5. Радіаційний баланс і його складові

Різниця між потоками променистої енергії, що надходить до тіла і йде від нього, називається радіаційним балансом тіла.

Радіаційний баланс змінюється в залежності від широти, періоду року, доби, погодних умов і т.д. Впливає на розподіл температури, процеси випару, утворення опадів, трансформацію повітряних мас.

Складові радіаційного балансу:

1. пряма радіація S';

2. розсіяна радіація D;

3. відбита радіація R_к;

4. довгохвильове випромінювання Землі Е₃;

5. довгохвильове зустрічне випромінювання атмосфери Е_а.

Пряма радіація S'. Інтенсивність прямої радіації залежить від висоти Сонця і прозорості атмосфери і зростає зі збільшенням висоти місця над рівнем моря. Хмари нижнього ярусу зазвичай майже не пропускають пряму радіацію.

Коливання надходження прямої радіації протягом безхмарного дня (добовий хід) виражено одновершинною кривою з максимумом опівдні.

Річний хід прямої радіації найбільш різко виражений на полюсах.

Розсіяна радіація D. Максимум розсіяної радіації звичайно менше, ніж максимум прямої. Чим менше висота Сонця і більше забруднення атмосфери, тим більше частка розсіяної радіації в потоці сумарної радіації. Хмари, що не закривають Сонця, збільшують прихід розсіяної радіації в кілька разів у порівнянні з ясним небом. Зі збільшенням висоти місця над рівнем моря розсіяна радіація при ясному небі зменшується.

Добовий і річний хід розсіяної радіації при ясному небі взагалі відповідає ходу прямої радіації. Однак ранком розсіяна радіація з'являється вже до сходу Сонця, а увечері вона ще надходить у період сутінок, тобто після заходу. У річному ході максимум розсіяної радіації спостерігається влітку.

Сумарна радіація Q – це сума розсіяної D і прямої радіації S', що падає на горизонтальну поверхню:

Q = S' + D

Співвідношення між прямою і розсіяною радіацією в складі сумарної радіації залежить від висоти Сонця, хмарності і забруднення атмосфери.

Відбита радіація. Відношення відбитої частини R_к до всієї сумарної радіації Q, що надходить до Земної поверхні, називається відбивною здатністю, або альбедо А даної поверхні:

A = Rk/Q

Альбедо зазвичай виражають у відсотках (при множенні цього співвідношення на 100).

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

Та частина сумарної радіації, що поглинається земною поверхнею, називається поглиненою радіацією (С).

Довгохвильове випромінювання Землі й атмосфери. Земля, поглинаючи короткохвильову радіацію, випромінює в навколишню атмосферу довгохвильову радіацію. Теплове земне випромінювання (Е₃) виражається рівнянням Стефана — Больцмана:

Е_з = δ σ Т⁴

де δ — відносна випромінювальна здатність, що показує, яку частку випромінювання абсолютно чорного тіла (σ Т⁴) складає випромінювання даної поверхні. Величина σ називається постійною Стефана— Больцмана. Вона дорівнює 5,67ּ10^-8 Вт/(м² · К⁴).

Випромінювання земної поверхні відбувається безупинно і залежить переважним чином від її температури. Атмосфера, поглинаючи частину сонячної радіації і велику частину випромінювання земної поверхні, сама випромінює довгохвильову радіацію. Частина випромінювання, що спрямована до земної поверхні складає зустрічне випромінювання атмосфери Е_а. Різниця цих двох потоків, що характеризує втрату тепла діяльним шаром, називається ефективним випромінюванням Е_еф. Воно виражається рівнянням:

Е_еф = Е_з – δ Е_а,

де δ — коефіцієнт поглинання поверхнею Землі зустрічного випромінювання атмосфери Е_а.

Ефективне випромінювання діяльного шару залежить від його температури, від вологості і прозорості повітря і від хмарності.

Атмосфера сильно послабляє випромінювання земної поверхні. Короткохвильову радіацію Сонця атмосфера в значній мірі пропускає. Ця властивість атмосфери називається оранжерейним ефектом.

Рівняння радіаційного балансу.

