Послаблення сонячної радіації в атмосфері

При проходженні крізь атмосферу сонячна радіація суттєво змінюється. Частина її засвоюється окремими газовими складовими атмосфери та домішками і перетворюється на тепло. Ще частина радіації розсіюється молекулами повітря та твердими і рідкими домішками і частина її відбивається.

Процес засвоєння сонячної радіації має вибірковий або селективний характер, тобто різні гази засвоюють радіацію різною мірою в різних ділянках спектра.

Так азот засвоює радіацію лише дуже малої довжини хвилі в ультрафіолетовій частині спектра. Оскільки енергія сонячної радіації у цій ділянці спектра дуже мала, то засвоєння радіації азотом практично не впливає на потік сонячної радіації. Мало засвоює сонячної радіації також кисень: у двох дуже вузьких ділянках видимої частини спектра та в ультрафіолетовій його частині.

Більше сонячної радіації засвоює озон. Хоч озону в атмосфері дуже мало, але в результаті його засвоєння до поверхні Землі не доходять промені коротші за 0,29 мкм, тобто озон засвоює всю далеку частину ультрафіолетової радіації. Це становить близько 4 % від сумарної енергії сонячного променя.

Вуглекислий газ добре засвоює сонячну радіацію в інфрачервоній ділянці спектра. Але вміст його в атмосфері малий і слабкий потік радіації, тому і засвоєння сонячної радіації ним малопомітне. Основним газом, який засвоює інфрачервону радіацію, є водяна пара, яка зосереджена в основному в нижній тропосфері. Вона засвоює значну частину енергії променя. Сонячну радіацію засвоюють також хмари та різні домішки. За сильного запилення атмосфери, особливо у містах, засвоєння сонячної радіації твердими домішками може бути значним.

У цілому в атмосфері засвоюється 15-20 % радіації, яка надходить від Сонця на верхню межу атмосфери. Це залежить головним чином від зміни вмісту водяної пари та пилу, від наявності хмар, від висоти Сонця над обрієм. При зміні висоти Сонця змінюється товщина шару повітря, який пронизують промені.

При проходженні крізь атмосферу пряма сонячна радіація ще й розсіюється. Розсіюванням називається часткове перетворення радіації в таку, що розповсюджується за всіма напрямками. Радіація розсіюється в оптично неоднорідному середовищі, де показник переломлення променів змінюється від однієї точки до іншої. Такою і є атмосфера. Навіть за умови чистого повітря постійно змінюється густина повітря у зв’язку з тепловим рухом молекул. Тим більше, що в реальній атмосфері завжди є краплі, кристали льоду й солей, пил тощо. Розсіювання тим більше, чим більше міститься у повітрі аерозолів. Отже, зустрівши на своєму шляху молекули газів та аерозолів, частина сонячних променів змінює свій напрям руху, тобто розсіюється. Від таких часток радіація розповсюджується так, ніби вони є джерелом радіації.

Закон розсіювання радіації молекулами газів у чистому повітрі встановив англійський фізик Релей

і = а/λ⁴·І,

де І – потік прямої радіації, а – коефіцієнт пропорційності, який залежить від кількості молекул газу в одиниці об’єму, λ – довжина хвилі радіації, і – потік розсіяної радіації.

Розміри молекул газів більше ніж в 10 разів менші, ніж довжина хвиль радіації. Отже, розсіювання радіації обернено пропорційне четвертій степені довжини хвилі, тобто короткі хвилі розсіюються більше (табл. 3.3). Так фіолетові промені розсіюються в 14 разів більше, ніж червоні. Фіолетові і сині промені розсіюються більше ніж блакитні, але їх енергія значно менша, ніж енергія блакитних променів і цим пояснюється блакитний колір неба. Інфрачервоні промені розсіюються дуже мало.

Таблиця 3.3 Коефіцієнти розсіювання для деякої довжини сонячних променів.

Колір	Червоні	Жовті	Блакитні	Фіолетові
λ мкм	0,760	0,598	0,486	0,396
ì	0,31	0,86	1,9	4,4

Розсіювання радіації домішками в атмосфері – пилом, краплями, кристалами, які мають значно більші розміри, ніж молекули, відбувається за законом Мі, тобто, обернено пропорційно меншій степені довжини хвилі. Цей показник степені змінюється у межах від 1 до 4 і залежить від розміру частинок. При незначному забрудненні атмосфери показник степені близький до одиниці (λ^´), тобто, промені усіх довжин хвиль розсіюються однаково. Ось чому наявність домішок у повітрі надає небу білястого відтінку, а туман і хмари мають білий колір.

Якщо домішки в атмосфері мають діаметр більше 1 – 2 мкм, то вони уже не розсіють радіацію, а відбивають її як маленькі дзеркальця незалежно від довжини хвилі.

