3.5. Послаблення сонячної радіації в атмосфері Землі

Сонячна радіація, яка надходить на верхню межу атмосфери, проходячи через атмосферу до земної поверхні, дуже послаблюється. Деяка її частина поглинається атмосферними газами і зваженими у повітрі частинками, інша частина – розсіюється.

Поглинання сонячної радіації. Поглинання радіації речовиною полягає у перетворенні (зазвичай частковому) променистої енергії, яка надходить на нього, в інші види енергії, особливо в теплову. Як уже неодноразово зазначалося, у високих шарах атмосфери помітна частина поглинутої променистої енергії Сонця переходить в хімічну енергію. Із синтезом органічних речовин пов'язане поглинання ФАР в рослинах.

Поглинання радіації в атмосфері Землі має яскраво виражений селективний (вибірковий) характер. Іншими словами, таке поглинання є неоднаковим для радіації різних довжин хвиль, й різними компонентами атмосферного повітря здійснюється по-різному.

До основних газів, які поглинають сонячну радіацію, належать водяна пара, озон, вуглекислий газ і кисень (рис. 3.6).

Азот як основний компонент атмосферного повітря відіграє вельми невелику роль у поглинанні сонячної радіації. До того ж він поглинає тільки ультрафіолетові промені, які становлять порівняно невелику частину сонячної радіації на верхній межі земної атмосфери.

Рис. 3.6. Спектральні діапазони повного або часткового поглинання сонячного випромінювання атмосферою

Основні смуги поглинання молекулярного кисню також припадають на далеку ультрафіолетову область спектра (0,13–0,24 мкм).

Значно сильнішим поглиначем сонячної радіації є озон, який має численні смуги поглинання по всьому спектру. Він не тільки поглинає майже усю ультрафіолетову радіацію з довжиною хвилі  < 0,36 мкм, але й має смуги поглинання у діапазоні 0,44–1,18 мкм. Сумарне поглинання озоном сонячної радіації сягає 3 % від її інтегрального потоку.

В інфрачервоній ділянці спектру сонячна радіація особливо сильно поглинається водяною парою та вуглекислим газом. За даними К.Я. Кондратьєва, поглинена ними радіація становить близько 3,8 % від сонячної сталої.

Частина сонячної радіації поглинається ще й атмосферними домішками – аерозолями. В середньому вони поглинають близько 4,8 % величини сонячної сталої, а при сильній запиленості і задимленості повітря – у багато разів більше (В.С. Антонов, 2004).

Загалом поглинання послаблює сонячну радіацію на 15–20 %. Крім того, в атмосфері поглинається й більша частина власного випромінювання підстильної поверхні. Таке поглинання створює потужний парниковий ефект.

Поглинання сонячної радіації термодинамічно активними домішками, особливо озоном, відіграє велику роль у формуванні полів температури і тиску у верхніх шарах атмосфери.

Розсіювання сонячної радіації та зумовлені ним оптичні явища. У загальному випадку розсіювання радіації полягає у частковому перетворенні потоку електромагнітного випромінювання, яке поширюється у середовищі у певному напрямку у вигляді пучка майже паралельних променів, у потоки усіх можливих напрямків. Таким чином, випромінювання, яке зазнало розсіювання, поширюється у вигляді розбіжних променів.

В атмосфері Землі розсіюється близько 25 % загального потоку сонячного випромінювання. Частина його поглинається і йде на нагрівання атмосфери, частина – досягає земної поверхні, частина – повертається у міжпланетний простір.

Розсіювання можливе виключно в оптично неоднорідному середовищі, в якому показник заломлення змінюється від точки до точки. Розсіювання сонячної радіації в атмосфері Землі в значній своїй частині зумовлено розсіюванням молекулами повітря, які унаслідок хаотичного теплового руху утворюють флуктуації щільності і тим самим оптичну неоднорідність атмосфери. Розсіювання променистої енергії в атмосфері відбувається і на частинках аерозолю, водяних краплях та льодяних кристалах. При цьому радіація не перетворюється у тепло, як при поглинанні, а тільки відхиляється від прямолінійного шляху. Крім цього, відбувається її часткова поляризація ¹⁸.

