигающей поверхности Земли радиации обусловлено географической широтой местности, продолжительностью дня, прозрачностью атмосферы и углом падения солнечных лучей. При разных погодных условиях к поверхности Земли доходит 42 — 70% солнечной постоянной (рис. 4.1). Проходя через атмосферу, солнечная радиация претерпевает ряд изменений не только в количественном отношении, но и по составу. Коротковолновая радиация поглощается озоновым экраном и кислородом воздуха. Инфракрасные лучи поглощаются в атмосфере водяными парами и диоксидом углерода. Остальная часть в виде прямой или рассеянной радиации достигает поверхности Земли (рис. 5.39).[ . ]

Самописец для регистрации изменений интенсивности солнечной радиации. Состоит из приемника и регистрирующей части — гальванографа. В качестве приемника в А. для прямой радиации применяется большей частью термоэлектрический актинометр, вращаемый за солнцем гелиостатом; в А. для рассеянной радиации (пира-нографе)—пиранометр с кольцевой защитой; в А. для суммарной радиации (соляриграфе) — незатененный пиранометр. Запись показаний приемников производится большей частью механически, изредка — фотографическим путем. В этом случае применяется зеркальный гальванометр, зеркальце которого отбрасывает «зайчик» на ленту из фотобумаги, вращаемую часовым механизмом.[ . ]

Пусть на верхнюю границу облачного слоя в плоскости Х01 падает единичный поток солнечной радиации: и ср0 = 0 - зенитный и азимутальный углы Солнца. В видимой области спектра можно пренебречь рэлеевским и аэрозольным рассеянием света; альбедо подстилающей поверхности положим равным нулю, что приблизительно соответствует альбедо океана. Расчеты статистических характеристик поля видимой солнечной радиации, выполненные при ненулевых альбедо ламбертовской подстилающей поверхности, специально отмечаются в тексте. Индикатриса рассеяния рассчитывается по теории Ми для модельного облака Сх [ 1] и длины волны 0,69 мкм. Облачное поле генерируется пуассоиовским ансамблем точек в пространстве.[ . ]

Современная фотохимическая модель озоносферы должна бьпь основана на возможно более точном знании солнечного спектра и его вариаций, химического состава атмосферы, ослабления потока солнечной радиации за счет ее поглощения и рассеяния в атмосфере, результирующей способности солнечной радиации диссоциировать молекулы различных газов, констант скоростей химических реакций газов атмосферы.[ . ]

Прежде чем рассматривать результаты наблюдений, дадим краткий обзор природы атмосферных воздействий на солнечную радиацию. Подробное теоретическое изложение вопроса можно найти в работах Сивкова [6], Кондратьева [64] и др. Сначала мы рассмотрим чистую, сухую атмосферу. В этом случае солнечная радиация испытывает молекулярное (рэлеевское) рассеяние и поглощение атмосферными газами.[ . ]

На границе земной атмоо iL .-f/P феры с космосом радиация составляет от 1,98 до 2 кал/см2мин., или 136 МВТ/ см2 («солнечная постоянная»). Как видно на рисунке 4.1,42% всей пад ающей радиации (33%+9%) отражается атмосферой в космическое пространство, 15% поглощается толщей атмосферы и вдет на ее нагревание и только 43% достигает земной поверхности. Эта доля радиации состоит из прямой радиации (27%)—почта параллельных лучей, идущих непосредственно от Солнца и несущих наибольшую энергетическую нагрузи и рассеянной (диффузной) радиации (16%) — лучей, поступающих к - /У/ Земле со всех точек небосвода, рассеянных молекулами газов воздуха, капельками водяных паров, кристалликами лада, частицами пыли, атакже отраженных вниз от облаков. Обшую сумму прямой и рассеянной радиации назьгва-ют суммарной радиацией.[ . ]

Альбедо безразмерная величина, характеризующая отражательную способность тела. Альбедо Земли, составляющее примерно 35%, слагается из отражения солнечной радиации облаками, обратного рассеяния прямой радиации составляющим и атмосферы в космос и отражения подстилающей поверхностью.[ . ]

