Чим визначається кількість сонячної радіації. Сонячна радіація – це що таке? Сумарна сонячна радіація

лекція 3

РАДІАЦІЙНИЙ БАЛАНС І ЙОГО СКЛАДНІ

Сонячна радіація, що досягла земної поверхні, частково відбивається від неї, а частково поглинається Землею. Проте Земля як поглинає радіацію, а й сама випромінює довгохвильову радіацію в навколишню атмосферу. Атмосфера, поглинаючи деяку частину сонячної радіації та більшу частину випромінювання земної поверхні, сама теж випромінює довгохвильову радіацію. Більшість цього випромінювання атмосфери спрямовано земної поверхні. Вона називаєтьсязустрічним випромінюванням атмосфери .

Різницю між приходять до діяльного шару Землі і потоками променистої енергії, що відходять від нього, називаютьрадіаційним балансом діяльного шару.

Радіаційний баланс складається з короткохвильової та довгохвильової радіації. Він включає такі елементи, звані складовими радіаційного балансу:пряма радіація, розсіяна радіація, відбита радіація (короткохвильова), випромінювання земної поверхні, зустрічне випромінювання атмосфери .

Розглянемо складові радіаційного балансу.

Пряма сонячна радіація

Енергетична освітленість прямої радіації залежить від висоти Сонця та прозорості атмосфери та зростає зі збільшенням висоти місця над рівнем моря. Хмари нижнього ярусу зазвичай повністю або майже пропускають пряму радіацію.

Довжини хвиль сонячної радіації, що досягає земної поверхні, лежать в інтервалі 0,29-4,0 мкм. Приблизно половина її енергії припадає на фртосинтетично активну радіацію. В області ФАРослаблення радіації із зменшенням висоти Сонця відбувається швидше, ніж у сфері інфрачервоної радіації. Прихід прямої сонячної радіації, як зазначалося, залежить від висоти Сонця над горизонтом, змінюється протягом доби, і протягом року. Це зумовлює добовий та річний перебіг прямої радіації.

Зміна прямої радіації протягом безхмарного дня (добовий хід) виражена одновершинною кривою з максимумом в сонячний полудень. Влітку над сушею максимум може настати до полудня, тому що до полудня збільшується запиленість атмосфери.

При просуванні від полюсів до екватора прихід прямої радіації будь-якої пори року зростає, тому що при цьому збільшується південна висота Сонця.

Річний хід прямої радіації найбільш різко виражений на полюсах, оскільки взимку сонячна радіація тут взагалі відсутня, а влітку її прихід сягає 900 Вт/м². У середніх широтах максимум прямої радіації іноді спостерігається не влітку, а навесні, тому що в літні місяці внаслідок збільшення вмісту водяної пари та пилу зменшується прозорість атмосфери/Мінімум припадає на період, близький до дня зимового сонцестояння (грудень). На екваторі спостерігаються два максимуми, рівні приблизно 920 Вт/м² у дні весняного та осіннього рівнодення, і два мінімуми (близько 550 Вт/м²) у дні літнього та зимового сонцестояння.

Розсіяна радіація

Максимум розсіяної радіації зазвичай значно менший, ніж максимум прямої. Чим більша висота Сонця і більша забрудненість атмосфери, тим більше потік розсіяної радіації. Хмари, що не закривають Сонця, збільшують надходження розсіяної радіації порівняно з ясним небом. Залежність приходу розсіяної радіації від хмарності складна. Вона визначається видом та кількістю хмар, їх вертикальною потужністю та оптичними властивостями. Розсіяна радіація хмарного неба може коливатися більш ніж удесятеро.

Сніговий покрив, що відбиває до 70-90% прямої радіації, збільшує розсіяну радіацію, яка потім розсіюється в атмосфері. Зі збільшенням висоти місця над рівнем моря розсіяна радіація при ясному небі зменшується.

Добовий та річний хід розсіяної радіації при ясному небі загалом відповідає ходу прямої радіації. Однак вранці розсіяна радіація з'являється ще до сходу Сонця, а ввечері вона ще надходить у період сутінків, тобто після заходу. У річному ході максимум розсіяної радіації спостерігається влітку.

Сумарна радіація

Суму розсіяної та прямої радіації, що падає на горизонтальну поверхню, називаютьсумарною радіацією .

Вона є основною складовою радіаційного балансу. Її спектральний склад у порівнянні з прямою і розсіяною радіацією більш стійкий і майже не залежить від висоти Сонця, коли вона становить більше 15 °.

Співвідношення між прямою та розсіяною радіацією у складі сумарної радіаціїзалежить від висоти Сонця, хмарності та забрудненості атмосфери. Зі збільшенням висоти Сонця частка розсіяної радіації при безхмарному небізменшується. Чим прозоріша атмосфера, тим менша частка розсіяної радіації. При суцільній щільній хмарності сумарна радіація повністю складається з розсіяної радіації. Взимку внаслідок відбиття радіації від снігового покриву та її вторинного розсіювання в атмосфері частка розсіяної радіації у складі сумарної помітно зростає.

Надходження сумарної радіації за наявності хмарності змінюється у великих межах. Найбільший прихід її спостерігається при ясному небі або при невеликій хмарності, що не закриває Сонця.

У добовому та річному ході зміни сумарної радіації майже прямо пропорційні до зміни висоти Сонця. У добовому ході максимум сумарної радіації при безхмарному небі зазвичай припадає на полуденний час. У річному ході максимум сумарної радіації відзначається у північній півкулі зазвичай у червні, у південному – у грудні.

Відбита радіація. Альбедо

Частина сумарної радіації, що приходить до діяльного шару Землі, відбивається від нього. Відношення відбитої частини радіації до всієї сумарної радіації, що приходить, називаютьвідбивною здатністю , абоальбедо (А) даної поверхні, що підстилає.

Альбедо поверхні залежить від її кольору, шорсткості, вологості та інших властивостей.

Альбедо різних природних поверхонь (за В. Л. Гаєвським та М. І. Будиком)

Поверхня	Альбедо, %	Поверхня	Альбедо, %
Свіжий сухий сніг	80-95	Поля жита та пшениці	10-25
Забруднений сніг	40-50	Картопляні поля	15-25
Морський лід	30-40	Бавовняні поля	20-25
Темні ґрунти	5-15	Луга	15-25
Сухі глинисті ґрунти	20-35	Сухий степ	20-30

Альбедо водних поверхонь при висоті Сонця понад 60° менше, ніж альбедо суші, оскільки сонячні промені, проникаючи у воду, значною мірою поглинаються і розсіюються в ній. При прямовисному падінні променів А = 2-5%, при висоті Сонця менше 10 ° А = 50-70%. Велике альбедо льоду та снігу обумовлює уповільнений хід весни у полярних районах та збереження там вічних льодів.

Спостереження за альбедо суші, моря та хмарного покриву проводяться з штучних супутниківЗемлі. Альбедо моря дозволяє розраховувати висоту хвиль, альбедо хмар характеризує їх потужність, а альбедо різних ділянок суші дозволяє судити про рівень покриття полів снігом і стан рослинного покриву.

Альбедо всіх поверхонь, а особливо водних, залежить від висоти Сонця: найменше альбедо буває в полуденний годинник, найбільше - вранці та ввечері. Це з тим, що з малої висоті Сонця у складі сумарної радіації зростає частка розсіяної, що у більшою мірою, Чим пряма радіація, відбивається від шорсткої підстилаючої поверхні.

Довгохвильове випромінювання Землі та атмосфери

Земне випромінюваннядещо менше випромінювання абсолютно чорного тіла за тієї ж температури.

Випромінювання земної поверхні відбувається безперервно. Чим вище температура випромінюючої поверхні, тим інтенсивніше її випромінювання. Також безперервно відбувається випромінювання атмосфери, яка, поглинаючи частину сонячної радіації та випромінювання земної поверхні, сама випромінює довгохвильову радіацію.

У помірних широтах при безхмарному небі випромінювання атмосфери становить 280-350 Вт/м², а разі хмарного неба воно на 20-30% більше. Близько 62-64% цього випромінювання спрямовано земної поверхні. Прихід на земну поверхню становить зустрічне випромінювання атмосфери. Різниця цих двох потоків характеризує втрату променистої енергії діяльним шаром. Цю різницю називаютьефективним випромінюванням Ееф .

Ефективне випромінювання діяльного шару залежить від температури, від температури і вологості повітря, і навіть від хмарності. З підвищенням температури земної поверхні Ееф збільшується, а з підвищенням температури та вологості повітря зменшується. Особливо впливають ефективне випромінювання хмари, оскільки краплі хмар випромінюють майже як і, як і діяльний шар Землі. У середньому Ееф вночі та вдень при ясному небі у різних пунктах земної поверхні змінюється в межах 70-140 Вт/м².

Добовий хід Ефективне випромінювання характеризується максимумом в 12-14 год і мінімум перед сходом Сонця.Річний хід Ефективне випромінювання в районах з континентальним кліматом характеризується максимумом у літні місяці та мінімумом у зимові. У районах з морським кліматом річний хід ефективного випромінювання виражений слабше, ніж у районах, розташованих у глибині континенту

Випромінювання земної поверхні поглинається водяною парою та вуглекислим газом, що містяться в повітрі. Але короткохвильову радіацію Сонця атмосфера значною мірою пропускає. Ця властивість атмосфери називається«оранжерейним ефектом» , оскільки атмосфера при цьому діє подібно до скла в теплицях: скло добре пропускає сонячні промені, що нагрівають ґрунт і рослини в теплиці, але погано пропускає в зовнішній простір теплове випромінювання ґрунту, що нагрівся. Розрахунки показують, що за відсутності атмосфери середня температура діяльного шару Землі була на 38°С, нижче фактично спостерігається і Земля було б покрита вічним льодом.

