Понятие о климате.

Тиск повітря з висотою закономірно зменшується. Закономірності зміни тиску з висотою описуються барометричними формулами. Найпростіша з них - відома формула Бабіне: Н=1600 [(Р-р):(Р+ р)] (t + n),де Н - різниця висот двох пунктів у метрах; t - середня температура шару (товщі) повітря (в градусах за Цельсієм); Р і p, - тиск повітря відповідно на нижньому та верхньому рівнях; а n=0,004 - коефіцієнт теплового розширення повітря.

Користуючись цією формулою, можна розв'язувати різні типи задач:

а) обчислювати перевищення висот (барометричне нівелювання);

б) знаходити величини баричного ступеня та баричного градієнта;

в) вираховувати тиск на одному з двох рівнів (наприклад, тиск на рівні моря);

г) знаходити середню температуру шару повітря.

Формула Бабіне дозволяє відносно точно визначати величину атмосферного тиску на певній висоті, якщо відомі тиск і температура повітря на нижчому чи вищому рівнях. При цьому має бути відомою різниця висот (перевищення). Цією формулою користуються в тих випадках, коли різниця в значеннях тиску між двома рівнями не більша, ніж 120-130 мб. Для отримання більш точних результатів користуються формулою Лапласа, яка враховує вологість повітря та інші чинники, від яких залежить вага повітря.

На практиці барометричні формули широко застосовуються для барометричного нівелювання - способу визначення різниці висот двох пунктів за різницею величин атмосферного тиску в них в один і той же фізичний момент. Якщо відома висота відносно рівня моря одного з пунктів, то легко можна вирахувати гіпсометричний рівень другого. Наприклад, так визначають абсолютні висоти високих гір. Методи барометричного нівелювання застосовують там, де звичні геодезичні методи використати важко: у високогірних регіонах, місцевостях зі складними фізико-географічними умовами, або коли між пунктами наявні значні відстані чи нездоланні перешкоди (ліс, болото, водний простір тощо). Точність барометричного нівелювання менша, ніж геодезичного, однак воно виконується швидше й простіше.

Для розв'язування іншої задачі - розрахунку баричного ступеня - потрібно знати температуру і тиск для одного з пунктів.

Баричним ступенем називають ту висоту, на яку необхідно піднятись чи опуститись в атмосфері, щоб значення тиску змінилось рівно на одиницю. В середньому величина баричного ступеня при температурі повітря 0° С складає 8,0 м /1 мб. Тобто, при піднятті барометра вгору на кожні 8 м висоти спостерігатиметься зменшення тиску на 1 мілібар. Поняття баричного ступеня "обернене" до поняття вертикального баричного градієнта, яким характеризують міру зміни тиску на кожні 10 м висоти (1 мб /10 м). Знаючи величину баричного ступеня, можна легко визначити величину вертикального баричного градієнта.

Величина баричного ступеня залежить від температури повітря: у теплому повітрі вона більша, ніж у холодному. Вона також зростає з висотою, тобто зі зменшенням величини тиску.

6.Тиск повітря змінюється не тільки у вертикальному, а й у горизонтальному вимірі. Розподіл атмосферного тиску в земному просторі називають баричним полем. Розрізняють приземне та висотне баричне поле. Перше з них дає уявлення про розподіл тиску біля земної поверхні, друге - на певних висотах. Вертикальний розподіл тиску, форми баричного поля та зміни їх з висотою розглядаються у курсі метеорології. Питання географічного розподілу тиску - над земною поверхнею - розглядаються переважно в курсі кліматології. Основна увага приділяється закономірностям планетарного розподілу тиску та залежної від нього циркуляції атмосфери.

Планетарний розподіл тиску: над полярними та тропічними тиск підвищений, над екваторіальними й помірними - знижений. Горизонтальний розподіл тиску зображують на географічних та синоптичних картах.

На практичних заняттях з метеорології студенти знайомляться з синоптичними картами, зокрема: картами погоди (приземними картами) та картами баричної топографії (висотними картами). На перших показано розподіл тиску в один із метеорологічних строків спостережень на рівні моря, у вигляді поля ізобар. Плавними лініями - ізобарами (лініями рівних значень тиску) - з'єднують місця з однаковим тиском, застосовуючи метод інтерполяції. Картами ізобар користуються для виявлення закономірностей розподілу тиску біля земної поверхні. Для побудови таких карт величини тиску, виміряні на метеостанціях, попередньо приводять до рівня моря (щоб виключити вплив висоти на величину атмосферного тиску). Отже, приземні карти ізобар дають уявлення про розподіл тиску на одному й тому ж рівні - на рівні моря (стандартна ізобарична поверхня 1000 мб). Ізобари мають різну конфігурацію і нагадують горизонталі (ізогіпси) на топографічній карті. Вони ніколи не перетинаються. Ізобари будують за даними спостережень або за один строк вимірювань (щоденна карта погоди), або ж за середніми значеннями тиску впродовж місяця, року, ряду років (кліматичні карти). За ізобарами на щоденних картах погоди (як правило, їх проводять через кожні 5 мб) можна визначити місцезнаходження циклонів, антициклонів, за рисунком ізобар - знайти баричні улоговини, баричні гребені, баричні сідловини, а також визначити величину горизонтального баричного градієнта (G) - міру зміни величини тиску на кожен градус дуги меридіана (1мб /111 км) або на кожні 100 км відстані (мб /100 км).

Тобто можна дати детальну характеристику баричного поля біля поверхні землі.

Баричне поле має складну вертикальну будову, яку зображують на синоптичних картах у вигляді ізобаричних поверхонь: 1000 мб - рівень моря, 850 мб - 1500 м, 700 мб - 3000 м, 500 м - 5000 м, 200 мб - 9000 м, 100 мб - 16000 м. Це так звані стандартні ізобаричні поверхні, в межах яких тиск має однакові значення, а їх висота відносно земної поверхні - різна, відповідно до вертикального розподілу температур.

Форми баричного поля - циклони, антициклони, баричгі улоговини, баричні гребені, сідловини. Їх географічний розподіл спричиняє циркуляцію атмосфери. Різниця тиску над поверхнями з різною температурою спричиняє місцеву циркуляцію та висхідні рухи повітря. Отже, причиною складних рухів повітря є різниця тиску та температур.

 

 

Розділ 2.

Сонячна радіація в атмосфері.

1.Природа сонячної радіації, променева і теплова рівновага.

2.Пряма і розсіяна радіація,її поглинання.

3. Розсіювання сонячної радіації.Оптичні явища в атмосфері.

4. Складові радіаційного балансу.Випромінювання Землі й атмосфери. Радіаційний баланс.

 

1. Електромагнітна радіація або просто радіація, або ж випромінювання, є одна з форм існування матерії, вона відрізняється від речовини. Окремим її випадком є видиме світло, яке можна бачити. Крім того, до радіації відносяться також альфа (a)-, бета (b)-, гама (g)-, ікс (Х)-випромінювання, а також ультрафіолетові (УФ), інфрачервоні (ІЧ) промені та радіохвилі, які не сприймаються людським оком.

Із фізики відомо, що всі тіла, що мають температуру, відмінну від абсолютного нуля, випромінюють власну радіацію. У метеорології найчастіше доводиться мати справу з такою тепловою радіацією, що визначається температурою тіла та його здатністю до випромінювання. Наша планета отримує таку радіацію від Сонця.

Земна поверхня й атмосфера в той же час самі випромінюють теплову радіацію, але вже в інших діапазонах хвиль.

У метеорології прийнято виділяти короткохвильову та довгохвильову радіацію. Короткохвильовою називають радіацію у діапазоні хвиль від 0,1 до 4 мкм. Вона включає, крім видимого світла, ще найближчу до нього по довжині хвиль ультрафіолетову та інфрачервону радіацію. Сонячна радіація на 99 % являється короткохвильовою радіацією. До довгохвильової радіації відносять радіацію земної поверхні та атмосфери з довжиною хвиль від 4 до 120 мкм. Терміном радіація називають також явище зовсім іншого роду - корпускулярну радіацію, тобто потоки електрично заряджених часток, переважно протонів та електронів, що рухаються зі швидкістю у сотні кілометрів за секунду. Енергія корпускулярної радіації в середньому в 107 раз менше, ніж енергія теплової радіації Сонця. Вона залежить від часу та фізичного стану Сонця, від сонячної активності. Нижче 90 км корпускулярна радіація в атмосферу майже не проникає.

Променева та теплова рівновага Землі.Променева енергія Сонця є основним, і практично єдиним джерелом тепла для поверхні Землі та її атмосфери. Радіація, що поступає від зірок та Місяця, незначна в порівнянні з сонячною. Також дуже малий і потік тепла з глибин Землі. Частина сонячної радіації являє собою видиме світло. Тим самим Сонце являється для Землі джерелом не тільки тепла, а й світла, такого важливого для життя на земній поверхні. Променева радіація Сонця перетворюється в тепло частково вже в самій атмосфері, але головним чином - на земній поверхні. Вона йде тут на нагрівання верхніх шарів ґрунту та води, а від них і повітря. Нагріта земна поверхня й нагріта атмосфера в свою чергу самі випромінюють невидиму інфрачервону радіацію. Віддаючи цю радіацію у космічний простір, земна поверхня й атмосфера охолоджуються.