К оптически (точнее - спектрально) активным компонентам относятся также атмосферные аэрозоли. Их влияние на радиационный режим заключается в поглощении и рассеянии как солнечного излучения, так и длинноволновой радиации подстилающей поверхности. В случае мелкодисперсного субмикронного аэрозоля коэффициент поглощения превосходит коэффициент рассеяния. По некоторым оценкам увеличение концентрации таких частиц в 1,5 раза должно приводить к повышению температуры тропосферы на 1,7 К (Е. П. Борисенков и К. Я. Кондратьев, 1988).[ . ]

Атмосферный аэрозоль, как весьма малая, но, пожалуй, наиболее изменчивая примесь в атмосфере, играет большую роль в самых разнообразных научных и прикладных .вопросах физики атмосферы. Практически аэрозоль целиком определяет оптическую погоду и чрезвычайно изменчивый режим прямой и рассеянной радиации в атмосфере. Все более четко осознается роль аэрозоля в радиационном режиме атмосферы и в информативности космических оптических методов исследования Земли [4]. Аэрозоль — активный участник и часто конечный продукт сложнейших циклов химических и фотохимических реакций в атмосфере. Велика роль аэрозоля как одного из озоноактивных компонент атмосферы.. Аэрозоль может быть как источником, так и стоком атмосферного озона, например, за счет гетерогенных реакций различных газовых примесей в атмосфере [2]. Возможно, что именно каталитическое действие аэрозоля, имеющего тонкую структуру распределения по высоте, определяет наблюдаемую Розеном [20] и Кондратьевым [16] корреляцию слоев аэрозоля и озона. Спектральное ослабление аэрозоля солнечной прямой и рассеянной радиации является очень трудно учитываемым фактором для правильного определения содержания примесей атмосферь птическими методами. Поэтому исследование аэрозоля и прежде всего его спектральных, свойств является естественной составной частью озонометрических исследований.[ . ]

В соответствии, с этими требованиями на кафедре физики атмосферы МГУ создан комплекс аппаратуры для атмосферно-оптических наблюдений, отдельные блоки которого и их применение уже описывались ранее [69, 72]. Комплекс состоит из четырех приборов. В их число входят два монохро-матор.а ДМР-4, позволяющих записывать соответственно спектры прямой солнечной радиации и рассеянной радиации небосвода, каждый в интервале длин волн 300—800 нм. В комплекс входят также два автоматических фильтровых фотометра для непрерывной регистрации прямой и рассеянной радиации в семи участках спектра, вырезаемых интерференционными светофильтрами с полушириной 5—10 нм.[ . ]

СЕРЕБРИСТЫЕ ОБЛАКА. Очень тонкие облака, не ослабляющие .света звезд, наблюдаемые в верхней части мезосферы и в нижней ионосфере, на высотах между 75 и 90 км; заметны вследствие их слабого преимущественно серебристо-синего свечения на темном фоне ночного неба. Наблюдаются в северной части горизонта преимущественно между 50 и 75° с. ш. и 40 и 60° ю. ш. летними ночами, когда солнце неглубоко (на 5—13°) заходит за горизонт. С. О. перемещаются в общем с востока на запад со скоростью между 50 и 250 м/с. Предполагается, что они состоят из вулканической или космической пыли или что они являются кристаллическими ледяными облаками. Возможно, что водяной пар, дающий начало С. О., отчасти занесен на эти высоты снизу, путем турбулентной диффузии или при извержениях, отчасти возникает путем химического синтеза атмосферного кислорода и водорода, содержащегося в солнечной корпускулярной радиации. Серебристо-синеватое свечение С. О., судя по его спектру, является не только рассеянным солнечным светом, но и фотолюминесценцией ледяных кристаллов под влиянием ультрафиолетовой радиации Солнца.[ . ]

Методы расчета диффузного излучения описаны в ряде монографий, например в работе [48], в которой приводится иерархия методов решения уравнения переноса в рассеивающей и поглощающей среде. Исходя из требований, предъявленных к точности и трудоемкости вычислений, авторы фотохимических моделей выбирают наиболее приемлемый для конкретной модели способ расчета рассеянной радиации [76].[ . ]

Средние потоки диффузной пропущенной (а) и отраженной (б) радиации при £0 =30°, а = 30 км-1, Н = 0,5 км, Б = 1км