Якщо прихід радіації більший за витрату, то радіаційний баланс позитивний і діяльний шар Землі нагрівається. При негативному радіаційному балансі цей шар охолоджується. Радіаційний баланс вдень зазвичай позитивний, а вночі негативний. Приблизно за 1-2 години до заходу Сонця він стає негативним, а вранці, загалом за 1 год після сходу Сонця знову стає позитивним. Хід радіаційного балансу вдень при ясному небі наближається до ходу прямої радіації.

Вивчення радіаційного балансу сільськогосподарських угідь дозволяє розраховувати кількість радіації, поглиненої посівами та ґрунтом, залежно від висоти Сонця, структури посіву, фази розвитку рослин. Для оцінки різних прийомів регулювання температури та вологості ґрунту, випаровування та інших величин визначають радіаційний баланс сільськогосподарських полів при різних типах рослинного покриву.

Методи вимірювання сонячної радіації та складових радіаційного балансу

Для вимірювання потоків сонячної радіації застосовуютьсяабсолютні івідносні методи та відповідно розроблені абсолютні та відносні актинометричні прилади. Абсолютні прилади зазвичай застосовують тільки для тарування та перевірки відносних приладів.

Відносні прилади застосовуються при регулярних спостереженнях на мережі метеостанцій, а також в експедиціях та при польових спостереженнях. З них найбільше широко використовуються термоелектричні прилади: актинометр, піранометр і альбедометр. Приймачем сонячної радіації у цих приладів служать термобатареї, складені з двох металів (зазвичай манганіну та константану). Залежно від інтенсивності радіації між спаями термобатареї створюється різниця температур і виникає електричний струм різної сили, що вимірюється гальванометром. Для перекладу поділів шкали гальванометра в абсолютні одиниці застосовуються перекладачі, які визначаються для цієї пари: актинометричний прилад - гальванометр.

Актинометр термоелектричний (М-3) Савинова - Янішевського служить для вимірювання прямої радіації, що приходить на поверхню перпендикулярну до сонячних променів.

Піранометр (М-80М) Янішевського служить для вимірювання сумарної та розсіяної радіації, що приходить на горизонтальну поверхню.

При спостереженнях приймальна частина піранометра встановлюється горизонтально. Для визначення розсіяної радіації піранометр затінюється від прямої радіації тіньовим екраном у вигляді круглого диска, закріпленого на стрижні на відстані 60 см від приймальної поверхні. При вимірі сумарної радіації тіньовий екран відводиться убік

Альбедометр - це піранометр, пристосований також. Для виміру відбитої радіації. Для цього служить пристрій, що дозволяє повертати приймальну частину приладу вгору (для вимірювання прямої) та вниз (для вимірювання відбитої радіацій). Визначивши альбедометр сумарну і відбиту радіацію, обчислюють альбедо підстилаючої поверхні. Для польових вимірів використовують альбедометр похідний М-69.

Балансомір термоелектричний М-10М. Цей прилад застосовується для вимірювання радіаційного балансу поверхні, що підстилає.

Крім розглянутих приладів, використовують також люксметри - фотометричні прилади для вимірювання освітленості, спектрофотометри, різні прилади для вимірювання ФАР тощо.

Важливою характеристикою режиму сонячної радіації є тривалість сонячного сяйва. Для її визначення слугуєгеліограф .

У польових умовах найчастіше застосовуються піранометри, похідні альбедометри, балансоміри та люксметри. Для спостережень серед рослин найбільш зручні похідні альбедометри та люксметри, а також спеціальні мікропіранометри.

Енергія, випромінювана Сонцем, зветься сонячної радіації. Поступаючи на Землю, сонячна радіація здебільшого перетворюється на тепло.

Сонячна радіація є практично єдиним джерелом енергії для Землі та атмосфери. У порівнянні з сонячною енергією значення інших джерел енергії для Землі дуже мало. Наприклад, температура Землі загалом із глибиною зростає (приблизно 1 про З кожні 35 м). Завдяки цьому поверхня Землі отримує деяку кількість тепла із внутрішніх частин. Підраховано, що в середньому 1см 2 земної поверхні одержує із внутрішніх частин Землі близько 220 Дж на рік. Ця кількість у 5000 разів менша від тепла, що отримується від Сонця. Деяка кількість тепла Земля отримує від зірок і планет, але й вона у багато разів (приблизно в 30 млн.) менше тепла, що надходить від Сонця.

Кількість енергії, що посилається Сонцем на Землю, величезна. Так, потужність потоку сонячної радіації, що надходить на площу в 10 км 2 , становить літній безхмарний (з урахуванням ослаблення атмосфери) 7-9 кВт. Це більше, ніж потужність Красноярської ГЕС. Кількість променистої енергії, що надходить від Сонця за 1 секунду на площу 15-15 км (це менше площіЛенінграда) в південь влітку, перевищує потужність всіх електростанцій СРСР (166 млн кВт), що розпався.

Малюнок 1 - Сонце - джерело радіації

Види сонячної радіації

У атмосфері сонячна радіація шляху до землі частково поглинається, а частково розсіюється і відбивається від хмар і земної поверхні. В атмосфері спостерігається три види сонячної радіації: пряма, розсіяна та сумарна.

Пряма сонячна радіація- Радіація, що надходить до земної поверхні безпосередньо від диска Сонця. Сонячна радіація поширюється від Сонця в усіх напрямках. Але відстань від Землі до Сонця така велика, що пряма радіація падає на будь-яку поверхню на Землі у вигляді пучка паралельних променів, що виходить як би з нескінченності. Навіть вся земна куля в цілому така мала в порівнянні з відстанню до Сонця, що всю сонячну радіацію, що падає на неї, без помітної похибки можна вважати пучком паралельних променів.

На верхню межу атмосфери приходить лише пряма радіація. Близько 30% радіації, що падає на Землю, відображається в космічний простір. Кисень, азот, озон, діоксид вуглецю, водяні пари (хмари) та аерозольні частинки поглинають 23% прямої сонячної радіації в атмосфері. Озон поглинає ультрафіолетову та видиму радіацію. Незважаючи на те, що його вміст у повітрі дуже мало, він поглинає всю ультрафіолетову частину радіації (приблизно 3%). Таким чином, біля земної поверхні її взагалі не спостерігається, що дуже важливо для життя на Землі.

Пряма сонячна радіація по дорозі крізь атмосферу також розсіюється. Частка (крапля, кристал або молекула) повітря, що знаходиться на шляху електромагнітної хвилі, безперервно «витягує» енергію з падаючої хвилі і перевипромінює її по всіх напрямках, стаючи випромінювачем енергії.

Близько 25% енергії загального потоку сонячної радіації, проходячи через атмосферу, розсіюється молекулами. атмосферних газіві аерозолем і перетворюється в атмосфері на розсіяну сонячну радіацію. Таким чином розсіяна сонячна радіація- Сонячна радіація, що зазнала розсіювання в атмосфері. Розсіяна радіація приходить до земної поверхні не від сонячного диска, а від усього небесного склепіння. Розсіяна радіація відмінна від прямої за спектральним складом, так як промені різних довжин хвиль розсіюються різною мірою.

Так як першоджерелом розсіяної радіації є пряма сонячна радіація, потік розсіяної залежить від тих факторів, які впливають на потік прямої радіації. Зокрема, потік розсіяної радіації зростає зі збільшенням висоти Сонця і навпаки. Він зростає також із збільшенням у атмосфері кількості розсіюючих частинок, тобто. зі зниженням прозорості атмосфери, і зменшується з висотою над рівнем моря у зв'язку зі зменшення кількості частинок, що розсіюють, у вищележачих шарах атмосфери. Дуже великий вплив на розсіяну радіацію надають хмарність і сніговий покрив, які за рахунок розсіювання і відображення прямої і розсіяної радіації, що падає на них, і повторного розсіювання їх в атмосфері можуть у кілька разів збільшити розсіяну сонячну радіацію.

Розсіяна радіація суттєво доповнює пряму сонячну радіацію та значно збільшує надходження. сонячної енергіїна земну поверхню. Особливо велика її роль у зимовий час у високих широтах та інших районах з підвищеною хмарністю, де частка розсіяної радіації може перевищувати частку прямої. Наприклад, у річній сумі сонячної енергії частку розсіяної радіації посідає Архангельську - 56 %, у Санкт-Петербурзі - 51 %.

Сумарна сонячна радіація- це сума потоків прямої та розсіяної радіацій, що надходять на горизонтальну поверхню. До сходу та після заходу Сонця, а також вдень при суцільній хмарності сумарна радіація повністю, а при малих висотах Сонця переважно складається з розсіяної радіації. При безхмарному або малохмарному небі зі збільшенням висоти Сонця частка прямої радіації у складі сумарної швидко зростає і вдень потік її багаторазово перевищує потік розсіяної радіації. Хмарність в середньому послаблює сумарну радіацію (на 20-30 %), проте при частковій хмарності, що не закриває сонячного диска, її потік може бути більшим, ніж при безхмарному небі. Істотно збільшує потік сумарної радіації сніговий покрив рахунок збільшення потоку розсіяної радіації.

Сумарна радіація, падаючи на земну поверхню, здебільшогопоглинається верхнім шаром ґрунту або товстішим шаром води (поглинена радіація) і переходить у тепло, а частково відбивається (відбита радіація).

