3.6. Радіаційні потоки в атмосфері

3.6.1. Потоки короткохвильової радіації

Промениста енергія надходить від Сонця на поверхню Землі у вигляді потоків прямої і розсіяної радіації, що пов’язано з її змінами при проходженні через атмосферу.

Пряма сонячна радіація. Пряма сонячна радіація надходить на земну поверхню безпосередньо від сонячного диска і навколосонячної зони радіусом 5° у вигляді пучка майже паралельних променів.

Густина потоку (інтенсивність) прямої сонячної радіації залежить від висоти Сонця, прозорості атмосфери, хмарності і висоти місцевості. Пряма сонячна радіація зростає зі збільшенням висоти Сонця і прозорості атмосфери. Зі зростанням висоти над рівнем моря вона також зростає, оскільки чим вище розташований пункт спостереження, тим менша товща атмосфери пронизується сонячними променями і тим менше вони послаблюються. Винятково великий вплив на пряму радіацію має хмарність. Щільні низькі хмари практично не пропускають пряму радіацію.

Потік прямої сонячної радіації на перпендикулярну поверхню вимірюється за допомогою спеціальних метеорологічних приладів (піргеліометрів і термоелектричних актинометрів), або ж обчислюється за допомогою формул (3.14–3.15). В останньому випадку необхідно задати значення коефіцієнта прозорості атмосфери або чинника помутніння.

Потоки прямої сонячної радіації на перпендикулярну () і горизонтальну () поверхню пов’язані між собою простою залежністю:

,

(3.16)

де  – висота Сонця.

У добовому ході пряма радіація появляється зі сходом Сонця і зникає одразу ж після його заходу. Максимальних величин вона досягає опівдні.

Зі зрозумілих причин усі потоки сонячної радіації у Північній і Південній півкулях упродовж року змінюються у протилежних напрямках. Тож тут і надалі, якщо не буде зазначено інше, розглядатимуться особливості річного ходу радіації у Північній півкулі. У помірних широтах цієї півкулі максимальні величини прямої сонячної радіації досягаються у квітні – травні, а мінімальні – у грудні. Такі особливості річного ходу цієї величини складаються під впливом сезонних коливань хмарності.

Розсіяна сонячна радіація. Розсіяна радіація () надходить до земної поверхні від усіх точок небосхилу, за винятком диску Сонця і навколосонячної зони радіусом 5°. Вона залежить від висоти Сонця (чим вище Сонце, тим більша розсіяна радіація), від хмарності (хмари верхнього ярусу, нещільні збільшують розсіяну радіацію, а хмари нижнього, щільного ярусу її зменшують), від прозорості атмосфери (чим більший вміст аерозолів, тим більше розсіювання), висоти місцевості (з висотою розсіяна радіація зменшується).

Розсіяна сонячна радіація вимірюється за допомогою термоелектричних піранометрів з тіньовим екраном.

У добовому ході розсіяна радіація появляється до сходу Сонця, максимальних величин досягає опівдні і зникає після заходу Сонця.

В річному ході максимальні величини розсіяної радіації спостерігаються у червні – липні, а мінімальні – у грудні.

Сумарна сонячна радіація. Потоки прямої і розсіяної радіації, які надходять на горизонтальну земну поверхню, разом становлять сумарну радіацію :

.

(3.17)

Сумарну радіацію вимірюють термоелектричним піранометром без тіньового екрану.

Співвідношення між прямою і розсіяною радіацією не залишається сталим. Воно змінюється у широких межах. Питома частка розсіяної радіації зростає зі зменшенням ролі прямої. Улітку в помірних широтах розсіяна радіація найменша, а взимку – найбільша. Особливо велику роль вона відіграє у високих широтах, де підвищена хмарність, незначна висота Сонця і тривалий час лежить сніговий покрив. У тропічних широтах більше значення має пряма сонячна радіація.

До сходу Сонця сумарна радіація складається цілком, а при малих висотах Сонця – переважно з розсіяної радіації. При безхмарному небі зі збільшенням висоти Сонця частка розсіяної радіації зменшується. Якщо ж Сонце закрито щільними хмарами, сумарна радіація складається тільки з розсіяної. При таких хмарах зростання розсіяної радіації тільки частково компенсує послаблення прямої радіації, а тому зростання кількості і щільності хмар загалом супроводжується зменшенням сумарної радіації. Однак при невеликій або тонкій хмарності, коли сонячний диск не закривається хмарами або закривається частково, сумарна радіація за рахунок збільшення розсіяної може виявитися навіть більшою, ніж при ясному небі.

Зазначені особливості в надходженні сонячної радіації позначаються й на структурі місячних сум прямої і розсіяної радіації (рис. 3.8).

Рис. 3.8. Річний хід місячних сум та структури сумарної сонячної радіації в Одесі (Обсерваторія)

Відбита сонячна радіація та альбедо підстильної поверхні. Не уся сумарна радіація, яка надходить до земної поверхні, поглинається. Значна її частина відбивається від земної поверхні і повертається назад в атмосферу, утворюючи потік відбитої радіації .

Співвідношення кількості сонячної радіації, відбитої даною поверхнею, до сумарної радіації, яка надходить на неї, називається відбивною здатністю або альбедо :

.

(3.18)

Альбедо виражають не тільки у частках одиниці, але й у відсотках.

Відбиту радіацію визначають з допомогою альбедометрів – піранометрів, приймальну поверхню яких повернуто в бік землі.