ЗЕРКАЛЬНОЕ ОТРАЖЕНИЕ. Отражение радиации (света) поверхностью, неровности которой малы по сравнению с длиной волны падающей радиации, т. е. гладкой полированной зеркальной поверхностью. Пучок параллельных лучей при 3. О. отражается в виде пучка параллельных лучей. При 3. О. видно зеркальное изображение источника света, а отражающая поверхность невидима.[ . ]

Согласно (2.38) для вычисления потоков диффузной радиации достаточно знать лишь интенсивностьизлученпя, усредненную по азимуту.[ . ]

После этой первой серии записей прямой и диффузной солнечной радиации на корабле морские экспедиции постепенно оснащаются приборами, предназначенными для такой цели. Очень часто вместо регистрирующих гальванометров — гальванографов — в настоящее время применяют так называемые электронные потенциометры, например типа ЭПП-09, получившего широкое распространение в технике. Схема его представлена на рис. 231 [3].[ . ]

На рис. 9.4, д представлено пропускание суммарной радиации 5=5 + Р5, которое изменяется от 0,12 до 1,65 и имеет среднее значение 0,67. Своих наименьших значений () достигает в тех пик-целях, которые расположены в тени наиболее мощных облаков. В пикселях, расположенных в просветах между облаками, 5 = 1 и из-за дополнительного вклада диффузной радиации всегда справедливо неравенство О > 1. Очевидно, что последнее неравенство будет выполняться в тех пикселях, где ()3 > 1.[ . ]

В работе Харшвардхана [37] рассматривается перенос солнечной радиации в горизонтально-неоднородном поле, состоящем из заданного числа регулярно расположенных в пространстве облаков одинакового размера. Задача решается в предположении, что на верхнюю границу облачного слоя падает диффузное излучение. Поскольку источник изотропен в полусфере, то результаты [37] можно сравнивать с приводимыми здесь при некотором среднем зенитном угле Солнца 60° можно говорить о более или менее удовлетворительном совпадении результатов (рис. 9.6, кривые 3 и 6). Необходимо обратить внимание на тот факт, что эффективное количество облаков, определяемое в [37, 41], не зависит от оптических свойств облаков.[ . ]

Оптическая толщина (а), альбедо (б), пропускание прямой (в), диффузной (г) и суммарной (д) радиации, а также сумма альбедо и суммарного пропускания (е) в кучевых облаках при АГ = 0,3, а = 20 км 1 и §@ = 60°; значения остальных параметров

Следует отметить, что при других условиях (величины и соотношения прямой и диффузной радиации и других углах падения солнечных лучей) расчетные показатели изменятся, но соотношение их останется примерно одинаковым. Для приближенных расчетов различных вариантов с одинарным остеклением, в том числе защищенным жалюзи, можно пользоваться графиком на рис. 62.[ . ]

Другими допущениями являются следующие: на ограждение падают потоки прямой и диффузной радиации, при этом свойства ограждения по отношению к этим видам радиации различны; падающая радиация поглощается равномерно по всей толщине стекла; радиация, прошедшая через солнцезащитное устройство (жалюзи), а также отразившаяся от стекла к противоположной внутренней поверхности стенки кабины, становится диффузной (площадь стекла принимают равной 1 м2). Приемлемость этих допущений подтверждается как зарубежным [105], так и отечественным опытом [92].[ . ]

Поверхность, неровности которой столь велики в сравнении с длинами волн падающей радиации, что отраженные ею лучи посылаются по многим направлениям; напр., белая бумага. Естественные поверхности на Земле (кроме неподвижной воды) являются диффузными отражателями для солнечной радиации.[ . ]

Очевидно, что в большинстве случаев климатические условия (интенсивность прямой и диффузной радиации, высота солнца над горизонтом, температура воздуха, поверхности земли и атмосферы, скорость ветра и т. д.) за этот период изменяются незначительно и могут быть приняты квазистационарными.[ . ]

Поглощенный стеклом тепловой поток представляет собой сумму поглощенной части падающей прямой и диффузной радиации, а также внутренней радиации, т. е.[ . ]