Земля отримує від Сонця 1,36 * 10-24 кал тепла на рік. Порівняно з цією кількістю енергії решта приходу променистої енергії на поверхню Землі мізерно мала. Так, промениста енергія зірок становить одну стомільйонну частку сонячної енергії, космічне випромінювання - дві мільярдні частки, внутрішнє тепло Землі біля її поверхні дорівнює одній п'ятитисячної частки сонячного тепла.
Випромінювання Сонця - сонячна радіація- є основним джерелом енергії багатьох процесів, що відбуваються в атмосфері, гідросфері та у верхніх шарах літосфери.
За одиницю вимірювання інтенсивності сонячної радіації приймають кількість калорій тепла, поглинену 1 см2 абсолютно чорної поверхні, перпендикулярній до напрямку сонячних променів, За 1 хвилину (кал/см2*хв).

Потік променистої енергії Сонця, що досягає земної атмосфери, відрізняється великою сталістю. Його інтенсивність називають сонячною постійною (Io) та приймають у середньому рівною 1,88 ккал/см2 хв.
Величина сонячної постійної коливається залежно від відстані Землі від Сонця та від сонячної активності. Коливання її протягом року становлять 34-35%.
Якби сонячні промені всюди падали на земну поверхню прямовисно, то за відсутності атмосфери і сонячної постійної 1,88 кал/см2*хв кожен квадратний сантиметр її отримував на рік 1000 ккал. Завдяки тому, що Земля куляста, ця кількість зменшується в 4 рази, і 1 кв. см отримує в середньому 250 ккал на рік.
Кількість сонячної радіації, що отримується поверхнею, залежить від кута падіння променів.
Максимальна кількість радіації отримує поверхню, перпендикулярна напрямку сонячних променів, тому що в цьому випадку вся енергія розподіляється на майданчик з перетином, що дорівнює перерізу пучка променів - а. При похилому падінні того ж пучка променів енергія розподіляється на велику площу (перетин в) і одиниця поверхні отримує меншу її кількість. Чим менший кут падіння променів, тим менша інтенсивність сонячної радіації.
Залежність інтенсивності сонячної радіації від кута падіння променів виражається формулою:

I1 = I0 * sin h,

де I0 – інтенсивність сонячної радіації при прямовисному падінні променів. За межами атмосфери – сонячна постійна;
I1 – інтенсивність сонячної радіації при падінні сонячних променів під кутом h.
I1 у стільки разів менше I0, скільки разів переріз а менше перетину в.
На малюнку 27 видно, що a/b = sin.
Кут падіння сонячних променів (висота Сонця) буває дорівнює 90 ° тільки на широтах від 23 ° 27 "пн. до 23 ° 27" пд. (тобто між тропіками). На решті широт він завжди менше 90° (табл. 8). Відповідно зменшенню кута падіння променів має зменшуватися і інтенсивність сонячної радіації, що надходить на поверхню різних широтах. Так як протягом року і протягом доби висота Сонця не залишається постійною, кількість сонячного тепла, що отримується поверхнею, постійно змінюється.

Кількість сонячної радіації, отримана поверхнею, знаходиться у прямій залежності від тривалості освітлення її сонячним промінням.

У екваторіальній зоні поза атмосферою кількість сонячного тепла протягом року не відчуває великих коливань, тоді як у високих широтах ці коливання дуже великі (див. табл. 9). У зимовий період відмінності у приході сонячного тепла між високими та низькими широтами особливо значні. У літній періодВ умовах безперервного освітлення полярні райони отримують максимальну на Землі кількість сонячного тепла за добу. У день літнього сонцестояння у північній півкулі воно на 36% перевищує добові суми тепла на екваторі. Але оскільки тривалість дня на екваторі не 24 години (як у цей час на полюсі), а 12 годин, кількість сонячної радіації на одиницю часу на екваторі залишається найбільшою. Літній максимум добової суми сонячного тепла, що спостерігається близько 40-50 ° широти, пов'язаний з порівняно великою тривалістю дня (більшою, ніж на 10-20 ° широти) при значній висоті Сонця. Відмінності у кількості тепла, одержуваного екваторіальними та полярними районами, влітку менше, ніж узимку.
Південна півкуля влітку отримує більше тепла, ніж північна, взимку – навпаки (впливає зміна відстані Землі від Сонця). І якби поверхня обох півкуль була абсолютно однорідною, річні амплітуди коливання температури у південній півкулі були б більшими, ніж у північній.
Сонячна радіація в атмосфері зазнає кількісні та якісні зміни.
Навіть ідеальна, суха та чиста, атмосфера поглинає та розсіює промені, зменшуючи інтенсивність сонячної радіації. Послаблюючий вплив реальної атмосфери, що містить водяну пару і тверді домішки, на сонячну радіацію значно більше, ніж ідеальної. Атмосфера (кисень, озон, вуглекислий газ, пил і водяна пара) поглинає головним чином ультрафіолетові та інфрачервоні промені. Поглинена атмосферою промениста енергія Сонця перетворюється на інші види енергії: теплову, хімічну та інших. Загалом поглинання послаблює сонячну радіацію на 17-25%.
Молекулами газів атмосфери розсіюються промені з відносно короткими хвилями – фіолетові, сині. Саме цим пояснюється блакитний колір піднебіння. Домішками однаково розсіюються промені з хвилями різної довжини. Тому при значному їх змісті небо набуває білуватий відтінок.
Завдяки розсіянню та відображенню сонячних променів атмосферою спостерігається денне освітлення у похмурі дні, видно предмети в тіні, виникає явище сутінків.
Чим довший шляхпроменя в атмосфері, тим більшу товщу її він повинен пройти і тим значніше послаблюється сонячна радіація. Тому з підвищенням вплив атмосфери на радіацію зменшується. Довжина шляху сонячних променів у атмосфері залежить від висоти Сонця. Якщо прийняти за одиницю довжину шляху сонячного променя в атмосфері при висоті Сонця 90° (m), співвідношення між висотою Сонця та довжиною шляху променя в атмосфері буде таким, як показано в табл. 10.

Загальне ослаблення радіації в атмосфері за будь-якої висоті Сонця можна виразити формулою Буге: Im = I0 * pm, де Im - змінена в атмосфері інтенсивність сонячної радіації біля земної поверхні; I0 – сонячна постійна; m – шлях променя в атмосфері; при висоті Сонця 90 ° він дорівнює 1 (маса атмосфери), р - коефіцієнт прозорості ( дробове число, Що показує, яка частка радіації досягає поверхні при m = 1).
При висоті Сонця 90°, при m=1, інтенсивність сонячної радіації біля земної поверхні I1 у раз менше, ніж Io, т. е. I1=Io*p.
Якщо висота Сонця менше 90°, то завжди більше 1. Шлях сонячного променя може складатися з кількох відрізків, кожен з яких дорівнює 1. Інтенсивність сонячної радіації на кордоні між першим (aa1) і другим (а1a2) відрізками I1 дорівнює, очевидно, Io *р, інтенсивність радіації після проходження другого відрізка I2=I1*p=I0 р*р=I0 р2; I3=I0p3 тощо.

Прозорість атмосфери непостійна і неоднакова в різних умовах. Відношення прозорості реальної атмосфери до прозорості ідеальної атмосфери – фактор каламутності – завжди більше одиниці. Він залежить від вмісту в повітрі водяної пари та пилу. Зі збільшенням географічної широтифактор каламутності зменшуйся: на широтах від 0 до 20 ° с. ш. він дорівнює середньому 4,6, на широтах від 40 до 50° з. ш. - 3,5, на широтах від 50 до 60 ° пн. ш. - 2,8 та на широтах від 60 до 80° с. ш. - 2,0. У помірних широтах фактор каламутності взимку менший, ніж улітку, вранці менший, ніж удень. З висотою він зменшується. Чим більший фактор каламутності, тим більше ослаблення сонячної радіації.
Розрізняють сонячну радіацію пряму, розсіяну та сумарну.
Частина сонячної радіації, яка проникає через атмосферу до земної поверхні, є прямою радіацією. Частина радіації, що розсіюється атмосферою, перетворюється на розсіяну радіацію. Вся сонячна радіація, що надходить на земну поверхню, пряма та розсіяна, називається сумарною радіацією.
Співвідношення між прямою та розсіяною радіацією змінюється у значних межах залежно від хмарності, запиленості атмосфери, а також від висоти Сонця. При ясному небі частка розсіяної радіації не перевищує 0,1%, при хмарному небі розсіяна радіація може бути більшою за пряму.
При малій висоті Сонця сумарна радіація майже повністю складається з розсіяної. При висоті Сонця 50 ° і ясному небі частка розсіяної радіації вбирається у 10-20%.
Карти середніх річних та місячних величин сумарної радіації дозволяють помітити основні закономірності у її географічному розподілі. Річні величини сумарної радіації розподіляються переважно зонально. Найбільша на Землі річна кількість сумарної радіації отримує поверхню у тропічних внутрішньоконтинентальних пустелях (Східна Сахара та центральна частина Аравії). Помітне зниження сумарної радіації на екваторі викликається високою вологістю повітря та великою хмарністю. У Арктиці сумарна радіація становить 60-70 ккал/см2 на рік; в Антарктиці внаслідок частої повторюваності ясних днів та більшої прозорості атмосфери вона дещо більша.