Радіаційний баланс земної поверхні дорівнює різниці поглиненої сонячної радіації і довгохвильового ефективного випромінювання:

B = S' + D – R_k – E₃ + E_a

або B = Q (1– А) – E_еф

де Q – сумарна короткохвильова радіація (сума прямої і розсіяної радіації);

А – альбедо (відбивна здатність поверхні для сумарної радіації);

E_еф – ефективне випромінювання, тобто різниця власного випромінювання земної поверхні і зустрічного випромінювання атмосфери (що поглинається поверхнею Землі).

Радіаційний баланс земної поверхні може бути як позитивним, так і негативним.

Якщо прихід радіації більше витрати, то радіаційний баланс позитивний і діяльний шар Землі нагрівається. При негативному радіаційному балансі цей шар охолоджується. Хід радіаційного балансу вдень при ясному небі близький до ходу прямої радіації.

Якщо прийняти надходження сонячної радіації на межу атмосфери за 100 одиниць, то в цілому для земної поверхні за тривалий час поглинена радіація приблизно складає +45 одиниць (+25 пряма, +20 розсіяна), ефективне випромінювання –15 одиниць (власне випромінювання –115, поглинене зустрічне випромінювання +100) та радіаційний баланс земної поверхні +30 одиниць. Ці 30 одиниць повертаються від земної поверхні в атмосферу нерадіаційним шляхом (теплотою).

Аналогічно визначається радіаційний баланс системи Земля – Атмосфера, тобто радіаційний баланс вертикального стовпа, що проходить через усю товщу атмосфери до земної поверхні. У цьому випадку одержимо

B_s = Q_s (1– А_s) – E_{еф s} або B_s = Q_s – R_ks – E_{еф s}

де Q_s – сонячна радіація, що приходить на верхню границю атмосфери;

А_s – альбедо системи; або R_ks – короткохвильове випромінювання системи;

E_{еф s} – довгохвильове випромінювання з зовнішньої границі атмосфери у світовий простір (“уходящее” випромінювання).

Для Землі в цілому радіаційний баланс близький до 0 й за багаторічний період істотно не відрізняється від 0.

Радіаційний баланс атмосфери це алгебраїчна сума потоків радіації, що поглинається і випромінюється атмосферою.

Радіаційний баланс атмосфери розраховують за різницею величин Вs і В:

B_а = Q_s (1– А_s) - Q (1– А) – (E_{еф s} – Е_еф)

Атмосфера поглинає набагато менше сонячної радіації, ніж випромінює, тобто радіаційний баланс атмосфери завжди від'ємний.

В цілому Земля як планета втрачає майже стільки радіаційної енергії, скільки одержує. Тому кажуть, що Земля перебуває у стані радіаційної рівноваги.

Вимірювання променистої енергії (актинометричні спостереження)

Для вимірювання енергетичної освітленості застосовуються актинометричні прилади різної конструкції. Всі вони поділяються на абсолютні та відносні.

Абсолютні прилади за устроєм та використанням досить складні. Їх застосовують переважно для перевірки відносних приладів. З відносних найбільше розповсюдження мають термоелектричні прилади, в конструкції яких використовується термоелектричний принцип, заснований на залежності сили термічного струму від різниці температури спаїв.

Приймачем термоелектричних приборів є термобатарея із спаїв двох металів (мал.1). Різниця температур спаїв утворюється в результаті їх різної поглинаючої здібності. В термоелектричному приймальнику (мал.1) спай 1 (чорний) покритий платиновою черню, а спай 2 (білий) – окисом магнію. В результаті неоднакового нагрівання спаїв утворюється різниця температур і в цепі виникає термострум, який вимірюється гальванометром. Так як різниця температур спаїв обумовлена радіацією, що поступає, то енергетична освітленість буде пропорційна силі термоелектричного струму: S=a·N

де N – відхилення стрілки гальванометра (діл.), а – перевідний множник (Вт/м²·діл).

Термоелектричні прибори завдяки простоті устрою, точності та малої інерції (15 – 40 с) мають широке розповсюдження для спостережень на метеорологічних станціях та в польових умовах.

Для вимірювання інтенсивності прямої сонячної радіації використовують актинометри, розсіяної та сумарної – піранометри, відбивальної здатності – альбедометри, радіаційного балансу – балансоміри.

При роботі з актинометричними приборами записують середній сонячний час (t_m) початку і кінця спостережень з точністю до 1 хв., розраховують середній сонячний час середини спостережень, відмічають хмарність, стан сонячного диску і атмосферні явища.