Оригинальное устройство для ввода световых лучей позволяет сократить до минимума влияние рассеянной радиации. На рис. 34 схематически показан вращающийся барабан А с щелью С, модулирующий с частотой 20 оборотов в секунду поток солнечной радиации. Свет, прошедший через щель С, отражается диффузным экраном В на зеркало О и далее через четыре световодные трубки £,1 4 попадает на фотодатчики — селеновые фотоэлементы для УФ и германиевые диоды для И К радиации. Фотометры калибруются в лаборатории, как это принято, с помощью ксеноновой и галоидной ламп.[ . ]

Оценка радиационного режима включает фоновые характеристики: интенсивность поступающих потоков прямой и диффузной радиации на горизонтальную и перпендикулярную поверхности, а также анализ трансформации радиационных потоков внутри городской территории — поступление солнечной радиации на наклонные поверхности разной ориентации, взаимооблучение элементов застройки и т. д. Данные об интенсивности и суммах прямой солнечной радиации и других компонентов радиационного режима за различные периоды времени для конкретного пункта могут быть получены из соответствующего выпуска Справочника по климату СССР (ч. 1).[ . ]

Очевидно, что при заданном альбедо однократного рассеяния поглощение будет возрастать при увеличении доли диффузной радиации и средней кратности рассеяния. Для слоистых облаков при увеличении зенитного угла Солнца поглощение уменьшается (табл. 9.1), поскольку увеличивается альбедо облачного слоя и из-за сильной вытяиутостн вперед индикатрисы рассеяния уменьшается, по-видимому, средняя кратность рассеяния отраженного излучения. Этот результат согласуется с расчетами [34]. Для кучевых облаков справедливо обратное соотношение, которое объясняется тем, что при больших резко возрастает доля диффузной радиации. Для Q=0° справедливо нера-венство Pst (¿1, zw+1) > РСи , гЛ/+1), которое обусловлено тем, что излучение, выходящее через боковые стороны кучевых облаков, имеет в среднем меньшую кратность рассеяния. При = 60° эффект, связанный с увеличением в среднем доли диффузной радиации, является более сильным, чем эффект, обусловленный уменьшением средней кратности рассеяния, поэтому справедливо обратное неравенство.[ . ]

Из .этих графиков также следует, что через Ж-ОС в кабину поступило только 40—60% потока падающей на ограждение /0гР.Дф диффузной радиации. Прямая радиация практически в кабину не поступала. Значения /огр. с и полученные расчетом и экспериментально, практически совпадают.[ . ]

На наружную поверхность противоположной стенки, находящейся в тени, падает только диффузная радиация /ст.Дф.[ . ]

Отразившаяся от внутренних поверхностей противоположной стенки и других ограждений кабины часть /огр с в виде потока диффузной радиации /огр. с Рст.дф поступает на внутреннюю поверхность стекла. Сюда же падает сквозная радиация /ст с = /Ст. дф ст. дф» поступившая в кабину через противоположную стенку и остальные ограждения.[ . ]

Многократное рассеяние играет существенную роль в формировании радиационного поля в облаках, поэтому альбедо Л и пропускание диффузной радиации (достигают больших значений даже в тех пикселях, которые расположены вне облаков (рис. 9.4, б, г). Облака имеют различную толщину, которая в данной реализации облачного поля изменяется от 0,033 до 1,174 км. Поле излучения, отраженное отдельным облаком, расплывается в пространстве и перекрывается с радиационными полями других облаков прежде, чем оно достигнет плоскости г- АН, где определяется альбедо. Эффекты расплывания и перекрывания настолько сильно сглаживают зависимость альбедо от горизонтальных координат, что многие детали маскируются и по известным значениям альбедо трудно визуально восстановить реальную картину распределения облаков в пространстве (рис. 9.4, а, б). Вершины наиболее мощных облаков хорошо видны, поскольку в этом случае влияние указанных выше эффектов не является достаточно сильным. Альбедо изменяется в интервале от 0,24 до 0,65, а его среднее значение равно 0,33.[ . ]

В результате изменения за день температуры наружного воздуха, поверхности земли и атмосферы, скорости ветра, интенсивности прямой и диффузной солнечной радиации условия теплообмена на наружных поверхностях ограждений кабины непрерывно меняются. Изменение всех перечисленных климатических параметров носит случайный характер. В соответствии с этим случайный характер имеет и тепловой поток через ограждения в кабину, а значит, и создаваемые в ней температурные условия.[ . ]

