Сумарна радіація-це сума прямої (на горизонтальну поверхню) та розсіяної радіації:
Склад сумарної радіації, тобто співвідношення між прямою і розсіяною радіацією, змінюється в залежності від висоти сонця, прозорості атмосфери та хмарності.
1. До сходу сонця сумарна радіація складається повністю, а при малих висотах сонця переважно з розсіяної радіації.
2. Чим прозоріша атмосфера, тим менша частка розсіяної радіації у складі сумарної.
3. Залежно від форми, висоти та кількості хмар частка розсіяної радіації збільшується у різному ступені. Коли сонце закрите щільними хмарами, сумарна радіація складається лише з розсіяної. При таких хмарах розсіяна радіація лише частково заповнює зменшення прямої, тому збільшення кількості та щільності хмар у середньому супроводжується зменшенням сумарної радіації. Але при невеликій або тонкій хмарності, коли сонце зовсім відкрите або не повністю закрите хмарами, сумарна радіація за рахунок збільшення розсіяної може виявитися більше, ніж за ясного неба,
Віддзеркалення сонячної радіації від земної поверхні
Сумарна радіація, яка приходить на будь-яку поверхню, частково поглинається нею та частково відбивається. Відношення кількості сонячної радіації, відображеної даною поверхнею, до сумарної радіації, що приходить, називають відбивною здатністюабо альбедо: A = R K / Q
де Rк - потік відбитої радіації. Зазвичай альбедо виражають у частках одиниці чи відсотках.
Альбедо земної поверхнізалежить від її властивостей та стану: кольору, вологості, шорсткості, наявності та характеру рослинного покриву. Темні та шорсткі ґрунти відбивають менше, ніж світлі та гладкі. Вологі грунти відбивають менше, ніж сухі, оскільки вони темніші. Отже, зі зростанням вологості грунту збільшується частка сумарної радіації, що поглинається нею. Це дуже впливає, наприклад, на тепловий режим зрошуваних полів.
Найбільшу відбивну здатність має свіжий сніг. В окремих випадках альбедо снігу досягає 87,%, а в Арктиці та Антарктиці навіть 98%. Сніг, що підлежав і більш забруднений сніг відбиває набагато менше. Альбедо різних грунтів та рослинного покриву відрізняється порівняно мало.
Альбедо природних поверхонь дещо змінюється протягом доби, причому найбільші альбедо відзначаються вранці та ввечері, а вдень альбедо трохи зменшується. Пояснюється це залежністю спектрального складу сумарної радіації від висоти сонця і неоднаковою відбивною здатністю однієї й тієї поверхні для різних довжин хвиль. При малій висоті сонця у складі сумарної радіації збільшена частка розсіяної, а остання відбивається від шорсткої поверхні сильніше, ніж пряма.
Альбедо водних поверхонь у середньому менше, ніж альбедо поверхні суші. Пояснюється це тим, що сонячні промені значно глибше проникають у прозорі для них верхні шари води, ніж у ґрунт. У воді вони розсіюються та поглинаються. У зв'язку з цим на альбедо води впливає ступінь її каламутності: для забрудненої та каламутної води альбедо помітно зростає в порівнянні з чистою водою. Дуже велика відбивна здатність хмар: у середньому їх альбедо становить приблизно 80 %.
Знаючи альбедо поверхні та сумарну радіацію, можна визначити кількість короткохвильової радіації, поглиненої цією поверхнею. Величина 1-А є коефіцієнтом поглинання короткохвильової радіації даною поверхнею. Він показує, яка частина сумарної радіації, яка приходить на цю поверхню, нею поглинається.
Вимірювання альбедо великих областей земної поверхні та хмар здійснюються з штучних супутниківЗемлі. Відомості про альбедо хмар дозволяють оцінити їхню вертикальну протяжність, а знання альбедо моря дає можливість розрахувати висоту хвиль.
З формули Буге видно, що з постійної прозорості атмосфери інтенсивність прямої сонячної радіації залежить від оптичної маси атмосфери, тобто. зрештою від висоти сонця. Тому протягом дня сонячна радіаціяповинна спочатку швидко, потім повільніше наростати від сходу сонця до полудня і спочатку повільно, потім швидко зменшуватися від полудня до заходу сонця .
Але прозорість атмосфери протягом дня змінюється у деяких межах. Тому крива денного ходу радіації навіть у цілковито безхмарний день виявляє деякі неправильності. Однак у середніх висновках нерегулярності окремих добових кривих згладжуються, і зміна радіації протягом дня видається рівномірнішою.