Таким чином, можна сказати, що планета знаходиться у стані теплової рівноваги: прихід тепла урівноважується його втратами. Але так як Земля (разом з атмосферою) отримує тепло, поглинаючи сонячну радіацію, і втрачає тепло шляхом власного випромінювання, то можна зробити висновок, що вона знаходиться і в стані променевої рівноваги: притік радіації в ній урівноважується віддачею радіації у світовий простір.

Спектральний склад сонячної радіації. На інтервал хвиль між 0,1 і 4 мкм припадає 99 % всієї сонячної радіації. І лише 1% залишається на радіацію з меншими та більшими довжинами хвиль поза цим інтервалом, включаючи х-промені та радіохвилі. Видиме світло займає вузький інтервал довжин хвиль, всього від 0,39 до 0,76 мкм. Однак у цьому інтервалі знаходиться майже половина всієї сонячної променевої енергії (47 %). Майже стільки ж припадає на інфрачервоні промені (44 %), а решта 9 % - на ультрафіолетові. Максимум променевої енергії в сонячному спектрі припадає на хвилі з довжинами близько 0,475 мкм, тобто на жовто-зелено-сині промені видимої частини спектру.

2. Пряма та розсіяна радіація, її поглинання. Радіацію, що приходить на земну поверхню безпосередньо від сонячного диску, називають прямою сонячною радіацією на відміну від радіації, розсіяної в атмосфері. Сонячна радіація поширюється від Сонця у всіх напрямках. Але відстань від Землі до Сонця така велика, що промені падають на земну поверхню у вигляді пучка майже паралельних променів.

Кількісною мірою сонячної радіації, що поступає на земну поверхню або на будь-який рівень атмосфери, служить енергетична освітленість, або потік радіації, тобто кількість променевої енергії, що падає на одиницю площі.

Легко зрозуміти, що одиниця площі, розташованої перпендикулярно до сонячних променів, отримує максимально можливу в даних умовах кількість радіації На одиницю горизонтальної площі припадає менша кількість променевої енергії I´ = I sin h, де h - висота Сонця над горизонтом.

Очевидно, що I´ = I тільки тоді, коли Сонце стоїть в зеніті, в усіх інших випадках I´ < I.

Потік прямої сонячної радіації І` на горизонтальну поверхню часто називають інсоляцією.

Енергетична освітленість визначається в кіловатах на квадратний метр (кВт/м²). В старих підручниках можна зустріти застарілу розмірність в кал/см² • хв. Для довідки: 1 кал = 4,19 Дж; 1 Вт = Дж/с;

Сонячна стала - це кількість сонячної радіації, що поступає на верхній межі атмосфери за одиницю часу на одиницю поверхні, перпендикулярної до сонячних променів. Точне значення сонячної сталої внаслідок тих великих труднощів, які виникають при її визначенні, не встановлено і до цього часу. Найбільш вірогідним значенням сонячної сталої вважається інтервал 1,322 - 1,428 кВт/м².

Міжнародна актинометрична комісія по радіації в 1957 р. рекомендувала прийняти в якості стандартного значення сонячної сталої (по Міжнародній пергеліометричній шкалі 1956 р.) - 1,37 кВт/м².

Поглинання та розсіювання сонячної радіації в атмосфері та пов'язані з цим явища: розсіяне світло, колір неба, сутінки (рис. 1), зоря, видимість. Поглинання сонячної радіації в атмосфері.

В атмосфері поглинається порівняно невелика кількість сонячної радіації, при цьому головним чином в інфрачервоній частині спектра. Це поглинання - вибіркове: різні гази поглинають радіацію в різних ділянках спектра й у різному ступені.

Азот поглинає радіацію тільки дуже малих довжин хвиль в ультрафіолетовій частині спектра. Енергія сонячної радіації в цій ділянці спектра зовсім незначна, і тому поглинання азотом практично не відбивається на потоці сонячної радіації. Більшою мірою, але все-таки дуже мало поглинає сонячну радіацію кисень - у двох вузьких ділянках видимої частини спектра й в ультрафіолетовій його частині.

Більш сильним поглиначем сонячної радіації є озон. Його вміст у повітрі, навіть у стратосфері, дуже малий; проте, він настільки сильно поглинає ультрафіолетову радіацію, що з потоку сонячної радіації губиться кілька відсотків. У результаті поглинання у верхніх шарах атмосфери в сонячному спектрі в земної поверхні не спостерігаються хвилі коротше 0,29 мкм.