Безразмерная величина, характеризующая отражательную способность тела или системы тел. А. элемента отражающей поверхности— отношение (в процентах) интенсивности (плотности потока) радиации, отраженной данным элементом, к интенсивности (плотности потока) радиации, падающей на него. При этом имеется в виду диффузное отражение; в случае направленного отражения говорят не об А., а о коэффициенте отражения. Различается А. интегральное — для радиации во всем диапазоне ее длин волн и спектральное — для отдельных участков спектра. См. еще альбедо естественной поверхности, альбедо Земли.[ . ]

Метод, основанный на отражении от естественных объектов, привлекает своей простотой, но при его использовании возникают значительные трудности, связанные со слабостью сигнала, приходящего от рассеивающего радиацию объекта, и с большой зависимостью сигнала от отражательных свойств предметов, которые могут изменяться под влиянием внешних условий. В работе [29] показано, что даже использование самых современных приемных систем не позволяет принимать сигнал от лазера (10 втп) на С02, диффузно отраженный от естественных объектов, расположенных далее 300 м.[ . ]

В среднем за год 25—30% приходящего солнечного излучения отражается облаками обратно в космическое пространство. Еще 25% излучения поглощается, а затем переизлучает-ся облаками, пылью, газами, т. е. в виде нисходящей, диффузно рассеянной радиации. Примерно столько же поступает на поверхность Земли в виде прямой солнечной радиации.[ . ]

Адаптация растений к максимальному использованию ФАР проявляется в пространственной ориентации листьев. Так, при вертикальном расположении листьев (злаки, осоки) солнечный свет полнее поглощается в утренние и вечерние часы (при более низком стоянии Солнца). При горизонтальной ориентации листьев растения (в основном сциофиты) полнее используют лучи полуденного Солнца. При диффузном расположении листьев (кукуруза) в разных плоскостях солнечная радиация в течение дня утилизируется наиболее полно.[ . ]

Этим-то соотношением и пользуются чаще всего в актинометрии, приурочивая очень часто наблюдения к таким высотам Солнца, чтобы п равнялось целым числам. Но как было уже упомянуто, сами актинометрические измерения на морях проводились пока еще в крайне недостаточном количестве. Вот почему до настоящего времени, для определения притока тепловой энергии от прямых солнечных лучей и от диффузной радиации неба применительно к различным районам, придется пока пользоваться приемом, который был предложен в 1932 г. В. В. Шулейкиным. Прежде всего, на основании ряда надежных инструментальных измерений этим автором были вычислены возможные суммы тепла, приходящегося на 1 см2 поверхности моря за сутки; эти вычисления были проделаны применительно к различным значениям склонения Солнца и широты места. Затем в экспедиционных условиях в течение насколько можно более продолжительного времени определяется отношение действительной радиации (суммарной: солнечной плюс диффузная) к максимальной возможной радиации прямой одного лишь Солнца (без учета диффузного потока от неба). За неимением лучшего приходится считать это отношение характерным для данного района и затем умножать ординаты кривых максимальной возможной радиации на коэффициент, выражающий это отношение. Тем самым создается возможность использования экспедиционных наблюдений в различных точках моря и в различные дни года для приближенных вычислений годичного хода кривой радиации.[ . ]

Излучение Солнца, приходящее к верхней границе биосферы, равно 8,3 Дж/см2 в 1 мин. Эта величина носит название солнечной постоянной. Примерно 19% солнечной энергии поглощается при прохождении через атмосферу (облаками, аэрозолями, диоксидом углерода, водяными парами, озоном и кислородом), 34% отражается обратно в космическое пространство. Следовательно, лишь 47% ее достигает земной поверхности в виде прямой и рассеянной радиации. Прямая солнечная радиация (24%) — это совокупность электромагнитного излучения с длинами волн от 0,1 до 30000 нм. Рассеянная радиация (23%) представляет собой отраженные лучи, т.е. это рассеянная небосводом диффузная радиация.[ . ]

Прямая, рассеянная и суммарная радиация

Солнце является источником корпускулярного и электромагнитного излучений. Корпускулярное излучение не проникает в атмосферу ниже 90 км, тогда как электромагнитное достигает земной поверхности. В метеорологии его называют солнечной радиацией или просто радиацией. Она составляет одну двухмиллиардную долю от всей энергии Солнца и проходит путь от Солнца до Земли за 8,3 мин. Солнечная радиация — источник энергии почти всех процессов, совершающихся в атмосфере и на земной поверхности. Она в основном коротковолновая и состоит из невидимой ультрафиолетовой радиации — 9 %, видимой световой — 47 % и невидимой инфракрасной — 44 %. Поскольку почти половина солнечной радиации представляет собой видимый свет, Солнце служит источником не только тепла, но и света — тоже необходимого условия для жизни на Земле.