Відмінності в інтенсивності радіації опівдні, в першу чергу, пов'язані з відмінностями в полуденній висоті сонця, яка взимку менша, ніж улітку. Мінімальна інтенсивність у помірних широтах посідає грудень, коли висота сонця найменше. Але максимальна інтенсивність припадає не так на літні місяці, але в весняні.Справа в тому, що навесні повітря менш замутнене продуктами конденсації і мало запилене. Влітку запилення зростає, а також збільшується вміст водяної пари в атмосфері, що дещо зменшує інтенсивність радіації.
Максимальні значення інтенсивності радіації дуже мало зростають зі спаданням географічної широтинезважаючи на зростання висоти сонця. Це пояснюється збільшенням вмісту вологи, а частково і запиленням повітря в південних широтах. На екваторі максимальні значення радіації не надто перевищують літні максимуми помірних широт. У сухому повітрі субтропічних пустель (Сахара), однак, спостерігалися значення до 1,58 кал/(см2·хв).
З висотою над рівнем моря максимальні значення радіації зростають внаслідок зменшення оптичної маси атмосфери за тієї ж висоти сонця. На кожні 100 мвисоти інтенсивність радіації в тропосфері збільшується на 0,01-0,02 кал/(см2·хв). Ми вже говорили, що максимальні значення інтенсивності радіації, що спостерігаються в горах, досягають 1,7 кал/(см2·хв) і більше.
Інтенсивність розсіяноїрадіації, що вимірюється, як сказано вище, для одиниці горизонтальноюповерхні також змінюється протягом дня.
Вона зростає до полудня у міру зростання висоти сонця і зменшується після полудня. Залежить і від прозорості атмосфери; проте зменшення прозорості, тобто. збільшення кількості помутнюючих частинок в атмосфері не зменшує, а збільшуєрозсіяну радіацію. Крім того, розсіяна радіація у дуже широких межах змінюється залежно від хмарності; радіація, відбита хмарами, також частково розсіюється, у зв'язку з чим загальна інтенсивність розсіяної радіації зростає. З тієї ж причини відображення радіації сніговим покривом збільшує розсіяну радіацію.
У безхмарні дні розсіяна радіація невелика. Навіть за високого сонця, тобто. в полуденний годинник влітку, її інтенсивність у відсутності хмар не перевищує 0,1 кал/(см2·хв). Хмарність збільшує цю величину в 3 - 4 рази.
Розсіяна радіація може таким чином істотно доповнювати пряму сонячну радіацію, особливо при низькому сонці.
Розсіяна радіація як збільшує нагрівання земної поверхні. Вона збільшує і освітленість на земній поверхні. Особливо суттєво, іноді до 40% збільшується загальна освітленість, якщо на небі є хмари, що не закривають сонячний диск.
Усю сонячну радіацію, що приходить до земної поверхні, пряму та розсіяну разом, називають сумарною радіацією. Під інтенсивністю сумарної радіації розумітимемо приплив її енергії за одну хвилину на один квадратний сантиметр горизонтальної поверхні, поміщеної під просто небата незатіненою від прямих сонячних променів. Таким чином, інтенсивність сумарної радіації дорівнює
sin h + I, (55)
де I- Інтенсивність прямої радіації, i - інтенсивність розсіяної радіації, h- Висота сонця.
При безхмарному небі сумарна радіація має добовий хід із максимумом близько полудня та річний хід із максимумом влітку. Часткова хмарність, що не закриває сонячний диск, збільшує сумарну радіацію порівняно з безхмарним небом; повна хмарність, навпаки, її зменшує. У середньому, хмарність зменшує сумарну радіацію.Тому влітку прихід сумарної радіації в дополудні години в середньому більше, ніж у післяполудні. З тієї ж причини у першій половині року він більший, ніж у другу.
Південні значення сумарної радіації в літні місяці під Москвою при безхмарному небі в середньому 1,12 кал/(см2·хв), при сонці та хмарах – 1,15, при хмарності – 0,37 кал/(см2·хв).
Падаючи на земну поверхню, сумарна радіація здебільшого поглинається у верхньому, тонкому шарі грунту чи води і перетворюється на тепло, а частково відбивається. Величина відбиття сонячної радіації земною поверхнею залежить від характеру цієї поверхні. Відношення кількості відбитої радіації до загальної кількості радіації, що падає на цю поверхню, називається альбедо поверхні. Це ставлення виявляється у відсотках.
Отже, із загального потоку сумарної радіації I sin h+ iвідбивається від земної поверхні частина його (I sin h + i)А,де А -альбедо поверхні. Решта сумарної радіації (I sin h + i) (1-А)поглинається земною поверхнею і йде на нагрівання верхніх шарів ґрунту та води. Цю частину називають поглиненою радіацією .