Сильно поглинає радіацію в інфрачервоній області спектра вуглекислий газ; але його вміст в атмосфері малий, і тому поглинання цим газом загалом незначне. Основним же поглиначем радіації в атмосфері є водяна пара, зосереджена у тропосфері й особливо в нижній її частині. З загального потоку сонячної радіації водяна пара поглинає значну частку в інфрачервоній області спектра. Поглинають сонячну радіацію також хмари й атмосферні домішки, тобто тверді частки, завислі в атмосфері. Загалом в атмосфері поглинається 15-20 % радіації, що приходить від Сонця до Землі. У кожному окремому місці поглинання змінюється з часом залежно як від змінного вмісту в повітрі поглинаючих субстанцій, головним чином водяної пари, хмар і пилу, так і від висоти сонця над обрієм, тобто від товщини шару повітря, що проходять промені на шляху крізь атмосферу (оптичної маси атмосфери).

3. Розсіювання сонячної радіації в атмосфері. Крім поглинання, пряма сонячна радіація на шляху крізь атмосферу послабляється ще шляхом розсіювання, причому послабляється більш значно. При цьому розсіювання радіації тим більше, чим більше містить повітря аерозольних домішок. Розсіюванням називається часткове перетворення радіації, що має визначений напрямок поширення (а такий саме і є пряма сонячна радіація, що поширюється у вигляді рівнобіжних променів), у радіацію, що йде в усіх напрямках. Розсіювання відбувається в оптично неоднорідному середовищі, тобто в середовищі, де показник заломлення змінюється від точки до точки. Таким оптично неоднорідним середовищем є атмосферне повітря, що містить дрібні частки рідких і твердих домішок - краплі, кристали, ядра конденсації, порошини. Але оптично неоднорідним середовищем є і чисте, вільне від домішок повітря, тому що в ньому внаслідок теплового руху молекул постійно виникають згущення і розрідження, коливання щільності. Таким чином, зустрічаючись з молекулами і домішками в атмосфері, сонячні промені втрачають прямолінійний напрямок поширення, розсіюються. Радіація поширюється від часток, що розсіюють, таким чином, якби вони самі були джерелами радіації.

Близько 25 % загального потоку сонячної радіації перетворюється в атмосфері в розсіяну радіацію. Правда, значна частка розсіяної радіації (2/3 її) також приходить до земної поверхні. Але це буде вже особливий вид радіації, істотно відмінний від прямої радіації.

Розсіяна радіація надходить до земної поверхні не від сонячного диска, а від усього небесного зводу. Тому необхідно вимірювати її потік на горизонтальну поверхню. Він також виміряється в кВт/м². Розсіяна радіація відмінна від прямої за спектральним складом. Справа в тім, що промені різних довжин хвиль розсіюються різною мірою. Співвідношення енергії променів різних довжин хвиль у розсіяній радіації змінено на користь більш короткохвильових променів. При цьому чим менші розміри часток, що розсіюють, тим сильніше розсіюються короткохвильові промені в порівнянні з довгохвильовими. За законом Релея, у чистому повітрі, де розсіювання відбувається тільки молекулами газів (розміри яких більш ніж у 10 разів менші довжин хвиль світла), розсіювання зворотно пропорційне четвертому ступеню довжини хвилі променів, що розсіюються. Оскільки довжина крайніх хвиль червоного світла майже вдвічі більша довжини крайніх хвиль фіолетового світла, перші промені розсіюються молекулами повітря в 14 разів менше, ніж другі. Інфрачервоні ж промені будуть розсіюватися менше. Тому в розсіяній радіації промені короткохвильової частини видимого спектра, тобто фіолетові і сині, будуть переважати за енергією над жовтогарячими і червоними, а також і над інфрачервоними променями. Максимум енергії в прямій сонячній радіації біля земної поверхні припадає на область жовто-зелених променів видимої частини спектра. У розсіяній радіації він зміщається у бік синіх променів. Отже, біля земної поверхні максимум сонячної радіації припадає на жовто-зелено-синій спектр.

Додамо ще, що розсіяна сонячна радіація, на відміну від прямої, є частково поляризованою. При цьому ступінь поляризації для радіації, що надходить від різних ділянок небосхилу, неоднакова. Розсіювання більш великими частками, тобто порошинами, краплями і кристалами, відбувається не за законом Релея, а зворотно пропорційно меншим ступеням довжини хвилі. Тому радіація, розсіяна великими частками, буде не так багата короткохвильовими променями, як радіація, розсіяна молекулами. На частках діаметром більше 1-2 мкм спостерігається вже не розсіювання, а дифузійне відбиття, при якому радіація відбивається частками, як маленькими дзеркалами (за законом - кут відбиття дорівнює куту падіння), без зміни спектрального складу.

Оптичні явища в атмосфері пов'язані з розсіюванням радіації Блакитний колір неба - це колір самого повітря, обумовлений розсіюванням у ньому сонячних променів. Повітря прозоре в тонкому шарі, як прозора в тонкому шарі вода. Але в потужній товщі атмосфери повітря має блакитний колір, подібно тому як вода вже в порівняно малій товщі, у кілька метрів, має зеленуватий колір. Блакитний колір повітря можна бачити не тільки дивлячись на небозвід, але і розглядаючи віддалені предмети, що здаються обкутаними блакитнуватим серпанком. З висотою, у міру зменшення щільності повітря, тобто кількості часток, що розсіюють, колір неба стає темнішим і переходить у густо-синій, а в стратосфері - у чорно-фіолетовий.

Чим більше в повітрі домішок більш великих розмірів у порівнянні з молекулами повітря, тим більша частка довгохвильових променів у спектрі сонячної радіації і тим більш білуватим стає колір небесного зводу. Частками туману, хмар і великого пилу з діаметрами більше 1-2 мкм промені всіх довжин хвиль дифузно відбиваються однаково; тому віддалені предмети при тумані і пиловій імлі заволікаються вже не блакитною, а білою чи сірою завісою. Хмари, на які падає сонячне світло, теж здаються білими.

Розсіювання змінює колір прямого сонячного світла. Внаслідок розсіювання особливо знижується енергія найбільш короткохвильових сонячних променів видимої частини спектра - синіх і фіолетових; тому «уціліле» від розсіювання пряме сонячне світло стає жовтуватим. Сонячний диск здається тим жовтішим, чим він ближче до обрію, тобто чим довший шлях променів через атмосферу (тобто, чим більша оптична маса атмосфери) і чим більше розсіювання. На обрії сонце стає майже червоним, особливо коли в повітрі багато пилу і дрібних продуктів конденсації (крапель чи кристалів). Точно так само і сонячне світло, відбите хмарами, розсіюючись на шляху до земної поверхні, стає біднішим на сині промені. Тому, коли хмари низько над горизонтом і шлях відбитих променів світла, що йдуть від них крізь атмосферу до спостерігача, великий, вони набувають замість білого жовтувате забарвлення.

Розсіювання сонячної радіації в атмосфері обумовлює розсіяне світло в денний час. При відсутності атмосфери на Землі було б світло тільки там, куди попадали б прямі сонячні промені, чи сонячні промені, відбиті земною поверхнею і предметами на ній. А внаслідок розсіяного світла вся атмосфера вдень служить джерелом освітлення: вдень світло також є там, куди сонячні промені безпосередньо не потрапляють, і навіть тоді, коли сонце ховається за хмарами.

Сутінки і світанки. Після заходу сонця ввечері темрява настає не відразу завдяки заломленню сонячних променів. Небо, особливо в тій частині обрію, де зайшло сонце, залишається світлим і посилає до земної поверхні поступово зменшувану розсіяну радіацію. Аналогічним чином ранком небо світлішає і посилає нам розсіяне світло ще до сходу сонця.

Це явище неповної темряви зветься сутінками, вечірніми чи ранковими. Причиною його є освітлення сонцем, що знаходиться під обрієм, високих шарів атмосфери.

Так звані астрономічні сутінки тривають ввечері доти, поки сонце не зайде під обрій на 18°; до цього моменту стає настільки темно, що помітно найслабкіші зірки. Ранкові сутінки починаються з моменту, коли сонце має таке ж положення під обрієм. Перша частина вечірніх астрономічних сутінок чи остання частина ранкових, коли сонце знаходиться під обрієм не нижче 6-8°, а освітлення достатньо для читання газети, носить назву цивільних, або побутових сутінок. При подальшому опусканні сонця за обрій від 6° до 12° сутеніє настільки, що читати вже не можна, на морі запалюють вогні на маяках і на суднах, а на суходолі - вмикають на автомобілях підфарники. Такі сутінки називають навігаційними.

Тривалість астрономічних сутінок змінюється залежно від широти і пори року. У середніх широтах вони тривають від півтора до двох годин, у тропіках - менше, а на екваторі - дещо довше однієї години.

У високих широтах улітку сонце може не опускатися під обрій чи зовсім опускатися взимку, але дуже неглибоко. Якщо сонце опускається під обрій менш чим на 18°, то повної темряви взагалі не настає і вечірні сутінки зливаються з ранковими. Це явище називають білими ночами.

Сутінки супроводжуються красивими, іноді дуже ефектними змінами кольорів небесного зводу з боку сонця. Ці зміни починаються ще до заходу і продовжуються після сходу сонця. Вони мають досить закономірний характер і звуться зорями. Характерні кольори зорі - пурпурний і жовтий; але інтенсивність і розмаїтість колірних відтінків зорі змінюються в широких межах у залежності від вмісту аерозольних домішок у повітрі. Різноманітні і тони освітлення хмар у сутінках.

У частині небозводу, протилежної сонцю, спостерігаються явища протизорі, також зі зміною колірних тонів, з перевагою багряних і багряно-фіолетових. Після заходу сонця в цій частині небозводу з'являється тінь Землі: усе більш зростаючий у висоту і в сторони сірувато-блакитний сегмент.

Явища зорі пояснюються розсіюванням світла дрібними частками атмосферних аерозолів і дифракцією світла на більш великих частках.

Варто згадати про явище зодіакального світла. Так називають ніжне сяйво у вигляді нахиленого конуса, спрямованого по екліптиці. Воно спостерігається над сонцем, що знаходиться під обрієм, але вже на темному небі, тобто після кінця чи до початку астрономічних сутінок. Крізь це сяйво просвічують зірки. У тропічних широтах зодіакальне світло спостерігається краще, ніж у помірних. Вважають, що зодіакальне світло обумовлене розсіюванням сонячного світла неземним (метеорним) пилом.

Віддалені предмети видні гірше, ніж близькі, не тільки тому, що зменшуються їхні видимі розміри. Навіть і дуже великі предмети на тій чи іншій відстані від спостерігача стають погано помітними внаслідок мутності атмосфери, крізь яку їх видно. Ця мутність обумовлена розсіюванням світла в атмосфері. Зрозуміло, що вона збільшується при зростанні кількості аерозольних домішок у повітрі.

Для багатьох цілей істотно знати, на якій відстані перестають розрізнятися обриси предметів за повітряною завісою. Цю відстань називають дальністю видимості, чи просто видимістю. Дальність видимості найчастіше визначається на око за визначеним, заздалегідь обраними об'єктами (темними на тлі неба), відстань до яких відома. Але існує і ряд фотометричних приладів для визначення видимості, так званих далекомірів.

У дуже чистому повітрі, наприклад арктичного походження, дальність видимості може досягати сотень кілометрів. Розсіювання світла в такім повітрі відбувається переважно молекулами атмосферних газів. У повітрі, що містить багато пилу чи продуктів конденсації, дальність видимості може знижуватися до декількох кілометрів і навіть до метрів.

Радіаційні явища, пов'язані з поглинанням та розсіюванням.

Тривалість сонячного сяяння - це тривалість часу протягом доби, місяця, року (звичайно багаторічна середня), коли сонце в даній місцевості знаходиться над обрієм і не приховано за хмарами, туманом, імлою і т.п.; практично - коли сонячні промені залишають слід на стрічці геліографа. Виражається в годинах чи у відсотках від найбільшої можливої величини (тобто від тривалості денного часу за даний період). У Європі середні річні значення тривалості сонячного сяяння у годинах: між 1150 (26 %) у північній Шотландії і 2900 (66 %) у Мадриді, у Москві - 1600 год., у Центральній Азії порядку 3000 год. Для Харкова середня тривалість сонячного сяйва дорівнює 1910 год. при мінімальному значенні - 1526 год. (1978 р.) і максимальному - 2176 год. (1975 р.).

При відсутності спостережень за геліографом тривалість сонячного сяйва приблизно обчислюється по хмарності.

4. Добовий і річний хід прямої та розсіяної радіації. Розходження в енергетичній освітленості радіацією опівдні в першу чергу пов'язані з розходженнями в полуденній висоті сонця, що узимку менше, ніж улітку. Мінімальні значення в помірних широтах припадають на грудень, коли висота сонця найменша. Але максимальна енергетична освітленість припадає не на літні місяці, а не весняні. Справа в тім, що навесні повітря найменш замутнене продуктами конденсації і мало запилене. Улітку запиленість зростає, а також збільшується вміст водяної пари в атмосфері, що трохи зменшує радіацію.

Розсіяна радіація, що надходить на горизонтальну поверхню, також змінюється протягом дня: зростає до полудня в міру збільшення висоти сонця й зменшується після полудня.

Залежить вона і від прозорості атмосфери: зменшення прозорості, тобто збільшення числа замутнюючих часток в атмосфері, збільшує розсіяну радіацію. Крім того, розсіяна радіація в дуже широких межах змінюється в залежності від хмарності; радіація, відбита хмарами, також частково розсіюється, у зв'язку з чим загальна розсіяна радіація зростає. По тій же причині відбиття радіації сніговим покривом збільшує розсіяну радіацію.

У безхмарні дні розсіяна радіація невелика. Навіть при високому сонці, тобто в полуденні години влітку, її значення у відсутності хмар не перевищує 0,07 кВт/м² Хмарність збільшує це значення в 3-4 рази.

5. Сумарна радіація. Усю сонячну радіацію, що приходить до земної поверхні, пряму і розсіяну разом, називають сумарною радіацією. Таким чином, сумарна радіація дорівнює Is = I sin h + i, де I - енергетична освітленість прямою радіацією, і - енергетична освітленість розсіяною радіацією, h - висота сонця.

При безхмарному небі сумарна радіація має добовий хід з максимумом біля полудня і річний хід з максимумом улітку. Часткова хмарність, що не закриває сонячний диск, збільшує сумарну радіацію в порівнянні з безхмарним небом; повна хмарність, навпаки, її зменшує. У середньому хмарність зменшує сумарну радіацію. Тому влітку прихід сумарної радіації в дополуденні години пересічно більший, ніж у післяполуденні. З тієї ж причини в першу половину року він більший, ніж у другу.

Відбиття сонячної радіації. Поглинена радіація. Альбедо Землі. Падаючи на земну поверхню, сумарна радіація частково поглинається верхнім тонким шаром ґрунту чи води і перетворюється в тепло, а частково - відбивається. Віддзеркалення сонячної радіації земною поверхнею залежить від характеру цієї поверхні. Відношення кількості відбитої радіації до загальної кількості радіації, що падає на дану поверхню, називається альбедо поверхні. Це відношення виражається у відсотках.

Отже, із загального потоку сумарної радіації I sin h + i відбивається від земної поверхні частина його (I sin h + i) A, де А - альбедо поверхні. Інша частина сумарної радіації (I sin h + i) (1 - A) поглинається земною поверхнею і йде на нагрівання верхніх шарів ґрунту і води. Цю частину називають поглиненою радіацією.

Альбедо поверхні ґрунту в загальному лежить в межах 10-30 %; у випадку вологого чорнозему воно знижується до 5 %, а у випадку сухого світлого піску може підвищуватися до 40 %. Зі зростанням вологості ґрунту альбедо знижується. Альбедо рослинного покриву - лісу, луків, поля - лежить в межах 10-25 %. Для снігу, що тільки-но випав, альбедо складає 80-90 %, для давно лежачого - біля 50 % і нижче. Альбедо рівної водної поверхні для прямої радіації змінюється від декількох відсотків при високому сонці до 70 % при низькому; воно залежить також від хвилювання води. Для розсіяної радіації альбедо водяних поверхонь складає 5-10 %. Альбедо верхньої поверхні від декількох відсотків до 70-80 % у залежності від типу і потужності хмарного покриву; у середньому ж воно 50-60 %.

Наведені цифри відносяться до віддзеркалення сонячної радіації не тільки видимої, але у всьому її спектрі. Крім того, фотометричними засобами вимірюють альбедо тільки для видимої радіації, що, звичайно, може трохи відрізнятися від альбедо для всього потоку радіації.

Переважна частина радіації, відбитої земною поверхнею і верхньою поверхнею хмар, іде за межі атмосфери у світовий простір. Також іде у світовий простір частина розсіяної радіації(біля однієї третини). Відношення цієї відбитої у космос і розсіяної сонячної радіації до загальної кількості сонячної радіації, що надходить в атмосферу, зветься планетарним альбедо Землі, чи просто альбедо Землі.

Планетарне альбедо Землі оцінюється в 29-32 %. Основну частину його складає відображення сонячної радіації хмарами.

Випромінювання земної поверхні. Верхні шари ґрунту і води, сніговий покрив і рослинність самі випромінюють довгохвильову радіацію; цю земну радіацію частіше називають власним випромінюванням земної поверхні.

Власне випромінювання можна розрахувати, знаючи абсолютну температуру земної поверхні. За законом Стефана - Больцмана випромінювання абсолютно чорної поверхні при абсолютній температурі Т дорівнює

E = s T4,

де постійна s = 5,7×10-8 Вт/(м2×К4) (рис. 2).

Земна поверхня випромінює майже як абсолютно чорне тіло, і її випромінювання Еs може бути визначене за формулою E = s T4. При 15 °С, чи 288 К, Es дорівнює 0,42 кВт/м². Настільки велика віддача радіації земною поверхнею приводила б до швидкого її охолодження, якби цьому не перешкоджав зворотний процес - поглинання сонячної й атмосферної радіації земною поверхнею.

Абсолютні температури земної поверхні укладені між 190 і 350 К. При таких температурах радіація, що випромінюється, практично має довжини хвиль 4-120 мкм, а максимум її енергії приходиться на 10-15 мкм. Отже, уся ця радіація інфрачервона і не сприймається оком.

Зустрічне випромінювання. Атмосфера нагрівається, поглинаючи як сонячну радіацію (хоча в порівняно невеликій частці, близько 15 % усього її кількості, що приходить до Землі), так і власне випромінювання земної поверхні. Крім того, вона одержує тепло від земної поверхні шляхом теплопровідності, а також при випаровуванні і наступній конденсації водяної пари. Будучи нагрітою, атмосфера випромінює сама. Так само як і земна поверхня, вона випромінює невидиму інфрачервону радіацію приблизно у тім же діапазоні довжин хвиль.