Інтенсивність розсіювання залежить від співвідношення між розмірами частинок, які розсіюють, і довжиною хвиль, які розсіюються. На мікронеоднорідностях повітря або частинках з розмірами менше довжини хвилі величина розсіювання прямо пропорційна четвертому степеню довжини хвилі, й описується законом Релея:

,

(3.12)

де  – інтенсивність прямої радіації з довжиною хвилі ,  – інтенсивність розсіяної радіації з тією ж довжиною хвилі,  – коефіцієнт пропорційності.

Згідно із законом Релея, у чистій атмосфері особливо інтенсивно розсіюються промені з відносно короткими хвилями – фіолетові, сині та блакитні. Саме цим пояснюється блакитний колір неба. Вранці та ввечері, коли Сонце стоїть дуже близько до горизонту, промені з коротшими довжинами хвиль настільки сильно розсіюються і поглинаються у вищих шарах атмосфери, що майже зникають поблизу земної поверхні. Оскільки промені з довшими довжинами хвиль (жовті, оранжеві і червоні) розсіюються не так інтенсивно, то в цей час небо багряніє (ранкові та вечірні зорі).

Розсіювання крупнішими частинками, тобто пилинками, краплями і кристаликами, відбувається не за законом Релея, а обернено пропорційно меншому степеню довжини хвилі (другого або й першого). Це означає, що вони приблизно в однаковій мірі розсіюють промені з хвилями різної довжини. Тому при значному їх вмісті небо стає білястим. Отже, ступінь синяви неба визначається співвідношення молекулярного та аерозольного розсіювання. З висотою ступінь синяви неба усе зростає й поступово змінюється від синього у верхній тропосфері до темно-синього у стратосфері. Найвищі шари атмосфери забарвлюються у чорно-фіолетові і вугільно-чорні тони.

На частинках діаметром понад 1,2 мкм відбувається уже не розсіювання, а дифузне відбивання, при якому радіація відбивається частинками аерозолів як маленькими дзеркалами без зміни спектрального складу.

Розсіяне сонячне світло згладжує перехід від дня до ночі, пом'якшує різкість тіней, освітлює далі, створює повітряну перспективу, призводить до утворення присмерків, які значно подовжують світлу частину доби. Завдяки розсіюванню світла в атмосфері виникають й інші оптичні явища.

Послаблення сонячної радіації. Послаблення сонячної радіації змінюється у часі залежно від вмісту у повітрі поглинаючих і розсіюючих її субстанцій (перш за все водяної пари і пилу), а також від висоти Сонця над горизонтом, бо при цьому змінюється товща повітря, через яку проходять промені (рис. 3.7).

Рис. 3.7. До ілюстрації послаблення сонячної радіації в атмосфері

Якщо сонячні промені падають на земну поверхню прямовисно (Сонце у зеніті), то їм потрібно пройти найкоротший шлях – тільки одну умовну атмосферу. Якщо ж вони падають під гострим кутом, то цей шлях зростає, наче вони долають не одну, а більшу кількість атмосфер. Цим пояснюється значне послаблення сонячної радіації вранці та ввечері.

Співвідношення оптичної товщини атмосфери, яка долається прямими сонячними променями при даній висоті Сонця, до оптичної товщини при положенні Сонця в зеніті називається оптичною масою атмосфери . Оптична маса атмосфери визначається як співвідношення шляху світлового променя у похилому напрямку до його шляху у напрямку по вертикалі (із зеніту). Для великих висот Сонця (), коли кривизною атмосфери і траєкторії променів можна знехтувати, її можна обчислити за формулою:

.

(3.13)

У вказаному діапазоні висот Сонця похибка обчислення за цією формулою не перевищує 0,01, що у більшості випадків цілком задовольняє потреби практики.

При менших висотах Сонця обов’язково слід враховувати рефракцію – кривизну траєкторії променів, зумовлену нерівномірним розподілом густини повітря з висотою, а також кривизну самої атмосфери. Такі обчислення виконували різні автори – П.С. Лаплас, А. Бемпорад, Н.М. Штауде та ін. Залежність оптичної маси атмосфери від висоти Сонця з урахуванням зазначених вище чинників представлено у табл. 3.2.

Таблиця 3.2

Залежність оптичної маси атмосфери () від висоти Сонця ()

, град.	90	80	70	60	50	40	30
	1	1,02	1,06	1,15	1,30	1,55	2,0
, град.	20	10	5	3	1	0
	2,90	5,6	10,40	15,36	26,96	35,40

Таким чином, чим меншою є висота Сонця, тим більше частинок, які поглинають і розсіюють сонячну радіацію, трапиться на шляху сонячного променя, тобто менш прозорою буде атмосфера і тим менша частина сонячної радіації надійде на земну поверхню.

