На верхнюю границу атмосферы поступает солнечная энергия равная 100%.

Ультрафиолетовая радиация, составляющая 3% из 100% приходящего солнечного света, большей частью поглощается озоновым слоем в верхней части атмосферы.

Около 40% из оставшихся 97% взаимодействует с облаками - из них 24% отражается обратно в космос, 2% поглощается облаками и 14% рассеивается, достигая земной поверхности как рассеянная радиация.

32% приходящей радиации взаимодействует с водяным паром, пылью и дымкой в атмосфере - 13% из них поглощается, 7% отражается обратно в космос и 12% достигает земной поверхности как рассеянный солнечный свет (рис. 6)

Рис. 6. Радиационный баланс Земли

Следовательно, из первоначальных 100% солнечного излучения поверхности Земли достигает 2% прямого солнечного света и 26% рассеянного света.

Из этого общего количества 4% отражается от земной поверхности обратно в космос, а суммарное отражение в космос составляет 35% падающего солнечного света.

Из 65% света, поглощаемого Землей, 3% приходится на верхние слои атмосферы, 15% - на нижние слои атмосферы и 47% - на поверхность Земли - океан и сушу.

Для того, чтобы Земля сохраняла тепловое равновесие, 47% всей солнечной энергии, которая проходит сквозь атмосферу и поглощается сушей и морем, должна отдаваться сушей и морем обратно в атмосферу.

Видимая часть спектра радиации, поступающей на поверхность океана и создающей освещенность, состоит из солнечных лучей, прошедших через атмосферу (прямая радиация), и некоторой части лучей, рассеянных атмосферой во всех направлениях, в том числе и к поверхности океана (рассеянная радиация).

Соотношение энергии этих двух световых потоков, падающих на горизонтальную пощадку, зависит от высоты Солнца - чем выше оно над горизонтом, тем больше доля прямой радиации

Освещенность поверхности моря в естественных условиях зависит также от облачности. Высокие и тонкие облака отбрасывают вниз много рассеянного света, благодаря чему освещенность поверхности моря при средних высотах Солнца может быть даже больше, чем при безоблачном небе. Плотные, дождевые облака резко уменьшают освещенность.

Световые лучи, создающие освещенность поверхности моря, претерпевают на границе вода-воздух отражение и преломление (рис. 7) по известному физическому закону Снеллиуса.

Рис. 7. Отражение и преломление луча света на поверхности океана

Таким образом, все падающие на поверхность моря световые лучи, частично отражаясь, преломляются и входят в море.

Соотношение между преломленным и отраженным световыми потоками зависит от высоты Солнца. При высоте Солнца 0 0 весь световой поток отражается от поверхности моря. С увеличением высоты Солнца доля светового потока, проникающего в воду, увеличивается, и при высоте Солнца 90 0 в воду проникает 98% всего падающего на поверхность потока.

Отношение отраженного от поверхности моря светового потока к падающему, называется альбедо поверхности моря . Тогда альбедо поверхности моря при высоте Солнца 90 0 составит 2%, а для 0 0 - 100%. Альбедо поверхности моря различно для прямого и рассеянного светового потоков. Альбедо прямой радиации существенно зависит от высоты Солнца, альбедо рассеянной радиации практически не зависит от высоты Солнца.

Лучистая энергия Солнца - практически единственный источник тепла для поверхности Земли и ее атмосферы. Радиация, поступающая от звезд и Луны, в 30?10 6 раз меньше, чем солнечная радиация. Поток тепла из глубин Земли к поверхности в 5000 раз меньше тепла, получаемого от Солнца.

Часть солнечной радиации представляет собой видимый свет. Тем самым Солнце является для Земли источником не только тепла, но и света, важного для жизни на нашей планете.

Лучистая энергия Солнца превращается в тепло частично в самой атмосфере, но главным образом на земной поверхности, где она идет на нагревание верхних слоев почвы и воды, а от них – и воздуха. Нагретая земная поверхность и нагретая атмосфера в свою очередь излучают невидимую инфракрасную радиацию. Отдавая радиацию в мировое пространство, земная поверхность и атмосфера охлаждаются.