Радиацию, приходящую к Земле непосредственно от солнечного диска, называют прямой солнечной радиацией. Ввиду того что расстояние от Солнца до Земли велико, а Земля мала, радиация падает на любую ее поверхность в виде пучка параллельных лучей.

Солнечная радиация обладает определенной плотностью потока на единицу площади в единицу времени. За единицу измерения интенсивности радиации принято количество энергии (в джоулях или калориях 1 ), которые получает 1 см 2 поверхности в минуту при перпендикулярном падении солнечных лучей. На верхней границе атмосферы при среднем расстоянии от Земли до Солнца она составляет 8,3 Дж/см 2 в мин, или 1,98 кал/см 2 в мин. Эта величина принята в качестве международного стандарта и называется солнечной постоянной (S₀). Ее периодические колебания в течение года незначительны (+ 3,3 %) и обусловлены изменением расстояния от Земли до

1 1 кал=4,19 Дж, 1 ккал=41,9 МДж.

2 Полуденная высота Солнца зависит от географической широты и склонения Солнца.

Солнца. Непериодические колебания вызваны различной излучательной способностью Солнца. Климат на верхней границе атмосферы называют радиационным или солярным. Он рассчитывается теоретически, исходя из угла наклона солнечных лучей на горизонтальную поверхность.

В общих чертах солярный климат находит отражение на земной поверхности. В то же время реальная радиация и температура на Земле существенно отличаются от солярного климата за счет различных земных факторов. Главный из них — ослабление радиации в атмосфере за счет отражения, поглощения и рассеяния, а также в результате отражения радиации от земной поверхности.

На верхнюю границу атмосферы вся радиация приходит в виде прямой радиации. По данным С. П. Хромова и М. А. Петросянца, 21 % ее отражается от облаков и воздуха назад в космическое пространство. Остальная радиация поступает в атмосферу, где прямая радиация частично поглощается и рассеивается. Оставшаяся прямая радиация (24 %) достигает земной поверхности, однако при этом ослабляется. Закономерности ослабления ее в атмосфере выражаются законом Бугера: S=S 0 ·p m (Дж, или кал/см 2 , в мин), где S — количество прямой солнечной радиации, достигшей земной поверхности, на единицу площади (см 2 ), расположенной перпендикулярно солнечным лучам, S₀ — солнечная постоянная, р — коэффициент прозрачности в долях от единицы, показывающий, какая часть радиации достигала земной поверхности, т — длина пути луча в атмосфере.

Реально же солнечные лучи падают на земную поверхность и на любой другой уровень атмосферы под углом менее 90°. Поток прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность называют инсоляцией (5,). Она вычисляется по формуле S₁=S·sin h_☼ (Дж, или кал/см 2 , в мин), где h_☼ — высота Солнца 2 . На единицу горизонтальной поверхности, естественно, приходится меньшее количество

энергии, чем на единицу площади, расположенной перпендикулярно солнечным лучам (рис. 22).

В атмосфере поглощается около 23 % и рассеивается около 32 % прямой солнечной радиации, входящей в атмосферу, причем 26 % рассеянной радиации приходит затем к земной поверхности, а 6 % уходит в Космос.