Альбедо поверхні ґрунту загалом полягає в межах 10 - 30%; у разі вологого чорнозему воно знижується до 5%, а у разі сухого світлого піску може підвищуватись до 40%. Зі зростанням вологості ґрунту альбедо знижується. Альбедо рослинного покриву - лісу, луки, поля - полягає в межах 10 - 25%. Для свіжого снігу альбедо 80 - 90%, для давно лежачого снігу - близько 50% і нижче. Альбедо гладкої водної поверхні для прямої радіації змінюється від кількох відсотків за високого сонця до 70% – за низького сонця; воно залежить також від хвилювання. Для розсіяної радіації альбедо водяних поверхонь 5 – 10%. У середньому альбедо поверхні світового океану 5 – 20%. Альбедо верхньої поверхні хмар – від кількох відсотків до 70 – 80% залежно від типу та потужності хмарного покриву; у середньому воно 50 – 60%. Наведені числа відносяться до відображення сонячної радіації не тільки видимої, але в її спектрі. Крім того, фотометричними засобами вимірюють альбедо тільки для видимої радіації, яке, звичайно, може дещо відрізнятися за величиною альбедо для всього потоку радіації.
Переважна частина радіації, що відображена земною поверхнею і верхньою поверхнею хмар, іде за межі атмосфери у світовий простір. Також йде у світовий простір частина розсіяної радіації, близько третини її. Ставлення цієї відбитої і розсіяної сонячної радіації, що йде в космос, до загальної кількості сонячної радіації, що надходить в атмосферу, носить назву планетарного альбедо Землі або просто альбедо Землі .
Планетарне альбедо Землі оцінюється на 35 – 40%; мабуть, воно ближче до 35%. Основну частину планетарного альбедо Землі становить відбиток сонячної радіації хмарами.
Кількість прямої сонячної радіації (S), що надходить до земної поверхні, в умовах безхмарного неба залежить від висоти сонця і прозорості. У таблиці для трьох широтних зон наведено розподіл місячних сум прямої радіації при безхмарному небі (можливих сум) у вигляді середніх значень для центральних місяців сезонів та року.
Підвищений прихід прямої радіації в Азіатській частині зумовлений вищою прозорістю атмосфери у цьому регіоні. Високі значення прямої радіації влітку в північних районах Росії пояснюються поєднанням високої прозорості атмосфери та великою тривалістю дня
Знижує прихід прямої радіації і може суттєво змінити її добовий та річний перебіг. Однак за середніх умов хмарності астрономічний фактор є переважним і, отже, максимум прямої радіації спостерігається при найбільшій висотісонця.
У більшості континентальних районів Росії у весняно-літні місяці пряма радіація в дополудні години більша, ніж у післяполудні. Це пов'язано з розвитком конвективної хмарності в післяполудні години та зменшення прозорості атмосфери в цей час доби порівняно з ранковим годинником. Взимку співвідношення до-і післяполуденних значень радіації зворотне - дополудні значення прямої радіації менше у зв'язку з ранковим максимумом хмарності та зменшенням її у другій половині дня. Різниця між до- та післяполудневими значеннями прямої радіації може досягати 25–35%.
У річному ході максимум прямий радіації посідає червень-липень крім районів Далекого Сходу, Де відбувається його зміщення на травень, а на півдні Примор'я у вересні відзначається вторинний максимум.
Максимальна місячна сума прямої радіації становить на території Росії 45–65% від можливої за безхмарного неба і навіть на півдні Європейської частини вона сягає лише 70%. Мінімальні значення відзначаються у грудні та січні.
Вклад прямої радіації у сумарний прихід за дійсних умов хмарності досягає максимуму в літні місяці і становить у середньому 50–60%. Винятком є Приморський край, де найбільший внесок прямої радіації посідає осінні та зимові місяці.
Розподіл прямої радіації за середніх (дійсних) умов хмарності територією Росії значною мірою залежить від . Це призводить до помітного порушення зонального розподілу радіації за окремі місяці. Особливо це проявляється у весняний період. Так, у квітні відзначається два максимуми - один у південних районахі Амурської області, другий - на північному сході Якутії та на Колимі, що також є результатом поєднання високої прозорості атмосфери, великої повторюваності ясного неба та тривалості дня.
Наведені на картах дані належать до дійсних умов хмарності.
Буду вдячний, якщо Ви поділитеся цією статтею у соціальних мережах:
Пошук по сайту.
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 території СРСР, 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, відображається від неї.
Альбедо снігу та льоду залежить від їхньої чистоти. У промислових містах у 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.