Розсіюється в атмосфері близько 25 % енергії сонячного проміння. Близько 2/3 розсіяної радіації досягає земної поверхні. Розсіяна радіація надходить у кожну точку земної поверхні від усього небосхилу, а не від диску Сонця. Тому, потік розсіяної радіації вимірюють на горизонтальну поверхню. Оскільки більше розсіюються короткі промені, то змінюється і спектральний склад розсіяної радіації, тобто вона багатша короткохвильовими променями. Чим довший шлях сонячних променів в атмосфері, тим більше розсіюється коротких хвиль і тим більшою залишається частка довгих хвиль у прямій радіації. Цим пояснюється жовте і червоне забарвлення Сонця і Місяця біля обрію, особливо коли у повітрі є багато пилу, крапель чи кристалів.

Отже, завдяки розсіюванню радіації в атмосфері ми відмітили два явища, а саме блакитний колір неба та жовто-червоний колір небесних світил біля обрію. Крім того, вся атмосфера вдень є джерелом світла, тобто вдень добре видно і там, куди не надходять прямі сонячні промені. Більше того, вдень достатньо добре видно і в тому випадку, коли Сонце затінене щільними хмарами і зовсім немає прямого сонячного проміння.

Завдяки наявності розсіяної радіації існує таке явище, як вечірні і вранішні сутінки (присмерки). Після заходу Сонця темніє поступово, тобто небо залишається ще освітленим і надсилає до поверхні розсіяну радіацію. Те ж саме вранці, небо світліє і розповсюджує розсіяну радіацію ще до сходу Сонця.

Сутінки називають астрономічними, вони тривають доти, поки Сонце не опуститься під горизонт на 18⁰. Далі вже зовсім темніє. Вранішні сутінки починаються тоді, коли Сонце також на 18⁰ під горизонтом. Перша частина вечірніх астрономічних сутінок і остання частина вранішніх, коли Сонце перебуває під горизонтом не більша 8⁰, називається цивільними сутінками.

Тривалість астрономічних сутінків залежить від географічної широти та пори року. В середніх широтах вони тривають від півтори до двох годин, на екваторі трохи довше години. У високих широтах влітку Сонце може не заходити за горизонт або опускатись не більше ніж на 18⁰. В останньому випадку вечірні сутінки переходять у вранішні і це явище називають білими ночами.

Часто сутінки супроводяться змінами кольорів небосхилу над Сонцем. Ці зміни починаються ще до заходу або продовжуються після сходу Сонця. У цьому випадку зміни кольорів називають вечірньою і вранішньою зорею. Різноманітність кольорів зорі змінюється в широких межах залежно від вмісту аерозолів у повітрі, які розсіюють та розкладають промені.

Після закінчення астрономічних сутінок уже на темному небі інколи появляється зодіакальне свічення. Це ніжне свічення у вигляді нахиленого конусу над Сонцем. Найкраще зодіакальне свічення проявляється в тропічних широтах. Зодіакальне свічення обумовлене розсіюванням сонячного світла космічним пилом.

Ми прослідкували зміни сонячної радіації в атмосфері в результаті її засвоєння газовими складовими, в результаті розсіювання та відбивання. Сумарне послаблення сонячної радіації в атмосфері виражається за допомогою закону послаблення радіації або закону Бугера:

І = І₀ р^m,

де І – потік радіації (інтенсивність радіації) поблизу земної поверхні чи в атмосфері, І₀ – сонячна стала, р – коефіцієнт прозорості атмосфери. Коли Сонце перебуває в зеніті то І=І₀∙p, тому р = І/І₀. Фізичний зміст коефіцієнту прозорості атмосфери показує, яка доля сонячної радіації досягає земної поверхні, коли Сонце перебуває в зеніті.

m – оптична маса атмосфери, яка залежить від висоти Сонця над обрієм h (мал. 3.3).

Навіть на малюнку видно, що коли Сонце низько, то шлях променів в атмосфері довший, особливо в найзабрудненішому приземному шарі. Тому промені

дуже послаблюються. Величина m визначається за виразом

m = 1/sin h,

але при умові, що h не менше 30⁰. При меншій висоті Сонця залежність складна і m визначається за таблицями Бемпорада (табл. 3.4). При h = 0⁰, тобто коли Сонце на обрію m = 35,4, а не безмежно великій величині. Отже, в даному випадку промінь послаблюється так, ніби він пронизує 35 атмосфер.

Коефіцієнт прозорості атмосфери змінюється у значних межах: 0,60 – 0,85 і залежить від вмісту водяної пари та пилу. При зростанні широти коефіцієнт прозорості збільшується, оскільки в атмосфері зменшується вміст водяної пари та пилу. Коефіцієнт прозорості ідеальної атмосфери становить 0,90 – це послаблення лише молекулами газів.

Таблиця 3.4. Оптична маса атмосфери m

залежно від висоти Сонця h (за Д. Бемпорадом)

h
m		1,02	1,06	1,15	1,3	1,55	2,0	2,9	5,6	10,4	15,36	25,96	35,4

Для визначення оптичної маси атмосфери та для обчислення інсоляції потрібно знати висоту Сонця над обрієм h. У дійсний полудень її визначають за формулою

h = 90 – φ +δ,

де φ – географічна широта місцевості, градуси, δ – схилення Сонця, градуси. Висоту Сонця у будь-який час можна визначити за формулою

sin h = sin φ sin δ + соs φ соs δ соs τ

де τ – дійсний час виражений у градусах і відрахований від полудня.