Солнечная радиация подвергается в атмосфере не только количественным, но и качественным изменениям, поскольку газы воздуха и аэрозоли поглощают и рассеивают солнечные лучи избирательно. Основными поглотителями радиации являются водяной пар, облака и аэрозоли, а также озон, который сильно поглощает ультрафиолетовую радиацию. В рассеянии радиации участвуют молекулы разных газов и аэрозоли. Рассеяние — отклонение световых лучей во все стороны от первоначального направления, так что рассеянная радиация приходит к земной поверхности не от солнечного диска, а от всего небесного свода. Рассеяние зависит от длины волн: по закону Рэлея, чем короче длина волны, тем интенсивнее рассеяние. Поэтому больше всех остальных рассеиваются ультрафиолетовые лучи, а из видимых — фиолетовые и синие. Отсюда голубой цвет воздуха и соответственно неба в ясную погоду. Прямая же радиация оказывается в основном желтой, поэтому солнечный диск видится желтоватым. При восходе и заходе Солнца, когда путь луча в атмосфере длиннее и рассеяние больше, поверхности достигают только красные лучи, отчего Солнце кажется красным. Рассеянная радиация обусловливает свет днем при пасмурной погоде и в тени при ясной погоде, с нею связано явление сумерек и белых ночей. На Луне, где нет атмосферы и соответственно рассеянной радиации, предметы, попадающие в тень, становятся полностью невидимыми.

С высотой, по мере уменьшения плотности воздуха и соответственно количества рассеивающих частиц, цвет неба становится темнее, переходит сначала в густо-синий, потом в сине-фиолетовый, что хорошо видно в горах и отражено на гималайских пейзажах Н. Рериха. В стратосфере цвет воздуха черно-фиолетовый. По свидетельству космонавтов, на высоте 300 км цвет неба черный.

При наличии в атмосфере крупных аэрозолей, капель и кристаллов наблюдается уже не рассеяние, но диффузное отражение, а поскольку диффузно отраженная радиация представляет собой белый свет, то цвет неба становится белесым.

Прямая и рассеянная солнечная радиация имеют определенный суточный и годовой ход, который зависит прежде всего от высоты Солн-

Рис. 22. Приток солнечной радиации на поверхность АВ, перпендикулярную к лучам, и на горизонтальную поверхность АС (по С. П. Хромову)

ца над горизонтом, от прозрачности воздуха и облачности.

Поток прямой радиации в течение дня от восхода Солнца до полудня нарастает и потом убывает до захода Солнца в связи с изменением высоты Солнца и пути луча в атмосфере. Однако, поскольку около полудня уменьшается прозрачность атмосферы за счет увеличения водяного пара в воздухе и пыли и возрастает конвективная облачность, максимальные значения радиации смещены на пред-полуденные часы. Такая закономерность присуща экваториально-тропическим широтам весь год, умеренным широтам летом. Зимой в умеренных широтах максимум радиации приходится на полдень.

Годовой ход среднемесячных значений прямой радиации зависит от широты. На экваторе годовой ход прямой радиации имеет вид двойной волны: максимумы в периоды весеннего и осеннего равноденствия, минимумы в периоды летнего и зимнего солнцестояния. В умеренных широтах максимальные значения прямой радиации приходятся на весенние (апрель в северном полушарии), а не на летние месяцы, так как воздух в это время прозрачнее из-за меньшего содержания водяного пара и пыли, а также незначительной облачности. Минимум радиации наблюдается в декабре, когда наименьшая высота Солнца, короткий световой день, и это самый пасмурный месяц в году.

Суточный и годовой ход рассеянной радиации определяется изменением высоты Солнца над горизонтом и продолжительностью дня, а также прозрачностью атмосферы. Максимум рассеянной радиации в течение суток наблюдается днем при возрастании радиации в целом, хотя доля ее в утренние и вечерние часы больше, чем прямой, а днем, наоборот, прямая радиация преобладает над рассеянной. Годовой ход рассеянной радиации на экваторе в общем повторяет ход прямой. В остальных широтах она больше летом, чем зимой, из-за увеличения летом общего притока солнечной радиации.

Соотношение между прямой и рассеянной радиацией меняется в зависимости от высоты Солнца, прозрачности атмосферы и облачности.

Пропорции между прямой и рассеянной радиацией на разных широтах неодинаковы. В полярных и субполярных областях рассеянная радиация составляет 70 % от всего потока радиации. На ее величину, кроме низкого положения Солнца и облачности, влияет также многократное отражение солнечной радиации от снежной поверхности. Начиная с умеренных широт и почти до экватора, прямая радиация преобладает над рассеянной. Особенно велико ее абсолютное и относительное значение во внутриконтинентальных тропических пустынях (Сахара, Аравия), отличающихся минимальной облачностью и прозрачным сухим воздухом. Вдоль экватора рассеянная радиация вновь доминирует над прямой в связи с большой влажностью воздуха и наличием кучевых облаков, хорошо рассеивающих солнечную радиацию.