Опыт показывает, что средние годовые температуры земной поверхности и атмосферы в любой точке Земли мало меняются от года к году. Если рассматривать температурные условия на Земле за длительные многолетние промежутки времени, то можно принять гипотезу, что Земля находится в тепловом равновесии: приход тепла от Солнца уравновешивается его потерей в космическое пространство. Но так как Земля (с атмосферой) получает тепло, поглощая солнечную радиацию, и теряет тепло путем собственного излучения, то гипотеза о тепловом равновесии означает одновременно, что Земля находится и в лучистом равновесии: приток коротковолновой радиации к ней уравновешивается отдачей длинноволновой радиации в мировое пространство.

Прямая солнечная радиация

Радиацию, приходящую к земной поверхности непосредственно от диска Солнца, называют прямой солнечной радиацией . Солнечная радиация распространяется от Солнца по всем направлениям. Но расстояние от Земли до Солнца так велико, что прямая радиация падает на любую поверхность на Земле в виде пучка параллельных лучей, исходящего как бы из бесконечности. Даже весь земной шар в целом так мал в сравнении с расстоянием до Солнца, что всю солнечную радиацию, падающую на него, без заметной погрешности можно считать пучком параллельных лучей.

Легко понять, что максимально возможное в данных условиях количество радиации получает единица площади, расположенная перпендикулярно к солнечным лучам. На единицу горизонтальной площади придется меньшее количество лучистой энергии. Основное уравнение расчета прямой солнечной радиации производится по углу падения солнечных лучей, точнее, по высоте стояния Солнца (h ): S" = S · sinh ; где S" – солнечная радиация, поступающая на горизонтальную поверхность, S – прямая солнечная радиация при параллельных лучах.

Поток прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность называют инсоляцией.

Изменения солнечной радиации в атмосфере и на земной поверхности

Около 30% падающей на Землю прямой солнечной радиации отражается назад в космическое пространство. Остальные 70% поступают в атмосферу. Проходя сквозь атмосферу, солнечная радиация частично рассеивается атмосферными газами и аэрозолями и переходит в особую форму рассеянной радиации. Частично прямая солнечная радиация поглощается атмосферными газами и примесями и переходит в теплоту, т.е. идет на нагревание атмосферы.

Нерассеянная и непоглощенная в атмосфере прямая солнечная радиация достигает земной поверхности. Небольшая ее доля отражается от нее, а большая часть радиации поглощается земной поверхностью, в результате чего земная поверхность нагревается. Часть рассеянной радиации также достигает земной поверхности, частично от нее отражается и частично ею поглощается. Другая часть рассеянной радиации уходит вверх, в межпланетное пространство.

В результате поглощения и рассеяния радиации в атмосфере прямая радиация, дошедшая до земной поверхности, отличается от той, которая пришла на границу атмосферы. Поток солнечной радиации уменьшается, и спектральный состав ее изменяется, так как лучи разных длин волн поглощаются и рассеиваются в атмосфере по-разному.

В лучшем случае, т.е. при наиболее высоком стоянии Солнца и при достаточной чистоте воздуха, можно наблюдать на поверхности Земли поток прямой радиации около 1,05 кВт/м 2 . В горах на высотах 4–5 км наблюдались потоки радиации до 1,2 кВт/м 2 и более. По мере приближения Солнца к горизонту и увеличения толщи воздуха, проходимой солнечными лучами, поток прямой радиации все более убывает.

В атмосфере поглощается около 23% прямой солнечной радиации. Причем поглощение это избирательное: разные газы поглощают радиацию в разных участках спектра и в разной степени.

Азот поглощает радиацию только очень малых длин волн в ультрафиолетовой части спектра. Энергия солнечной радиации в этом участке спектра совершенно ничтожна, поэтому поглощение азотом практически не отражается на потоке солнечной радиации. В несколько большей степени, но все же очень мало поглощает солнечную радиацию кислород – в двух узких участках видимой части спектра и в ультрафиолетовой его части.

Более сильным поглотителем солнечной радиации является озон. Он поглощает ультрафиоле-товую и видимую солнечную радиацию. Несмотря на то, что его содержание в воздухе очень мало, он настолько сильно поглощает ультрафиолетовую радиацию в верхних слоях атмосферы, что в солнечном спектре у земной поверхности волны короче 0,29 мкм вообще не наблюдаются. Общее поглощение солнечной радиации озоном достигает 3% прямой солнечной радиации.

Сильно поглощает радиацию в инфракрасной области спектра диоксид углерода (углекислый газ), но его содержание в атмосфере пока мало, поэтому поглощение им прямой солнечной радиации в общем невелико. Из газов основным поглотителем радиации в атмосфере является водяной пар, сосредоточенный в тропосфере и особенно в нижней ее части. Из общего потока солнечной радиации водяной пар поглощает радиацию в интервалах длин волн, находящихся в видимой и ближней инфракрасной областях спектра. Поглощают солнечную радиацию также облака и атмосферные примеси, т.е. аэрозольные частицы, взвешенные в атмосфере. В целом на поглощение водяным паром и на аэрозольное поглощение приходится около 15%, а 5% поглощаются облаками.

В каждом отдельном месте поглощение изменяется с течением времени в зависимости как от переменного содержания в воздухе поглощающих субстанций, главным образом водяного пара, облаков и пыли, так и от высоты Солнца над горизонтом, т.е. от толщины слоя воздуха, проходимого лучами на пути к Земле.

Прямая солнечная радиация на пути сквозь атмосферу ослабляется не только поглощением, но и путем рассеяния, причем ослабляется более значительно. Рассеяние – это фундаментальное физическое явление взаимодействия света с веществом. Оно может происходить на всех длинах волн электромагнитного спектра в зависимости от отношения размера рассеивающих частиц к длине волны падающего излучения, При рассеянии частица, находящаяся на пути распростра-нения электромагнитной волны, непрерывно «извлекает» энергию из падающей волны и переизлучает ее по всем направлениям. Таким образом, частицу можно рассматривать как точечный источник рассеянной энергии. Рассеянием называется преобразование части прямой солнечной радиации, которая до рассеяния распространяется в виде параллельных лучей в определенном направлении, в радиацию, идущую по всем направлениям. Рассеяние происходит в оптически неоднородном атмосферном воздухе, содержащем мельчайшие частицы жидких и твердых примесей – капли, кристаллы, мельчайшие аэрозоли, т.е. в среде, где показатель преломления изменяется от точки к точке. Но оптически неоднородной средой является и чистый, свободный от примесей воздух, так как в нем вследствие теплового движения молекул постоянно возникают сгущения и разрежения, колебания плотности. Встречаясь с молекулами и примесями в атмосфере, солнечные лучи теряют прямолинейное направление распространения, рассеиваются. Радиация распространяется от рассеивающих частиц таким образом, как если бы они сами были излучателями.

По законам рассеивания, в частности, по закону Релея, спектральный состав рассеянной радиации отличается от спектрального состава прямой. Закон Релея гласит, что рассеивание лучей обратно пропорционально 4-й степени длины волны:

S ? = 32? 3 (m -1) / 3n? 4

где S ? – коэфф. рассеивания; m – коэффициент преломления в газе; n – число молекул в единице объема; ? – длина волны.

Около 26% энергии общего потока солнечной радиации превращается в атмосфере в рассеянную радиацию. Около 2/3 рассеянной радиации приходит затем к земной поверхности. Но это будет уже особый вид радиации, существенно отличный от прямой радиации. Во-первых, рассеянная радиация приходит к земной поверхности не от солнечного диска, а от всего небесного свода. Поэтому необходимо измерять ее поток на горизонтальную поверхность. Она также измеряется в Вт/м 2 (или кВт/м 2).

Во-вторых, рассеянная радиация отлична от прямой по спектральному составу, так как лучи различных длин волн рассеиваются в разной степени. В спектре рассеянной радиации соотноше-ние энергии разных длин волн по сравнению со спектром прямой радиации изменено в пользу более коротковолновых лучей. Чем меньше размеры рассеивающих частиц, тем сильнее рассеиваются коротковолновые лучи в сравнении с длинноволновыми.