Велика частина (70 %) атмосферної радіації приходить до земної поверхні, інша частина йде у світовий простір. Атмосферну радіацію, що повертається до земної поверхні, називають зустрічним випромінюванням (Eа), зустрічним тому, що воно спрямовано назустріч власному випромінюванню земної поверхні. Земна поверхня поглинає це зустрічне випромінювання майже цілком (на 95-99 %). Таким чином, воно є для земної поверхні важливим джерелом тепла на додаток до вже поглиненої сонячної радіації.

Зустрічне випромінювання зростає зі збільшенням хмарності, оскільки хмари самі сильно випромінюють. Для рівнинних станцій помірних широт середнє значення зустрічного випромінювання порядку 0,21-0,28 кВт/м², на гірських станціях порядку 0,07-0,14 кВт/м². Це зменшення зустрічного випромінювання з висотою пояснюється зменшенням вмісту водяної пари. Найбільше зустрічне випромінювання - біля екватора, де атмосфера найбільш нагріта і багата водяною парою. Тут воно складає 0,35-0,42 кВт/м² у середньому річному, а до полярних широт убуває до 0,21 кВт/м².

Основною субстанцією в атмосфері, що поглинає земне випромінювання і посилає зустрічне випромінювання, є водяна пара. Вона поглинає інфрачервону радіацію у великій області спектра - від 4,5 до 80 мкм, за винятком інтервалу 8,5 - 11 мкм.

Вуглекислота сильно поглинає інфрачервону радіацію, але лише у вузькій області спектра, озон - слабкіше і також у вузькій області спектра. Правда, поглинання вуглекислотою й озоном приходиться на хвилі, енергія яких у спектрі земного випромінювання близька до максимуму (7-15 мкм). Однак вміст цих поглиначів в атмосфері занадто малий, і водяна пара грає, таким чином, основну роль як у поглинанні земного випромінювання, так і в зустрічному випромінюванні.

Ефективне випромінювання. Зустрічне випромінювання завжди трохи менше земного. Тому земна поверхня втрачає тепло за рахунок додатної різниці між власним і зустрічним випромінюванням. Цю різницю між власним випромінюванням земної поверхні і зустрічним випромінюванням атмосфери називають ефективним випромінюванням (Ее): Ее = Еs - Еa.

Ефективне випромінювання являє собою чисту втрату променистої енергії, а отже, і тепла з земної поверхні вночі, і саме воно виміряється спеціальними приладами - піргеометрами. Власне випромінювання можна визначити за законом Стефана - Больцмана, знаючи температуру земної поверхні, а зустрічне випромінювання обчислити по формулі

(Ее = Еs - Еa).

Ефективне випромінювання в ясні дні складає близько 0,07-0,10 кВт/м² на рівнинних станціях помірних широт і до 0,14 кВт/м² на високогірних станціях (де зустрічне випромінювання менше). Зі зростанням хмарності, що збільшує зустрічне випромінювання, ефективне випромінювання убуває. У хмарну погоду воно набагато менше, ніж у ясну; таким чином, менше і нічне охолодження земної поверхні.

Ефективне випромінювання, звичайно, існує й у денні години. Але вдень воно перекривається частково чи компенсується поглиненою сонячною радіацією. Тому земна поверхня вдень тепліше, ніж уночі, унаслідок чого, між іншим, і ефективне випромінювання вдень більше.

У середньому земна поверхню в помірних широтах утрачає через ефективне випромінювання приблизно половину тієї кількості тепла, що вона одержує від поглиненої радіації.

Поглинаючи земне випромінювання і посилаючи зустрічне випромінювання до земної поверхні, атмосфера тим самим зменшує охолодження останньої в нічний час доби. Удень же вона мало перешкоджає нагріванню земної поверхні сонячною радіацією. Це вплив атмосфери на тепловий режим земної поверхні носить назву тепличного ефекту внаслідок зовнішньої аналогії з дією прозорих вікон теплиці.

Радіаційний баланс земної поверхні Різницю між поглиненою радіацією й ефективним випромінюванням R = (I sin h + i) (l - A) - Eе, називають радіаційним балансом земної поверхні.

Радіаційний баланс переходить від нічних, від’ємних, значень до денних, додатних, після сходу сонця при висоті його 10-15°. Від додатних значень до від’ємних він переходить перед заходом сонця при тій ж його висоті над обрієм. При наявності снігового покриву радіаційний баланс переходить до додатних значень тільки при висоті сонця близько 20-25°, тому що при великому альбедо снігу поглинання ним