У червні найбільші сумирадіації отримує північну півкулю, і особливо внутрішньоконтинентальні тропічні та субтропічні області. Суми сонячної радіації, одержувані поверхнею в помірних та полярних широтах північної півкулі, відрізняються мало внаслідок переважно великої тривалості дня у полярних районах. Зональність у розподілі сумарної радіації над. континентами в північній півкулі та в тропічних широтах південної півкулі майже не виражена. Краще проявляється вона у північній півкулі над Океаном і ясно виражена у позатропічних широтах південної півкулі. У південного полярного кола розмір сумарної сонячної радіації наближається до 0.
У грудні найбільші суми радіації надходять у південну півкулю. Високо лежить крижана поверхня Антарктиди при великій прозорості повітря отримує значно більше сумарної радіації, ніж поверхня Арктики в червні. Багато тепла в пустелях (Калахарі, Велика Австралійська), але внаслідок більшої океанічності південної півкулі (вплив високої вологості повітря та хмарності) суми його тут дещо менші, ніж у червні в тих же широтах північної півкулі. У екваторіальних та тропічних широтах північної півкулі сумарна радіація змінюється порівняно мало, і зональність у її розподілі виражена чітко лише на північ від північного тропіка. Зі збільшенням широти сумарна радіація досить швидко зменшується, її нульова ізолінія проходить дещо північніше північного полярного кола.
Сумарна сонячна радіація, потрапляючи на поверхню Землі, частково відбивається у атмосферу. Відношення кількості радіації, відбитої від поверхні, до кількості радіації, що падає на цю поверхню, називається альбедо. Альбедо характеризує відбивну здатність поверхні.
Альбедо земної поверхні залежить від її стану і властивостей: кольору, вологості, шорсткості та ін. Найбільшу відбивну здатність має свіжий сніг (85-95%). Спокійна водна поверхня при стрімкому падінні на неї сонячних променів відображає всього 2-5%, а при низькому стоянні Сонця - майже всі падаючі на неї промені (90%). Альбедо сухого чорнозему - 14%, вологого - 8, лісу - 10-20, лугової рослинності - 18-30, поверхні піщаної пустелі - 29-35, поверхні морського льоду - 30-40%.
Велике альбедо поверхні льоду, особливо вкритого свіжим снігом (до 95%), - причина низьких температуру полярних районах у період, коли прихід сонячної радіації там значний.
Випромінювання земної поверхні та атмосфери.Будь-яке тіло, що має температуру вище абсолютного нуля(Більше мінус 273 °), випускає променисту енергію. Повна променевипускальна здатність абсолютно чорного тіла пропорційна четвертому ступеню його абсолютної температури (T):
Е = σ*Т4 ккал/см2 хв (закон Стефана - Больцмана), де σ - постійний коефіцієнт.
Чим вище температура випромінюючого тіла, тим коротша довжина хвиль променів, що випускаються нм. Розпечене Сонце посилає у простір короткохвильову радіацію. Земна поверхня, поглинаючи короткохвильову сонячну радіацію, нагрівається і стає джерелом випромінювання (земної радіації). Але оскільки температура земної поверхні не перевищує кількох десятків градусів, її випромінювання довгохвильове, невидиме.
Земна радіація значною мірою затримується атмосферою (водяною парою, вуглекислим газом, озоном), але промені з довжиною хвилі 9-12 мк вільно йдуть за межі атмосфери, і тому Земля втрачає частину тепла.
Атмосфера, поглинаючи частину сонячної радіації, що проходить через неї, і більше половини земної, сама випромінює енергію і у світовий простір, і до земної поверхні. Атмосферне випромінювання, спрямоване до земної поверхні назустріч земному, називається зустрічним випромінюванням.Це випромінювання, як і земне, довгохвильове, невидиме.
В атмосфері зустрічаються два потоки довгохвильової радіації – випромінювання поверхні Землі та випромінювання атмосфери. Різниця між ними, що визначає фактичну втрату тепла земною поверхнею, називається ефективним випромінюванням.Ефективне випромінювання тим більше, чим вище температура випромінюючої поверхні. Вологість повітря зменшує ефективне випромінювання, сильно знижують його хмари.
Найбільше значення річних сум ефективного випромінювання спостерігається у тропічних пустелях – 80 ккал/см2 на рік – завдяки високій температуріповерхні, сухості повітря та ясності неба. На екваторі, при великій вологості повітря, ефективне випромінювання становить близько 30 ккал/см2 на рік, причому величина його для суші і для Океану дуже мало відрізняється. Найменше ефективне випромінювання у полярних районах. У помірних широтах земна поверхня втрачає приблизно половину кількості тепла, що вона отримує від поглинання сумарної радіації.
Здатність атмосфери пропускати короткохвильове випромінювання Сонця (пряму та розсіяну радіацію) та затримувати довгохвильове випромінювання Землі називають оранжерейним (парниковим) ефектом. Завдяки оранжерейному ефекту Середня температураземної поверхні становить +16°, за відсутності атмосфери вона була -22° (на 38° нижче).
Радіаційний баланс (залишкова радіація).Земна поверхня одночасно отримує радіацію та віддає її. Прихід радіації становлять сумарна сонячна радіація та зустрічне випромінювання атмосфери. Витрата - відображення сонячних променів від поверхні (альбедо) та власне випромінювання земної поверхні. Різниця між приходом та витратою радіації - радіаційний баланс,або залишкова радіація.Розмір радіаційного балансу визначається рівнянням

R = Q * (1-α) - I,

де Q - сумарна сонячна радіація, що надходить на одиницю поверхні; α - альбедо (дроб); I – ефективне випромінювання.
Якщо прихід більше витрати, радіаційний баланс позитивний, якщо прихід менше витрати, баланс негативний. Вночі на всіх широтах радіаційний баланс негативний, вдень до полудня - позитивний скрізь, окрім високих широт взимку; після полудня – знову негативний. У середньому за добу радіаційний баланс може бути як позитивним, і негативним (табл. 11).

На карті річних сум радіаційного балансу земної поверхні видно різка змінаположення ізоліній при переході їх із суші на Океан. Як правило, радіаційний баланс поверхні Океану перевищує радіаційний баланс суші (вплив альбедо та ефективного випромінювання). Розподіл радіаційного балансу загалом зональний. На Океані в тропічних широтах річні величини радіаційного балансу досягають 140 ккал/см2 (Аравійське море) і не перевищують 30 ккал/см2 біля межі льодів. Відхилення від зонального розподілу радіаційного балансу на Океані незначні та викликаються розподілом хмарності.
На суші в екваторіальних та тропічних широтах річні значення радіаційного балансу змінюються від 60 до 90 ккал/см2 залежно від умов зволоження. Найбільші річні суми радіаційного балансу відзначаються у тих районах, де альбедо та ефективне випромінювання порівняно невеликі (вологі тропічні ліси, савани). Найменшим їх значення виявляється у дуже вологих (велика хмарність) та у дуже сухих (велике ефективне випромінювання) районах. У помірних та високих широтах річна величина радіаційного балансу зменшується зі збільшенням широти (вплив зменшення сумарної радіації).
Річні суми радіаційного балансу над центральними районами Антарктиди є негативними (кілька калорій на 1 см2). В Арктиці значення цих величин близькі до нуля.
У липні радіаційний баланс земної поверхні у значній частині південної півкулі негативний. Лінія нульового балансу проходить між 40 і 50° пд. ш. Найвище значення величини радіаційного балансу досягають на поверхні Океану в тропічних широтах північної півкулі та на поверхні деяких внутрішніх морів, наприклад Чорного (14-16 ккал/см2 на міс.).
У січні лінія нульового балансу розташована між 40 і 50 ° пн. ш. (Над океанами вона дещо піднімається на північ, над материками - спускається на південь). Значна частина північної півкулі має негативний радіаційний баланс. Найбільші величинирадіаційного балансу приурочені до тропічних широт південної півкулі.
У середньому протягом року радіаційний баланс земної поверхні позитивний. При цьому температура поверхні не підвищується, а залишається приблизно постійною, що можна пояснити лише безперервним витрачанням надлишків тепла.
Радіаційний баланс атмосфери складається з поглиненої нею сонячної та земної радіації, з одного боку, та атмосферного випромінювання – з іншого. Він завжди негативний, оскільки атмосфера поглинає лише незначну частину сонячної радіації, а випромінює майже стільки, як і поверхню.
Радіаційний баланс поверхні та атмосфери разом, як цілого, для всієї Землі за рік дорівнює в середньому нулю, але за широтами він може бути позитивним і негативним.
Наслідком такого розподілу радіаційного балансу має бути перенесення тепла у напрямку від екватора до полюсів.
Тепловий баланс.Радіаційний баланс – найважливіша складова теплового балансу. Рівняння теплового балансу поверхні показує, як перетворюється на земній поверхні енергія сонячної радіації, що надходить:

де R – радіаційний баланс; LE - витрати тепла на випаровування (L - прихована теплота пароутворення, E - випаровування);
P - турбулентний теплообмін між поверхнею та атмосферою;
А - теплообмін між поверхнею і нижчими шарами грунту або води.
Радіаційний баланс поверхні вважається позитивним, якщо радіація, поглинена поверхнею, перевищує втрати тепла і негативним, якщо вона не заповнює їх. Усі інші члени теплового балансу вважаються позитивними, якщо їх рахунок відбувається втрата тепла поверхнею (якщо вони відповідають витраті тепла). Так як. всі члени рівняння можуть змінюватися, тепловий баланс постійно порушується і знову відновлюється.
Розглянуте вище рівняння теплового балансу поверхні наближене, тому що в ньому не враховані деякі другорядні, але в конкретних умовах фактори, що набувають важливого значення, наприклад виділення тепла при замерзанні, його витрата на танення та ін.
Тепловий баланс атмосфери складається з радіаційного балансу атмосфери Ra, тепла, що надходить від поверхні, Pа, тепла, що виділяється в атмосфері при конденсації, LE і горизонтального перенесення тепла (адвекції) Aа. Радіаційний баланс атмосфери завжди негативний. Приплив тепла внаслідок конденсації вологи та величини турбулентного теплообміну – позитивні. Адвекція тепла призводить в середньому за рік до перенесення його з низьких широт у високі: таким чином, вона означає витрату тепла в низьких широтах і прихід у високі. У багаторічному виведенні теплового балансу атмосфери можна виразити рівнянням Ra=Pa+LE.
Тепловий баланс поверхні та атмосфери разом, як цілого, у багаторічному середньому дорівнює 0 (рис. 35).