С возрастанием высоты места над уровнем моря значительно увеличиваются абсолют-Рис. 23. Годовое количество суммарной солнечной радиации [МДж/(м 2 xгод)]

ная и относительная величины прямой радиации и уменьшается рассеянная, так как становится тоньше слой атмосферы. На высоте 50—60 км поток прямой радиации приближается к солнечной постоянной.

Вся солнечная радиация — прямая и рассеянная, приходящая на земную поверхность, называется суммарной радиацией: (Q=S·sinh_¤+D где Q — суммарная радиация, S — прямая, D— рассеянная, h_¤ — высота Солнца над горизонтом. Суммарная радиация составляет около 50 % от солнечной радиации, приходящей на верхнюю границу атмосферы.

При безоблачном небе суммарная радиация значительна и имеет суточный ход с максимумом около полудня и годовой ход с максимумом летом. Облачность уменьшает радиацию, поэтому летом приход ее в дополуденные часы в среднем больше, чем в послеполуденные. По той же причине в первую половину года она больше, чем во вторую.

В распределении суммарной радиации на земной поверхности наблюдается ряд закономерностей.

Главная закономерность заключается в том, что суммарная радиация распределяется зонально, убывая от экваториально-тропи-

ческих широт к полюсам в соответствии с уменьшением угла падения солнечных лучей (рис. 23). Отклонения от зонального распределения объясняются различной облачностью и прозрачностью атмосферы. Наибольшие годовые величины суммарной радиации 7200 — 7500 МДж/м 2 в год (около 200 ккал/см 2 в год) приходятся на тропические широты, где малая облачность и небольшая влажность воздуха. Во внутриконтинентальных тропических пустынях (Сахара, Аравия), где обилие прямой радиации и почти нет облаков, суммарная солнечная радиация достигает даже более 8000 МДж/м 2 в год (до 220 ккал/см 2 в год). Вблизи экватора величины суммарной радиации снижаются до 5600 — 6500 МДж/м в год (140—160 ккал/см 2 в год) из-за значительной облачности, большой влажности и меньшей прозрачности воздуха. В умеренных широтах суммарная радиация составляет 5000 — 3500 МДж/м 2 в год (≈ 120 — 80 ккал/см 2 в год), в приполярных — 2500 МДж/м в год (≈60 ккал/см 2 в год). Причем в Антарктиде она в 1,5—2 раза больше, чем в Арктике, прежде всего из-за большей абсолютной высоты материка (более 3 км) и потому малой плотности воздуха, его сухости и прозрачности, а также малооблачной погоды. Зональность суммарной радиации лучше выражена над океанами, чем над континентами.

Вторая важная закономерность суммарной радиации заключается в том, что материки получают ее больше, чем океаны, благодаря меньшей (на 15—30 %) облачности над

континентами. Исключение составляют лишь приэкваториальные широты, поскольку днем над океаном конвективная облачность меньше, чем над сушей.

Третья особенность состоит в том, что в северном, более материковом полушарии суммарная радиация в целом больше, нежели в южном океаническом.

В июне наибольшие месячные суммы солнечной радиации получает северное полушарие, особенно внутриконтинентальные тропические и субтропические области. В умеренных и полярных широтах количество радиации по широтам изменяется незначительно, так как уменьшение угла падения лучей компенсируется продолжительностью солнечного сияния, вплоть до полярного дня за Северным полярным кругом. В южном полушарии с увеличением широты радиация быстро убывает и за Южным полярным кругом равна нулю.

В декабре южное полушарие получает больше радиации, чем северное. В это время наибольшие месячные суммы солнечного тепла приходятся на пустыни Австралии и Калахари; далее в умеренных широтах радиация постепенно уменьшается, но в Антарктиде вновь растет и достигает таких же значений, как в тропиках. В северном полушарии с увеличением широты она быстро убывает и за Северным полярным кругом отсутствует.

В целом наибольшая годовая амплитуда суммарной радиации наблюдается за полярными кругами, особенно в Антарктиде, наименьшая — в экваториальной зоне.

Читайте также: