3.7. Спектральный состав суммарной радиации

Поток суммарной солнечной радиации представляет собой сумму потока прямой солнечной радиации, поступающего от диска Солнца, и потока рассеянной небосводом солнечной радиации.

Спектральное распределение энергии в условиях идеальной атмосферы представлено на рис. 3.7.1, из которого видно, что максимум энергии за пределами атмосферы приходится на длину волны около 0,49 мкм. С уменьшением высоты Солнца максимум становится более размытым и сдвигается в область больших длин волн. При высоте Солнца 90° на долю инфракрасной радиации приходится 48,8% общего потока, а при высоте 10° эта доля возрастает до 65,5%. С увеличением высоты Солнца существенно возрастает и доля ультрафиолетовой радиации.

Для реальной атмосферы распределение энергии рассеянной радиации существенно зависит от длины волны, облачности и содержания в атмосфере различных примесей. Для безоблачного неба в реальной атмосфере при увеличении размера рассеивающих частиц происходит общее увеличение потока рассеянной радиации и максимум ее смещается в сторону длинных волн.

Как показали экспериментальные исследования, при безоблачном небе спектральный состав суммарной радиации более устойчив и практически не зависит от высоты Солнца. Главный максимум в спектре суммарной радиации приходится на область длин волн от 0,48 мкм до 0,50 мкм. Для частично облачного неба спектральный состав суммарной радиации также не зависит от высоты Солнца (для высот больше 10–15°). Это объясняется тем, что с уменьшением высоты Солнца уменьшается доля прямого солнечного излучения и возрастает доля рассеянного. Увеличение поглощения сине-фиолетовой части спектра прямой солнечной радиации при малых высотах Солнца компенсируется увеличением рассеянной радиации в этом же участке спектра, так что спектральный состав суммарной радиации практически остается постоянным при высотах больше 10–15°.

Поток суммарной солнечной радиации легко измеряется с помощью пиранометра. При необходимости его расчета, как правило, используются те или иные эмпирические формулы.

3.8. Альбедо водной поверхности

3.8.1. Интегральное альбедо водной поверхности

Достигающие водной поверхности потоки прямой и рассеянной солнечной радиации частично отражаются обратно в атмосферу, а остальная доля их проходит в воду, где также испытывает поглощение и рассеяние. Некоторая часть рассеянной водой радиации выходит через поверхность обратно в атмосферу и составляет поток так называемой обратно рассеянной радиации. По своему спектральному составу потоки отраженной и обратно рассеянной радиации хотя и отличаются от падающих потоков, но являются также коротковолновыми. Величина спектрального альбедо определяется как отношение монохроматических потоков определенной длины волны отраженной и обратно рассеянной радиации к полному падающему потоку той же длины волны. Интегральное альбедо определяется аналогично, только вместо монохроматических берутся интегральные по всему спектру потоки коротковолновой радиации. Исходя из такого определения, можно записать:

где I'_П, I'_Р, I''_П, I''_Р — отраженные и обратно рассеянные водой потоки прямой I_П и рассеянной I_Р радиации. Именно эта величина и определяется по измерениям с применением пиранометров.

Если ввести величины интегрального альбедо поверхности: для прямой солнечной A_П , рассеянной A_Р и обратно рассеянной A_В радиации по соотношениям:

то (3.8.1) запишется в виде

Это выражение дает полную количественную зависимость суммарного альбедо водной поверхности A от определяющих его факторов: величин альбедо для прямой, рассеянной и обратно рассеянной радиации и соотношения потоков прямой солнечной и рассеянной лучистой энергии. Закономерности изменения величины альбедо для суммарной радиации определяются высотой Солнца, состоянием облачности, состоянием поверхности и прозрачностью воды. Наиболее просты эти закономерности для гладкой поверхности при безоблачном небе.