Альбедо різних ділянок земної поверхні неоднакове. Одні ділянки відбивають значну частину сумарної радіації, інші – невелику. Альбедо земної поверхні визначається її властивостями і станом: кольором, вологістю, шорсткістю, наявністю, типом і фазою розвитку рослинного покриву. Світлі і гладенькі ґрунти відбивають краще, ніж темні і шорсткі. Сухі ґрунти також краще відбивають сонячну радіацію, ніж вологі, які навіть виглядають темнішими. В цілому ж альбедо різних ґрунтів і рослинного покриву відрізняється мало (табл. 3.4).

Таблиця 3.4

Альбедо різних природних поверхонь

Поверхня	Альбедо	Поверхня	Альбедо
Сніг і крига		Поля, луки, тундра
Свіжий сухий сніг	0,80–0,95	Поля жита і пшениці	0,10–0,25
Чистий вологий сніг	0,60–0,70	Картопляні поля	0,15–0,25
Забруднений сніг	0,40–0,50	Плантації бавовнику	0,20–0,25
Морська крига	0,30–0,40	Луки	0,15–0,25
Оголені ґрунти		Сухий степ	0,20–0,30
Темні ґрунти	0,05–0,15	Тундра	0,15–0,20
Вологі сірі ґрунти	0,10–0,20	Деревна рослинність
Сухі глинисті або сірі ґрунти	0,20–0,35	Хвойні ліси	0,10–0,15
Сухі світлі піщані ґрунти	0,25–0,45	Листяні ліси	0,15–0,20

Великим діапазоном альбедо виділяється сніг. Забруднення снігового покриву або вбирання снігом дощової і талої води супроводжується зменшенням його відбивних властивостей, завдяки чому його танення прискорюється.

Альбедо природних ландшафтів ¹⁹ залежить від кута падіння сонячних променів: чим вище знаходиться Сонце, тим меншим є альбедо. Найбільше значення альбедо досягається у моменти сходу і заходу Сонця, коли прямі сонячні промені ковзають по поверхні Землі. Ці факти пояснюються залежністю спектрального складу сумарної радіації від висоти Сонця та неоднаковою відбивною здатністю однієї і тієї ж поверхні для різних довжин хвиль (для оцінки залежності відбивної здатності підстильної поверхні від довжини електромагнітної хвилі вводиться поняття спектрального альбедо ). При малій висоті Сонця у складі сумарної радіації зростає частка розсіяної, а вона відбивається від шорсткої поверхні краще, ніж пряма.

Особливими відбивними властивостями володіють водні поверхні. Середнє альбедо водних поверхонь менше, ніж ділянок суходолу, що пояснюється глибшим проникненням сонячних променів у прозорі для них верхні шари води, ніж в ґрунт. У воді вони розсіюються і поглинаються. З огляду на сказане, на відбивні властивості води великий вплив має її мутність. Забруднені і каламутні води відбивають більше радіації, ніж чисті і прозорі.

Альбедо водної поверхні, як і будь-яких інших географічних ландшафтів, залежить від кута падіння сонячних променів. Однак, воно залежить і від хвилювання цієї поверхні. Унаслідок хвилювання моря або будь-якої іншої водойми різко зростає ймовірність надходження променів на похилу, а не горизонтальну поверхню. Хвилювання води впливає на відбивну здатність її поверхні не тільки через зміну нахилу поверхні хвилі відносно сонячних променів, але й завдяки численним повітряним пухирцям на гребенях хвиль. Ці пухирці не тільки ефективніше відбивають сонячну радіацію, ніж власне вода, але й підсилюють розсіювання світла у верхніх шарах води. Під впливом зазначених чинників альбедо схвильованої водної поверхні при значних висотах Сонця помітно зростає (табл. 3.5).

Таблиця 3.5

Альбедо поверхні океану при різних висотах Сонця і різному хвилюванні, %

Висота Сонця, град.	Хвилювання, бали
	0	1	2	3	4	5	6	7	8	9
3	69,8	54,3	42,3	32,6	25,2	19,4	15,0	11,5	8,9	7,0
10	34,0	28,7	24,0	20,0	16,9	14,1	11,7	9,9	8,3	7,0
20	14,1	12,9	12,0	11,1	10,2	9,4	8,8	8,1	7,5	7,0
30	8,2	8,0	7,9	7,7	7,6	7,4	7,4	7,3	7,2	7,0
34	7,0	7,0	7,0	7,0	7,0	7,0	7,0	7,0	7,0	7,0
40	5,5	5,6	5,8	5,9	6,1	6,2	6,4	6,6	6,8	7,0
50	4,5	4,7	5,0	5,2	5,4	5,7	6,0	6,3	6,6	7,0
60	4,0	4,3	4,5	4,8	5,1	5,4	5,8	6,2	6,6	7,0
70	3,6	3,9	4,2	4,5	4,8	5,2	5,6	6,0	6,5	7,0
80	3,3	3,6	3,9	4,2	4,6	5,0	5,4	5,9	6,4	7,0
90	3,0	3,3	3,6	4,0	4,4	4,8	5,2	5,8	6,4	7,0

Певний плив на альбедо водної поверхні мілководних акваторій має глибина водойми та альбедо дна. На мілководних ділянках моря альбедо вище, ніж на глибоководних.

Альбедо різних поверхонь має яскраво виражений добовий і річний хід. Найменші його значення спостерігаються у біляполуденні години (при максимальній висоті Сонця), а упродовж року – влітку.

Поглинена (залишкова) сонячна радіація. Частина сумарної радіації, яка не відбивається підстильною поверхнею, поглинається нею. Різницю між сумарною сонячною радіацією та відбитою сонячною радіацією називають поглиненою або залишковою радіацією.