Послаблення сонячної радіації в атмосфері можна виразити через чинник мутності атмосфери Т

І = І₀ q^mТ,

де q – коефіцієнт прозорості ідеальної атмосфери 0,9. Т – чинник мутності – це кількість ідеальних атмосфер, які повинен пройти промінь щоб сталося таке послаблення, яке відбувається в реальній атмосфері. Ця величина залежить від вмісту водяної пари й аерозолів в атмосфері. Чинник мутності визначається за формулою Лінке

Т = 11,5 lg І₀ / І_30,

де І₃₀ – інтенсивність прямої сонячної радіації за висоти Сонця 30⁰ (m = 2). м і с я ц і

Середні значення чинника мутності за дуже низької прозорості 5,20, за нормальної – 2,92, за високої – 1,91.

Взимку чинник мутності найменший,

влітку – найбільший. У сухому арктичному повітрі він менший 2,0, у тропічному повітрі близько 4,0. У морському екваторіальному повітрі р = 0,55, а Т = 7,6. У Києві середнє значення Т = 3,5 (мал. 3.4).

Сумарна сонячна радіація

Сумарною радіацією називають суму потоків прямої і розсіяної сонячної радіації, що надходить до горизонтальної ділянки земної поверхні

Q = І sin h + і = І ´ + і, кВт /м²

Як сумарна так і пряма й розсіяна радіація залежать від багатьох чинників. Уже з формули Бугера видно, що потік прямої радіації залежить від висоти Сонця над обрієм. Він найбільший опівдні і найменший у момент сходу та заходу Сонця. У першій половині дня інтенсивність прямої радіації більша, ніж у другій при тій же висоті Сонця. Це пояснюється тим, що після полудня посилюються висхідні рухи повітря, які переносять угору водяну пару й пил і прозорість атмосфери зменшується. Зменшують пряму радіацію і хмари. При дуже щільних шарах вона зовсім відсутня. За достатньої чистоти повітря незалежно від максимальної висоти Сонця у помірних широтах найбільше значення інтенсивності прямої сонячної радіації на рівнині досягає 1,05 кВт/м², а в горах перевищує 1,2 кВт/м². У річному ході найбільші значення прямої сонячної радіації спостерігаються в кінці весни, коли ще в атмосфері мало водяної пари, а найменші – в грудні, коли спостерігається найнижча висота Сонця.

Розсіяна радіація, як і пряма, збільшується при зростанні висоти Сонця. Найбільше її значення опівдні. Збільшується вона і при зменшенні прозорості атмосфери. Коли в атмосфері є багато різних домішок, то вони розсіюють більшу частину радіації. Дуже розсіюють радіацію тонкі прозорі хмари верхнього ярусу (Сі, С_s) та хмари, що освітлюються Сонцем збоку (Сu). У цьому випадку потік розсіяної радіації може збільшуватись у кілька разів порівняно з її надходженням за ясної погоди. Лише щільні суцільні хмари пропускають радіації менше, ніж за ясного неба.

Дуже збільшує розсіяну радіацію велика відбивна здатність земної поверхні. Поверхня, яка вкрита свіжим снігом, відбиває понад 80-90 % усього потоку радіації. Відбита радіація вдруге розсіюється в атмосфері і частина її знову надходить до поверхні. В Арктиці, де постійно є сніг, де мала висота Сонця і значна хмарність при переважанні тонких хмар розсіяна радіація може досягати 0,698 кВт/м². Річний максимум розсіяної радіації спостерігається в червні, а мінімум у грудні.

Величину сумарної радіації визначають ті ж самі чинники.

Співвідношення між прямою і розсіяною радіацією в сумарному потоку змінюється як протягом доби, так і протягом року. У момент сходу Сонця сумарна радіація складається переважно з розсіяної радіації. При збільшенні висоти Сонця частка розсіяної радіації зменшується. Так, за висоти Сонця 8⁰ вона становить 50 %, а за висоти 50⁰ – 10-20 % від сумарного потоку. В середньому за рік частка розсіяної радіації в сумарному потоку на суходолі в Арктиці становить 61 %, в помірних широтах 50 – 55 %. В субтропічних 26 %, а в районі екватора 53 % (табл. 3.5).

 

Таблиця 3.5. Частка (%) розсіяної радіації в сумарній сонячній радіації на суходолі Північної півкулі.

Широта, град	Місяці	Рік
І	ІІ	ІІІ	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII
70-90	-											-
60-70
50-60
40-50
30-40
20-30
10-20
0-10

 

Абсолютна величина сумарної радіації за рік змінюється у великих межах (мал.3.5). Найменша її величина спостерігається в атлантико-європейському секторі Арктики і становить менше 2400 МДж /м². Найбільші значення сумарної радіації перевищують 8000 МДж/м² і спостерігаються в середині тропічних широт, особливо в тропічних пустелях, де переважає безхмарна погода. В районі екватора, де переважає хмарна погода, сумарна радіація зменшується, в деяких районах значно. В центральних районах Антарктиди, де переважає малохмарна погода, сумарна сонячна радіація, як і в Україні, досягає 4000-4800 Мдж/м².