За 100% прийнято величину сонячної радіації, що надходить до атмосфери протягом року (250 ккал/см2). Сонячна радіація, проникаючи в атмосферу, частково відбивається від хмар і йде за межі атмосфери - 38%, частково поглинається атмосферою - 14% і частково у вигляді прямої сонячної радіації досягає земної поверхні - 48%. З 48%, що дійшли до поверхні, 44% нею поглинаються, а 4% відбиваються. Отже, альбедо Землі становить 42% (38+4).
Поглинена земною поверхнею радіація витрачається так: 20% губляться через ефективне випромінювання, 18% витрачаються на випаровування з поверхні, 6% - на нагрівання повітря при турбулентному теплообміні (всього 24%). Витрата тепла поверхнею врівноважує його прихід. Тепло, отримане атмосферою (14% безпосередньо від Сонця, 24% від земної поверхні), разом із ефективним випромінюванням Землі прямує у світовий простір. Альбедо Землі (42%) та випромінювання (58%) врівноважують надходження сонячної радіації до атмосфери.

Загальна характеристика сонячної радіації
Пряма сонячна радіація
Сумарна сонячна радіація
Поглинання сонячної радіації у атмосфері

Променева енергія Сонця, або сонячна радіація, є основним джерелом тепла на поверхні Землі та її атмосфери. Радіація, що надходить від зірок та Місяця, мізерно мала порівняно з сонячною радіацією і суттєвого внеску у теплові процеси на Землі не вносить. Так само мізерно малий потік тепла, спрямований до поверхні із глибин планети. Сонячна радіація поширюється в усіх напрямках від джерела (Сонця) як електромагнітних хвиль зі швидкістю, близькою до 300 000 км/сек. У метеорології розглядають переважно теплову радіацію, що визначається температурою тіла та його випромінювальною здатністю. Теплова радіація має довжини хвиль від сотень мікрометрів до тисячних часток мікрометра. Рентгенівське випромінювання та гамма-випромінювання в метеорології не розглядаються, оскільки в нижні шари атмосфери вони практично не надходять. Теплову радіацію прийнято поділяти на короткохвильову та довгохвильову. Короткохвильовою радіацією називають радіацію в діапазоні довжин хвиль від 0,1 до 4 мкм, довгохвильової - від 4 до 100 мкм. Сонячна радіація, що надходить до Землі, на 99% є короткохвильовою. Короткохвильову радіацію поділяють на ультрафіолетову (УФ), з довжинами хвиль від 0,1 до 0,39 мкм; видиме світло (НД) - 0,4 - 0,76 мкм; інфрачервону (ІЧ) – 0,76 – 4 мкм. ВС та ІЧ радіація дають найбільшу енергію: на ВС припадає 47% променистої енергії, на ІЧ - 44%, а на УФ - лише 9% променистої енергії. Такий розподіл теплової радіації відповідає розподілу енергії у спектрі абсолютно чорного тіла з температурою 6000К. Цю температуру вважають умовно близькою до фактичної температури на поверхні Сонця (у фотосфері, що є джерелом променистої енергії Сонця). Максимум променистої енергії за такої температури випромінювача, згідно із законом Вина l= 0,2898/Т (см*град). (1) посідає синьо-блакитні промені з довжинами близько 0,475 мкм (l.- довжина хвилі, Т - абсолютна температура випромінювача). Загальна кількість теплової енергії, що випромінюється, пропорційно, згідно із законом Стефана-Больцмана, четвертого ступеня абсолютної температури випромінювача: Е = sТ 4 (2) де s = 5,7*10-8 Вт/м 2 *К 4 (постійна Стефана-Больцмана). Кількісним заходомсонячної радіації, що надходить поверхню, служить енергетична освітленість, чи щільність потоку радіації. Енергетична освітленість - це кількість променистої енергії, що надходить на одиницю площі за одиницю часу. Вона вимірюється у Вт/м2 (або кВт/м2). Це означає, що на 1 м 2 за секунду надходить 1 Дж (або 1 кДж) променистої енергії. Енергетичну освітленість сонячної радіації, що падає на майданчик одиничної площі, перпендикулярну сонячним променям в одиницю часу на верхній межі атмосфери за середньої відстані від Землі до Сонця називають сонячною постійною Sо. При цьому під верхньою межею атмосфери розуміють умову відсутності впливу атмосфери на сонячну радіацію. Тому величина сонячної постійної визначається лише випромінювальною здатністю Сонця та відстанню між Землею та Сонцем. Сучасними дослідженнями за допомогою супутників і ракет встановлено значення Sо, що дорівнює 1367 Вт/м 2 з помилкою ±0,3%, середня відстань між Землею та Сонцем у цьому випадку визначена як 149,6*106 км. Якщо враховувати зміни сонячної постійної у зв'язку із зміною відстані між Землею та Сонцем, то при середньорічному значенні 1,37 кВт/м 2 , у січні вона дорівнюватиме 1,41 кВт/м 2 , а у червні - 1,34 кВт/м 2, отже, північна півкуля за літній день отримує на межі атмосфери дещо менше радіації, ніж Південна півкуля за свій літній день. У зв'язку з постійною зміною сонячної активності сонячна постійна, можливо, зазнає коливань з року в рік. Але ці коливання, якщо вони й існують, настільки малі, що лежать у межах точності вимірів сучасних приладів. Але за час існування Землі сонячна стала, найімовірніше, змінювала своє значення. Знаючи сонячну постійну, можна розрахувати кількість сонячної енергії, що надходить на освітлену півкулю на верхній межі атмосфери. Воно дорівнює твору сонячної постійної площі великого кола Землі. При середньому радіусі землі, що дорівнює 6371 км, площа великого кола становить p * (6371) 2 = 1,275 * 1014 м 2, а промениста енергія, що приходить на неї - 1,743 * 1017 Вт. За рік це становитиме 5,49*1024 Дж. Надходження сонячної радіації на горизонтальну поверхню на верхній межі атмосфери називають солярним кліматом. Формування солярного клімату визначається двома факторами – тривалістю сонячного сяйва та висотою Сонця. Кількість радіації, що припадає на межі атмосфери на одиницю площі горизонтальної поверхні, пропорційна синусу висоти Сонця, яка змінюється не тільки протягом дня, а й залежить від пори року. Як відомо, висота Сонця для днів сонцестояння визначається за формулою 900 – (j±23,50), для днів рівнодення – 900 –j, де j – широта місця. Таким чином, висота Сонця на екваторі змінюється протягом року від 90 ° до 66,50 °, в тропіках - від 90 до 43 °, на полярних колах - від 47 до 0 ° і на полюсах - від 23,5 ° до 0 ° . Відповідно до такої зміни висоти Сонця взимку в кожній півкулі приплив сонячної радіації на горизонтальний майданчик швидко зменшується від екватора до полюсів. Влітку картина складніша: у середині літа максимальні значення припадають не так на екватор, але в полюси, де тривалість дня становить 24 години. У річному ході у позатропічній зоні спостерігається один максимум (літнє сонцестояння) та один мінімум (зимове сонцестояння). У тропічній зоні приплив радіації досягає максимуму двічі на рік (дні рівнодення). Річні кількості сонячної радіації змінюються від 133*102 МДж/м2 (екватор) до 56*102 МДж/м2 (полюси). Амплітуда річного ходу на екваторі невелика, у позатропічній зоні – значна.

2 Пряма сонячна радіаціяПрямою сонячною радіацією називають радіацію, що надходить до земної поверхні безпосередньо від сонячного диска. Незважаючи на те, що сонячна радіація поширюється від Сонця в усіх напрямках, до Землі вона приходить у вигляді пучка паралельних променів, що виходять ніби з нескінченності. Приплив прямої сонячної радіації на земну поверхню чи будь-який рівень у атмосфері характеризується енергетичної освітленістю - кількістю променистої енергії, що надходить за одиницю часу на одиницю площі. Максимальний приплив прямої сонячної радіації надходитиме на майданчик, перпендикулярний до сонячних променів. У всіх інших випадках енергетична освітленість визначатиметься висотою Сонця, або синусом кута, який утворює сонячний промінь з поверхнею майданчика S'=S sin hc (3) загальному випадку S (енергетична освітленість майданчика одиничної площі, перпендикулярної сонячним променям) дорівнює So. Потік прямої сонячної радіації, що припадає на горизонтальний майданчик, називається інсоляцією.