У 1729 р. відомий французький фізик П'єр Бугер (Буге) експериментально встановив і математично виразив закон послаблення випромінювання у поглинальному середовищі:

,

(3.14)

де  – потік випромінювання, що надходить на елемент поглинального середовища;  – він же після проходження випромінюванням відстані у досліджуваному середовищі;  – коефіцієнт прозорості, який для одиничної відстані () визначається співвідношенням пропущеного середовищем випромінювання до його початкової величини.

У 1760 р. закон послаблення випромінювання теоретично обґрунтував німецький фізик Й.Г. Ламберт, а в 1852 р. його ґрунтовно дослідив інший німецький дослідник – А. Бер. Цими фактами з історії науки пояснюються альтернативні назви цього закону: закон Бугера – Ламберта і закон Бугера – Ламберта – Бера.

Існують декілька модифікацій формули (3.14), які ґрунтуються на використанні коефіцієнта оптичної щільності середовища або ж застосовуються не для повного, а для монохроматичного потоку випромінювання. В обчисленнях послаблення сонячної радіації в атмосфері найчастіше оперують величинами сонячної сталої () та середнього інтегрального коефіцієнта прозорості атмосфери при відповідній оптичній масі атмосфери.

Запровадження зумовлено неоднаковістю поглинальних властивостей атмосфери в різних ділянках сонячного спектра. Якщо пучок білого світла проходить через атмосферу, то в ньому короткі хвилі розсіюються та послаблюються сильніше, ніж довгі. В результаті при збільшенні змінюється спектральний склад пучка і його "оптичний центр" зміщується у бік довших довжин хвиль, тобто зі зростанням збільшується . Таким чином, унаслідок вибірковості атмосферного послаблення радіації осереднений коефіцієнт прозорості при незмінній прозорості атмосфери виявляє віртуальний денний хід: зі зростанням маси атмосфери він збільшується. Це явище називається ще ефектом Форбса.

Значно важливіше, що коефіцієнт прозорості атмосфери залежить від вмісту в атмосфері водяної пари та аерозолів: чим більше їх, тим меншими є значення . В реальних умовах коефіцієнт прозорості зазвичай коливається у межах від 0,60 до 0,85. Найпрозорішим є холодне і сухе повітря в полярних і гірських районах, а морське повітря в екваторіальних широтах характеризується найнижчою прозорістю.

Доволі часто прозорість атмосфери характеризують за допомогою чинника помутніння. Чинник помутніння () – це число, яке показує, скільки потрібно взяти уявних ідеальних (абсолютно сухих і чистих) атмосфер, щоб отримати таке ж послаблення радіації, як у реальній атмосфері. Кількісно чинник помутніння завжди більший одиниці і тим більший, чим більше у повітрі оптично активних домішок. Порівняно з коефіцієнтом прозорості, цей показник змінюється у значно більшому діапазоні значень і менше залежить від , що дозволяє порівнювати помутніння атмосфери у різні дні і в різних кліматичних умовах. Цим пояснюється широке використання у метеорології такої форми запису закону послаблення випромінювання в атмосфері:

,

(3.15)

де  – коефіцієнт прозорості для ідеальної атмосфери. Величина для певних значень , а отже, й певної висоти Сонця, вважається сталою (табл. 3.3).

Таблиця 3.3

Коефіцієнт прозорості ідеальної атмосфери

(за В.Г. Кастровим)

	1	2	3	4	5	6	8	10
	0,906	0,916	0,922	0,928	0,932	0,936	0,942	0,947

Середні (для метеорологічних станцій колишнього СРСР) значення чинника помутніння, визначеного при , такі: при дуже низькій прозорості 5,20, при низькій 4,26, при зниженій 3,62, при нормальній 2,92, при підвищеній 2,41 і при високій 1,91.

Чинник помутніння істотним чином залежить від загальних географічних умов, від широти і висоти над рівнем моря зокрема. На широтах від 0 до 20° пн. ш. пересічне значення чинника помутніння становить близько 4,6, на широтах від 40 до 50° пн. ш. – 3,5, на широтах від 50 до 60° пн. ш. – 2,8 і на широтах від 60 до 80° пн. ш. – 2,0. У помірних широтах чинник помутніння взимку менший, ніж влітку, а вранці менший, ніж вдень. З висотою він зменшується.