Підрахунки за гальванометром проводять з точністю до 0,1 ділення шкали гальванометра. Радіаційний баланс та його складові розраховують з точністю до 0,01 Вт/м².

Мал.1. Схема термоелектричного приймача		Мал.2. Актинометр
1 – чорний спай; 2 – білий спай; 3 – гальванометр

Для вимірювання прямої сонячної радіації найбільше розповсюджений термоелектричний актинометр (мал.2). Актинометр встановлюється за широтою місця спостережень. Приймальник орієнтують на сонце і протягом 1 хвилини (тричі з перервами у 10 – 15 секунд) фіксують показання гальванометра, потім розраховують середнє арифметичне значення. Для вираження прямої радіації S у Вт/м² показання гальванометра N помножують на перевідний множник а. Пряму радіацію на горизонтальну поверхню розраховують за формулою:

S’=S·Sinh (12)

Висоту сонця над горизонтом h та Sinh розраховують за формулами:

h = 90 – φ + δ (13а)

Sinh = Sinφ ·Sinδ + Cosφ· Cosδ·Cosθ (13б)

де φ – географічна широта місцевості; δ – схил Сонця (див. Додаток 1);

θ – часовий кут сонця, що являє собою істинний сонячний час, що відраховується від полудня, виражений у градусах: θ = 15^о (t_іст –12 годин)

Для вимірювання розсіяної та сумарної радіації використовують піранометр (мал.3)

Мал.3. Піранометр		Мал.4. Геліограф
1 – установочні гвинти; 2 – рівень, 3, 10 – гвинти; 4 – стійка; 5 – термобатарея; 6 – корпус; 7 – скляний ковпак; 8 – стрижень; 9 – трубка; 11 – пружина; 12 – тринога.		1 – стрічки, 2 – стійки; 3 – шкала широт; 4, 12 – штифти; 5 – чашка; 6 – дугоподібний утримувач; 10 – скляний шар, 13 – диск, 17 – вказівник; 18 – чугунна основа.

Приймальною частиною піранометру є квадратна термобатарея, що складається з послідовно спаяних манганинових та константанових смужок. Зі зовнішньої сторони поверхня термобатареї зафарбована чорними та білими ділянками, які чергуються у шаховому порядку. Зверху корпус захищений скляним напівсферичним ковпаком для захисту термобатареї від вітру та опадів. Для затінення голівки піранометра від прямих сонячних променів служить тіньовий екран, діаметр якого дорівнює діаметру скляного ковпачка. При затіненні приймача піранометра тіньовим екраном вимірюють розсіяну радіацію (D), а без затінення – сумарну радіацію (Q).

За даними піранометра можна розраховувати і енергетичну освітленість:

S’=Q – D

Отримані данні дозволяють також розрахувати ФАР за формулою (11).

Для вимірювання відбитої радіації застосовують альбедометр. У похідних умовах цим прибором вимірюють також сумарну та розсіяну радіацію. Принцип устрою альбедометру такий самий, що й у піранометра, але якщо піранометр може мати лише одне положення (приймальна частина – голівка піранометра – направлена лише вверх для вимірювання над ходячої короткохвильової радіації), то альбедометр може бути повернутий на 180^о вниз – для вимірювання відбитої короткохвильової радіації.

Для реєстрації тривалості сонячного сяйва, тобто проміжків часу, на протязі якого сонячний диск не був затінений хмарами, служить геліограф (мал.4). Принцип його дії заснований на прожиганні паперових смуг сонячними променями, що збираються у фокусі скляного шару.

Основною частиною геліографу є скляний шар, який закріплюється у дугоподібному утримувачі. На відстані головного фокусу від шару закріплена сферична чашка, за внутрішній стороні якої маються три пази для закладення паперових смуг. Ці паперові смуги закладають відповідно пори року: у верхню пару пазів – зимою (з 16 жовтня до кінця лютого), в середню – весною та восени (з 1 березня до 15 квітня та з 1 вересня до 15 жовтня), в нижню – влітку (з 16 квітня до 31 серпня).

Тривалість сонячного сяйва визначають за прожогом смуги геліографа (враховують навіть слабкі сліди) й заносять у спеціальні таблиці. Ці данні використовують у наукових цілях.