3. Розсіяна сонячна радіаціяПроходячи через атмосферу, пряма сонячна радіація зазнає розсіювання молекулами атмосферних газів та аерозольних домішок. При розсіянні частка, що знаходиться на шляху розповсюдження електромагнітної хвилі, безперервно поглинає енергію і перевипромінює її в усіх напрямках. В результаті потік паралельних сонячних променів, що йдуть у певному напрямку, перевипромінюється у всіх напрямках. Розсіювання відбувається на всіх довжинах хвиль електромагнітного випромінювання, але його інтенсивність визначається співвідношенням розміру частинок, що розсіюють, і довжин хвиль падаючого випромінювання. У абсолютно чистій атмосфері, де розсіювання проводиться тільки молекулами газів, розміри яких менші за довжини хвиль випромінювання, воно підпорядковується закону Релея, який говорить, що спектральна щільністьенергетичної освітленості розсіяної радіації обернено пропорційна четвертого ступеня довжини хвилі розсіюваних променів Dl=a Sl /l 4 (4) де Sl - спектральна щільність енергетичної освітленості прямої радіації з довжиною хвилі l, Dl - спектральна щільність енергетичної освітленості розсіяної радіації з тією ж довжиною хвилі, а – коефіцієнт пропорційності. Відповідно до закону Релея, в розсіяній радіації переважають більш короткі довжини хвиль, оскільки червоні промені, будучи вдвічі довшими за фіолетові, розсіюються в 14 разів менше. Інфрачервона радіація розсіюється дуже мало. Вважають, що розсіювання піддається близько 26% загального потоку сонячної радіації, 2/3 цієї радіації приходить до земної поверхні. Так як розсіяна радіація надходить не від сонячного диска, а від усього небосхилу, то її енергетичну освітленість вимірюють на горизонтальній поверхні. Одиницею виміру енергетичної освітленості розсіяної радіації є Вт/м 2 або кВт/м 2 . Якщо розсіювання відбувається на частинках, порівнянних з довжинами хвиль випромінювання (аерозольні домішки, кристали льодуі крапельки води), то розсіювання не підпорядковується закону Релея і енергетична освітленість розсіяної радіації стає обернено пропорційною не четвертою, а меншим ступеням довжин хвиль - тобто. максимум розсіювання зміщується в більш довгохвильову частину спектра. При великому вмісті в атмосфері великих частинок розсіювання змінюється дифузним відображенням, при якому потік світла відбивається частинками дзеркалами, без зміни спектрального складу. Оскільки падає біле світло, те й відбивається теж потік білого світла. В результаті колір неба стає білястим. З розсіянням пов'язані два цікаві явища - це блакитний колір неба та сутінки. Блакитний колір піднебіння - це колір самого повітря, зумовлений розсіянням у ньому сонячних променів. Так як в чистому небі розсіювання підпорядковується закону Релея, то максимум енергії розсіяної радіації, що йде від небесного склепіння, посідає блакитний колір. Блакитний колір повітря можна бачити, розглядаючи віддалені предмети, які здаються оповитими блакитним серпанком. З висотою, у міру зменшення щільності повітря, колір неба стає темнішим і переходить у густо-синій, а в стратосфері – у фіолетовий. Чим більше домішок міститься в атмосфері, тим більша частка довгохвильової радіації у спектрі сонячного світла, тим білим стає небо. Через розсіяння найбільш коротких хвиль пряма сонячна радіація збіднюється хвилями цього діапазону, тому максимум енергії в прямій радіації зміщується в жовту частину і сонячний диск забарвлюється в жовтий колір. При низьких кутах Сонця розсіювання відбувається дуже інтенсивно, зміщуючись у довгохвильову частину електромагнітного спектру, особливо при забрудненій атмосфері. Максимум прямої сонячної радіації зміщується в червону частину, сонячний диск стає червоним і виникають яскраві жовто-червоні заходи сонця. Після заходу Сонця темрява настає не відразу, аналогічно вранці, на земній поверхні стає світло за деякий час до появи сонячного диска. Це явище неповної темряви за відсутності сонячного диска отримало назву сутінків вечірніх та ранкових. Причиною цього є освітлення Сонцем під горизонтом, високих шарів атмосфери і розсіяння ними сонячного світла. Розрізняють астрономічні сутінки, які тривають, поки Сонце не опуститься нижче за горизонт на 180 і при цьому стане так темно, що будуть помітні найслабші зірки. Перша частина вечірніх астрономічних сутінків і остання частина ранкових астрономічних сутінків називається цивільними сутінками, при яких Сонце опускається під горизонт не нижче 80 . Тривалість астрономічних сутінків залежить від широти місцевості. Над екватором вони короткі, до 1:00, в помірних широтах становлять 2:00. У високих широтах у літній сезон вечірні сутінки зливаються з ранковими, утворюючи білі ночі.

4 Поглинання сонячної радіації у атмосфері.На верхню межу атмосфери сонячна радіація надходить у вигляді прямої радіації. Близько 30% цієї радіації відбивається назад у космічний простір, 70% - надходить в атмосферу. Проходячи через атмосферу, ця радіація зазнає змін, пов'язаних з її поглинанням та розсіюванням. Близько 20-23% прямої сонячної радіації поглинається. Поглинання має вибірковий характер і залежить від довжин хвиль та речовинного складу атмосфери. Азот, основний газ атмосфери, поглинає радіацію лише дуже малих довжин хвиль в ультрафіолетовій частині спектру. Енергія сонячної радіації у цій частині спектру дуже мала і поглинання радіації азотом мало відбивається на величині загального потоку енергії. Кисень поглинає дещо більше у двох вузьких ділянках видимої частини спектру та в ультрафіолетовій частині. Енергійніше поглинає радіацію озон. Загальна кількість поглинутої озоном радіації досягає 3% прямої сонячної радіації. Основна частка поглиненої радіації посідає ультрафіолетову частину, на довжини хвиль коротше 0,29 мкм. У невеликих кількостях озон поглинає радіацію видимого діапазону. Діоксид вуглецю поглинає радіацію в ІЧ діапазоні, але через його малу кількість, частка цієї поглиненої радіації в цілому невелика. Основними поглиначами прямої сонячної радіації є водяна пара, хмари та аерозольні домішки, зосереджені у тропосфері. Перед водяної пари і аерозолів припадає до 15% поглиненої радіації, частку хмар до 5%. Так як основна частка поглиненої радіації припадає на такі змінні складові атмосфери, як водяна пара та аерозолі, то рівень поглинання сонячної радіації змінюється у значних межах і залежить від конкретних умов стану атмосфери (її вологості та забруднення). З іншого боку, кількість поглиненої радіації залежить від висоти Сонця над горизонтом, тобто. від товщини шару атмосфери, що проходить сонячний промінь.

5. Видимість, закон ослаблення радіації, фактор каламутності.Розсіяння світла у атмосфері призводить до того, що віддалені предмети з відривом стають погано помітними як через їх зменшення у вигляді, а й унаслідок каламутності атмосфери. Відстань, у якому атмосфері перестають відрізнятися обриси предметів, називається дальність видимості, чи навіть видимість. Дальність видимості найчастіше визначають на око за певними, заздалегідь обраними об'єктами (темними на тлі неба), відстань до яких відома. У дуже чистому повітрі дальність видимості може сягати сотень кілометрів. У повітрі, що містить багато аерозольних домішок, дальність видимості може знижуватися до кількох кілометрів і навіть метрів. Так, при слабкому тумані дальність видимості становить 500-1000 м-коду, а при сильному тумані або піщаній бурі знижується до декількох метрів. Поглинання та розсіювання призводить до суттєвого ослаблення потоку сонячної радіації, що проходить через атмосферу. Радіація послаблюється пропорційно самому потоку (за інших рівних умовахчим більше потік, тим більше буде втрата енергії) і кількості поглинаючих і розсіювальних частинок. Останнє залежить від довжини шляху променя крізь атмосферу. Для атмосфери, що не містить аерозольних домішок (ідеальної атмосфери) коефіцієнт прозорості р становить 0,90-0,95. У реальній атмосфері його значення коливаються від 0,6 до 0,85 (взимку дещо вище, влітку – нижче). Зі зростанням вмісту водяної пари та домішок коефіцієнт прозорості зменшується. Зі збільшенням широти місцевості коефіцієнт прозорості збільшується у зв'язку із зменшенням тиску водяної пари та меншою запиленістю атмосфери. Все ослаблення радіації в атмосфері можна розділити на дві частини: ослаблення постійними газами (ідеальною атмосферою) та ослаблення водяними парами та аерозольними домішками. Співвідношення цих процесів враховується фактором каламутності 6. Географічні закономірностірозподілу прямої та розсіяної радіації. Потік прямої сонячної радіації залежить від висоти Сонця над обрієм. Тому протягом дня потік сонячної радіації спочатку швидко, потім повільно наростає від сходу Сонця до полудня і спочатку повільно, потім швидко зменшується від полудня до заходу Сонця. Але прозорість атмосфери протягом дня змінюється, тому крива денного ходу прямої радіації не плавна, а має відхилення. Але в середньому за тривалий період спостережень зміни радіації протягом дня набувають вигляду плавної кривої. Протягом року енергетична освітленість прямої сонячної радіації для основної частини Землі істотно змінюється, що з змінами висоти Сонця. Для північної півкулі мінімальні значення як прямої радіації на перпендикулярну поверхню, так і інсоляції припадають на грудень, максимальні - не на літній період, а на весну, коли повітря менш замутнене продуктами конденсації і мало запилене. Середня південна енергетична освітленість у Москві у грудні становить 0,54, квітні 1,05, червні-липні 0,86-0,99 кВт/м 2 . Добові значення прямої радіації максимальні влітку, при максимальній тривалості сонячного сяйва. Максимальні значенняпрямий сонячної радіації для деяких пунктів наступні (кВт/м 2): Бухта Тикси 0,91, Павловськ 1,00, Іркутськ 1,03, Москва 1,03, Курськ 1,05, Тбілісі 1,05, Владивосток 1,02, Ташкент 1,06. Максимальні значення прямої сонячної радіації мало зростають із зменшенням широти, незважаючи на зростання висоти Сонця. Це з тим, що у південних широтах зростає вологовміст і запиленість повітря. Тому на екваторі максимальні значення становлять трохи більше максимумів помірних широт. Найбільші Землі річні значення прямий сонячної радіації спостерігаються в Сахарі - до 1,10 кВт/м 2 . Сезонні відмінності приходу прямої радіації такі. У літній період найбільші значенняпрямий сонячної радіації спостерігаються під 30-400 широти літньої півкулі, до екватора та до полярним коламзначення прямої сонячної радіації зменшуються. До полюсів для літньої півкулі зменшення прямої сонячної радіації невеликі, у зимовому – вона стає рівною нулю. Навесні та восени максимальні значення прямої сонячної радіації спостерігаються на 10-200 весняної півкулі та 20-300 осінньої. Тільки зимова частина приекваторіальної зони отримує максимальні для даного періодузначення прямої сонячної радіації. З висотою над рівнем моря максимальні значення радіації зростають через зменшення оптичної товщини атмосфери: на кожні 100 метрів висоти величина радіації в тропосфері зростає на 0,007-0,14 кВт/м 2 . Максимальні значення радіації, зафіксовані у горах, становлять 1,19 кВт/м 2 . Розсіяна радіація, що надходить на горизонтальну поверхню, також змінюється протягом дня: зростає до полудня та зменшується після полудня. Величина потоку розсіяної радіації загалом залежить від тривалості дня та висоти Сонця над горизонтом, а також прозорості атмосфери (зменшення прозорості призводить до збільшення розсіювання). Крім того, розсіяна радіація у дуже широких межах змінюється залежно від хмарності. Відбита хмарами радіація також розсіюється. Розсіюється і відбита снігом радіація, що підвищує її частку взимку. Розсіяна радіація при середній хмарності більш ніж удвічі перевищує її значення безхмарний день. У Москві середнє полуденное значення розсіяної радіації влітку при ясному небі становить 0,15, а взимку за низького Сонця - 0,08 кВт/м 2 . При непохитній хмарності ці значення становлять влітку 0,28, а взимку 0,10 кВт/м 2 . В Арктиці за порівняно тонких хмар і сніжному покриві ці значення влітку можуть досягати 0,70 кВт/м 2 . Дуже великі значення розсіяної радіації в Антарктиді. Зі збільшенням висоти розсіяна радіація зменшується. Розсіяна радіація може суттєво доповнювати пряму радіацію, особливо за низького Сонця. Внаслідок розсіяного світла вся атмосфера вдень є джерелом освітлення: вдень світло і там, куди сонячні промені безпосередньо не падають, і тоді, коли Сонце приховано хмарами. Розсіяна радіація збільшує як освітленість, а й нагрівання земної поверхні. Величини розсіяної радіації загалом менше, ніж прямий, але порядок величин той самий. У тропічних та середніх широтах величина розсіяної радіації становить від половини до двох третин значень прямої радіації. На 50-600 їх значення близькі, а ближче до полюсів розсіяна радіація переважає.

7 Сумарна радіаціяВсю сонячну радіацію, що приходить до земної поверхні, називають сумарною сонячною радіацією. При безхмарному небі сумарна сонячна радіація має добовий хід з максимумом близько полудня та річний хід з максимумом влітку. Часткова хмарність, що не закриває диска Сонця, збільшує сумарну радіацію порівняно з безхмарним небом, повна хмарність, навпаки, зменшує її. У середньому ж хмарність зменшує радіацію. Тому влітку прихід сумарної радіації в дополудні години більше, ніж у післяполудні і в першу половину року більше, ніж у другу. Південні значення сумарної радіації в літні місяці під Москвою при безхмарному небі в середньому становлять 0,78, при відкритому Сонці та хмарах 0,80, при суцільній хмарності - 0,26 кВт/м 2 . що пояснюється впливом прозорості атмосфери та хмарності. Максимальні річні значення сумарної радіації становлять 84*102 – 92*102 МДж/м 2 й у пустелях Північної Африки. Над областями приекваторіальних лісів із великою хмарністю значення сумарної радіації знижено до 42*102 – 50*102 МДж/м 2 . До вищих широт обох півкуль значення сумарної радіації зменшуються, становлячи під 60-й паралеллю 25*102 – 33*102 МДж/м 2 . Але потім знову ростуть - мало над Арктикою і значно над Антарктидою, де в центральних частинах материка становлять 50 * 102 - 54 * 102 МДж / м 2 . Надокеанами загалом значення сумарної радіації нижче, ніж відповідними широтами суші. У грудні найбільші значення сумарної радіації відзначаються у пустелях Південної півкулі (8*102 – 9*102 МДж/м 2 ). Над екватором значення сумарної радіації знижуються до 3*102 – 5*102 МДж/м2. У Північній півкулі радіація швидко зменшується до полярних районів і за полярним колом дорівнює нулю. У Південній півкулі сумарна радіація зменшується на південь до 50-600 пд.ш. (4*102 МДж/м 2 ), потім зростає до 13*102 МДж/м 2 у центрі Антарктиди. У липні найбільші значення сумарної радіації (понад 9*102 МДж/м2) спостерігаються над північно-східною Африкою та Аравійським півостровом. Над екваторіальною областю значення сумарної радіації невисокі та рівні грудневим. На північ від тропіка сумарна радіація зменшується повільно до 600 пн.ш., та був зростає до 8*102 МДж/м 2 в Арктиці. У південній півкулі сумарна радіація від екватора швидко зменшується на південь, досягаючи нульових значень біля полярного кола.

8. Відображення сонячної радіації. Альбедо Землі.При надходженні на поверхню сумарна радіація частково поглинається у верхньому тонкому шарі ґрунту або води та переходить у тепло, а частково відбивається. Умови відбиття сонячної радіації від земної поверхні характеризуються величиною альбедо, що дорівнює відношенню відбитої радіації до потоку, що приходить (до сумарної радіації). А = Qотр / Q (8) Теоретично значення альбедо можуть змінюватися від 0 (абсолютно чорна поверхня) до 1 (абсолютно біла поверхня). Існуючі матеріали спостережень показують, що величини альбедо підстилаючих поверхонь змінюються в широких межах, причому їх зміни охоплюють майже цілком можливий інтервал значень відбивної здатності різних поверхонь. У експериментальних дослідженнях знайдено значення альбедо майже всім поширених природних підстилаючих поверхонь. Ці дослідження передусім показують, що умови поглинання сонячної радіації на суші та водоймах помітно різняться. Найбільші значення альбедо спостерігаються для чистого та сухого снігу (90-95%). Але оскільки сніговий покрив рідко буває цілком чистим, то середні значення альбедо снігу найчастіше дорівнюють 70-80%. Для вологого та забрудненого снігу ці значення ще нижчі – 40-50%. За відсутності снігу найбільші альбедо лежить на поверхні суші властиві деяким пустельним районам, де поверхню покрита шаром кристалічних солей (дно висохлих озер). У умовах альбедо має значення 50%. Небагатьом менше значенняальбедо у піщаних пустелях. Альбедо вологого ґрунту менше альбедо сухого ґрунту. Для вологих чорноземів значення альбедо становлять гранично малі величини – 5%. Альбедо природних поверхонь із суцільним рослинним покривом змінюється порівняно невеликих межах - від 10 до 20-25%. При цьому альбедо лісу (особливо хвойного) здебільшого менше, ніж альбедо лучної рослинності. Умови поглинання радіації на водоймах відрізняються умов поглинання лежить на поверхні суші. Чиста вода порівняно прозора для короткохвильової радіації, внаслідок чого сонячні промені, що проникають у верхні шари, багаторазово розсіюються і тільки після цього значною мірою поглинаються. Тому процес поглинання сонячної радіації залежить від висоти Сонця. Якщо воно стоїть високо - значна частина радіації, що приходить, проникає у верхні шари води і, в основному, поглинається. Тому альбедо водної поверхніскладає перші одиниці відсотка за високого Сонця, а за низького Сонця альбедо зростає до кількох десятків відсотків. Альбедо системи «Земля-атмосфера» має складнішу природу. Сонячна радіація, що приходить в атмосферу, частково відображається в результаті зворотного розсіювання атмосфери. За наявності хмар значна частина радіації відбивається від їхньої поверхні. Альбедо хмар залежить від товщини їхнього шару і становить у середньому 40-50%. При повній або частковій відсутності хмар альбедо системи « Земля-атмосфераістотно залежить від альбедо самої земної поверхні. Характер географічного розподілу планетарного альбедо за спостереженнями із супутників показує суттєві відмінності між альбедо високих та середніх широт Північної та Південної півкуль. У тропіках найбільші значення альбедо спостерігаються над пустельми, у зонах конвективної хмарності над Центральною Америкоюта над акваторіями океанів. У Південній півкулі, на відміну від Північної, спостерігається зональний перебіг альбедо внаслідок більш простого розподілусуші та моря. Найбільш високі значенняальбедо перебувають у полярних широтах. Переважна частина радіації, що відображена земною поверхнею і верхньою межею хмар, йде у світовий простір. Також йде і третина розсіяної радіації. Відношення відбитої і розсіяної радіації, що йде в космос, до загальної кількостісонячної радіації, що надходить до атмосфери, зветься планетарного альбедо Землі або альбедо Землі. Його значення оцінюють у 30%. Основну частину планетарного альбедо становить радіація, відбита хмарами. 6.1.8. Власне випромінювання. Зустрічне випромінювання. Ефективне випромінювання. Сонячна радіація, поглинаючись верхнім шаром Землі, нагріває його, внаслідок чого грунт і поверхневі водисамі випромінюють довгохвильову радіацію. Цю земну радіацію називають власним випромінюванням земної поверхні. Інтенсивність цього випромінювання з деяким припущенням підпорядковується закону Стефана-Больцмана для абсолютно чорного тіла з температурою 150С. Але оскільки Земля не абсолютно чорне тіло(її випромінювання відповідає випромінюванню сірого тіла), при розрахунках необхідно вводити поправку, що дорівнює e=0,95. Таким чином, власне випромінювання Землі можна визначити за формулою Ез = esТ 4 (9) Визначено, що за середньопланетарної температури Землі 150С власне випромінювання Землі Ез = 3.73*102 Вт/м2. Така велика віддача радіації із земної поверхні призводила б до дуже швидкого її охолодження, якби цьому не перешкоджав зворотний процес - поглинання сонячної та атмосферної радіації земною поверхнею. Абсолютні температури на земній поверхні лежать у межах 190-350К. За таких температур власне випромінювання має довжини хвиль не більше 4-120 мкм, а максимум енергії посідає 10-15 мкм. Атмосфера, поглинаючи як сонячну радіацію, і власне випромінювання земної поверхні, нагрівається. Крім того, атмосфера нагрівається нерадіаційним шляхом (шляхом теплопровідності, при конденсації водяної пари). Нагріта атмосфера стає джерелом довгохвильового випромінювання. Більшість цього випромінювання атмосфери (70%) спрямовано земної поверхні і зветься зустрічного випромінювання (Еа). Інша частина випромінювання атмосфери поглинається вищележачими шарами, але в міру зменшення вмісту водяної пари кількість поглиненої атмосферою радіації зменшується, і частина її йде у світовий простір. Земна поверхня поглинає зустрічне випромінювання майже повністю (95-99%). Таким чином, зустрічне випромінювання є для земної поверхні важливим джерелом тепла на додачу до поглиненої сонячної радіації. За відсутності хмар довгохвильове випромінювання атмосфери визначається наявністю водяної пари та діоксиду вуглецю. Вплив атмосферного озону порівняно з цими факторами незначний. Водяна пара та діоксид вуглецю поглинають довгохвильове випромінювання в діапазоні від 4,5 до 80 мкм, але не суцільно, а у певних вузьких спектральних областях. Найбільше поглинання випромінювання водяними парами відбувається в області довжин хвиль 5-7,5 мкм, тоді як в області 9,5-12 мкм Мал. 4.1. Вікна прозорості атмосфери оптичного діапазону поглинання практично відсутня. Цей діапазон довжин хвиль називають вікном прозорості атмосфери. Діоксид вуглецю має кілька смуг поглинання, з яких найбільш істотною є смуга з довжинами хвиль 13-17 мкм, на які припадає максимум земного випромінювання. Слід зазначити, що зміст Вуглекислий газпорівняно постійно, тоді як кількість водяної пари змінюється дуже значно, залежно від метеорологічних умов. Тому зміна вологості повітря значно впливає на величину випромінювання атмосфери. Наприклад, найбільше зустрічне випромінювання - 0,35-0,42 кВт/м 2 в середньому річному у екватора, а до полярних районів воно зменшується до 0,21 кВт/м 2 , на рівнинних територіях Еа становить 0,21-0,28 кВт. /м 2 та 0,07-0,14 кВт/м 2 - у горах. Зменшення зустрічного випромінювання у горах пояснюється зменшенням вмісту водяної пари з висотою. Зустріч випромінювання атмосфери зазвичай значно зростає за наявності хмар. Хмари нижнього та середнього ярусів, як правило, є досить щільними та випромінюють як абсолютно чорне тіло за відповідної температури. Високі хмари у зв'язку з малою щільністю зазвичай випромінюють менше, ніж чорне тіло, тому вони мало впливають співвідношення власного і зустрічного випромінювань. Поглинання водяною парою та іншими газами довгохвильового власного випромінювання створює « парниковий ефект», тобто. зберігає сонячне теплоу земній атмосфері. Зростання концентрації цих газів і насамперед діоксиду вуглецю в результаті господарської діяльності людини може призвести до збільшення частки тепла, що залишається на планеті, до збільшення середньопланетарних температур і зміни глобального кліматуЗемлі, наслідки якого поки що важко передбачити. Але слід зауважити, що основну роль у поглинанні земного випромінювання та формуванні зустрічного відіграє водяна пара. Через вікно прозорості частина довгохвильового земного випромінювання йде через атмосферу у світовий простір. Спільно з випромінюванням атмосфери ця радіація називається радіацією, що йде. Якщо за 100 одиниць прийняти приплив сонячної радіації, то радіація, що йде, складе 70 одиниць. З урахуванням 30 одиниць відбитої і розсіяної радіації (планетарне альбедо Землі) Земля віддає у космічний простір стільки ж радіації, як і отримує, тобто. перебуває у стані променистої рівноваги.

9. Радіаційний баланс земної поверхніРадіаційним балансом земної поверхні називають різницю між приходом радіації на земну поверхню (у вигляді поглиненої радіації) та її витратою внаслідок теплового випромінювання (ефективне випромінювання). Радіаційний баланс змінюється від нічних негативних значень до денним позитивним у літню пору при висоті Сонця 10-15 градусів і навпаки, від позитивних до негативних - перед заходом за тієї ж висотах Сонця. Взимку перехід значень радіаційного балансу через нуль відбувається за великих кутах Сонця (20-25 градусів). У нічний час за відсутності сумарної радіації радіаційний баланс негативний і дорівнює ефективному випромінюванню. Розподіл радіаційного балансу по земній кулі досить рівномірний. Річні значення радіаційного балансу позитивні всюди, крім Антарктиди та Гренландії. Позитивні річні значення радіаційного балансу означають, що надлишок поглинутої радіації врівноважується нерадіаційної передачі тепла від земної поверхні до атмосфери. Це означає, що для земної поверхні радіаційної рівноваги немає (прихід радіації більше, ніж її віддача), але існує теплова рівновага, що забезпечує стабільність теплових характеристик атмосфери. Найбільші річні значення радіаційного балансу спостерігаються в екваторіальній зоні між 200 північною та південною широтою. Тут він становить понад 40*102 МДж/м2. До вищих широт значення радіаційного балансу зменшуються і близько 60-ї паралелі становлять від 8 * 102 до 13 * 102 МДж / м 2 . Далі до полюсів радіаційний баланс ще більше зменшується і становить Антарктиді – 2*102 – 4*102 МДж/м 2 . Над океанами радіаційний баланс більше, ніж над суходолом у тих-таки широтах. Істотні відхилення від зональних значень є й у пустелях, де баланс нижче широтного значення через велике ефективне випромінювання. У грудні радіаційний баланс негативний на значній частині Північної півкулі на північ від 40-паралелі. У Арктиці він сягає значень 2*102 МДж/м 2 і від. На південь від 40-ї паралелі він зростає до Південного тропіка (4 * 102 - 6 * 102 МДж / м 2), а потім знижується до Південному полюсу, складаючи узбережжя Антарктиди 2*102 МДж/м 2 У червні радіаційний баланс максимальний над Північним тропіком (5*102 – 6*102 МДж/м 2 ). На північ він знижується, залишаючись позитивним до Північного полюса, а на південь зменшується, стаючи негативним біля берегів Антарктиди (-0,4 -0,8 * 102 МЗ/м 2).

©2015-2019 сайт
Усі права належати їх авторам. Цей сайт не претендує на авторства, а надає безкоштовне використання.
Дата створення сторінки: 2017-06-30

Якби атмосфера пропускала до землі всі сонячні промені, то клімат будь-якого пункту Землі залежав лише від географічної широти. Так і вважали в давнину. Однак при проходженні сонячних променів через земну атмосферувідбувається, як ми вже бачили, їхнє ослаблення внаслідок одночасних процесів поглинання та розсіювання. Особливо багато поглинають і розсіюють краплі води та кристали льоду, з яких складаються хмари.

Та частина сонячної радіації, яка надходить на поверхню землі після розсіяння її атмосферою та хмарами, називається розсіяною радіацією.Та частина сонячної радіації, яка проходить через атмосферу, не розсіюючись, називаєтьсяпрямий радіацією.

Радіація розсіюється як хмарами, а й за ясному небі - молекулами, газів і частинками пилу. Співвідношення між прямою та розсіяною радіацією змінюється в широких межах. Якщо при ясному небі та вертикальному падінні сонячних променів частка розсіяної радіації становить 0,1% прямої, то

при похмурому небі розсіяна радіація може бути більшою за пряму.

У тих частинах землі, де переважає ясна погода, наприклад, Середньої АзіїОсновним джерелом нагрівання земної поверхні є пряма сонячна радіація. Там же, де переважає хмарна погода, як, наприклад, на півночі та північному заході Європейської територіїСРСР, суттєвого значення набуває розсіяна сонячна радіація. Бухта Тиха, розташована північ від, отримує розсіяної радіації майже півтора разу більше, ніж прямий (табл. 5). У Ташкенті, навпаки, розсіяна радіація становить менше ніж 1/3 прямої радіації. Пряма сонячна радіація у Якутську більше, ніж у Ленінграді. Пояснюється це тим, що в Ленінграді більше похмурих днів і менша прозорість повітря.

Альбедо земної поверхні. Земна поверхня має здатність відбивати падаючі на неї промені. Кількість поглиненої та відбитої радіації залежить від властивостей поверхні землі. Відношення кількості відбитої від поверхні тіла променистої енергії до кількості падаючої променистої енергії називається альбедо.Альбедо характеризує відбивну здатність поверхні тіла. Коли, наприклад, кажуть, що альбедо свіжого снігу дорівнює 80-85%, це означає, що 80-85% всієї радіації, що падає на снігову поверхню, відбивається від неї.

Альбедо снігу та льоду залежить від їхньої чистоти. У промислових містаху зв'язку з осадженням на сніг різних домішок, переважно кіптяви, альбедо менше. Навпаки, в арктичних областях альбедо сніг іноді досягає 94%. Так як альбедо снігу в порівнянні з альбедо інших видів поверхні землі найбільш високе, то при сніговому покриві прогрівання земної поверхні відбувається слабко. Альбедо трав'яної рослинності та піску значно менше. Альбедо трав'яної рослинності дорівнює 26%, а піску 30%. Це означає, що трава поглинає 74% сонячної енергії, а піски – 70%. Поглинена радіація йде на випаровування, зростання рослин та нагрівання.

Найбільшу поглинаючу здатність має вода. Моря і океани поглинають близько 95% сонячної енергії, що надходить на їх поверхню, тобто альбедо води дорівнює 5% (рис. 9). Щоправда, альбедо води залежить від кута падіння сонячних променів (В. В. Шулейкін). При прямовисному падінні променів від поверхні чистої водивідбивається лише 2% радіації, а за низького стояння сонця - майже вся.