Явления, связанные с рассеянием радиации

С рассеянием радиации связаны такие явления, как голубой цвет неба, сумерки и заря, а также видимость. Голубой цвет неба – это цвет самого воздуха, обусловленный рассеянием в нем сол-нечных лучей. Воздух прозрачен в тонком слое, как прозрачна в тонком слое вода. Но в мощной толще атмосферы воздух имеет голубой цвет подобно тому, как вода уже в сравнительно малой толще (несколько метров) имеет зеленоватый цвет. Так как молекулярное рассеяние света происходит обратно пропорционально? 4 , то в спектре рассеянного света, посылаемого небесным сводом, максимум энергии смещен на голубой цвет. С высотой, по мере уменьшения плотности воздуха, т.е. количества рассеивающих частиц, цвет неба становится темнее и переходит в густо-синий, а в стратосфере – в черно-фиолетовый. Чем больше в воздухе примесей более крупных размеров, чем молекулы воздуха, тем больше доля длинноволновых лучей в спектре солнечной радиации и тем белесоватее становится окраска небесного свода. Когда диаметр частиц тумана, облаков и аэрозолей становится более 1–2 мкм, то лучи всех длин волн уже не рассеиваются, а одинаково диффузно отражаются; поэтому отдаленные предметы при тумане и пыльной мгле заволакиваются уже не голубой, а белой или серой завесой. Поэтому же облака, на которые падает солнечный (т.е. белый) свет, кажутся белыми.

Рассеяние солнечной радиации в атмосфере имеет огромное практическое значение, так как создает рассеянный свет в дневное время. В отсутствие атмосферы на Земле было бы светло только там, куда попадали бы прямые солнечные лучи или солнечные лучи, отраженные земной поверхностью и предметами на ней. Вследствие же рассеянного света вся атмосфера днем служит источником освещения: днем светло также и там, куда солнечные лучи непосредственно не падают, и даже тогда, когда солнце скрыто облаками.

После захода Солнца вечером темнота наступает не сразу. Небо, особенно в той части горизонта, где зашло Солнце, остается светлым и посылает к земной поверхности постепенно убывающую рассеянную радиацию. Аналогично утром еще до восхода Солнца небо светлеет больше всего в стороне восхода и посылает к земле рассеянный свет. Это явление неполной темноты носит название сумерек – вечерних и утренних. Причиной его является освещение Солнцем, находящимся под горизонтом, высоких слоев атмосферы и рассеяние ими солнечного света.

Так называемые астрономические сумерки продолжаются вечером до тех пор, пока Солнце не зайдет за горизонт на 18 о; к этому моменту становится настолько темно, что различимы самые слабые звезды. Астрономические утренние сумерки начинаются с момента, когда солнце имеет такое же положение под горизонтом. Первая часть вечерних астрономических сумерек или последняя часть утренних, когда солнце находится под горизонтом не ниже 8°, носит название гражданских сумерек. Продолжительность астрономических сумерек изменяется в зависимости от широты и времени года. В средних широтах она от 1,5 до 2 ч, в тропиках меньше, на экваторе немногим дольше одного часа.

В высоких широтах летом солнце может не опускаться под горизонт вовсе или опускаться очень неглубоко. Если солнце опускается под горизонт менее чем на 18 о, то полной темноты вообще не наступает и вечерние сумерки сливаются с утренними. Это явление называют белыми ночами.

Сумерки сопровождаются красивыми, иногда очень эффектными изменениями окраски небесного свода в стороне Солнца. Эти изменения начинаются еще до захода и продолжаются после восхода Солнца. Они имеют довольно закономерный характер и носят название зари. Характерные цвета зари – пурпурный и желтый. Но интенсивность и разнообразие цветовых оттенков зари изменяются в широких пределах в зависимости от содержания аэрозольных примесей в воздухе. Разнообразны и тона освещения облаков в сумерках.

В части небосвода, противоположной солнцу, наблюдается противо-заря, также со сменой цветовых тонов, с преобладанием пурпурных и пурпурно-фиолетовых. После захода Солнца в этой части небосвода появляется тень Земли: все более растущий в высоту и в стороны серовато-голубой сегмент. Явления зари объясняются рассеянием света мельчайшими частицами атмосферных аэрозолей и дифракцией света на более крупных частицах.

Отдаленные предметы видны хуже, чем близкие, и не только потому, что уменьшаются их видимые размеры. Даже и очень большие предметы на том или ином расстоянии от наблюдателя становятся плохо различимыми вследствие мутности атмосферы, сквозь которую они видны. Эта мутность обусловлена рассеянием света в атмосфере. Понятно, что она увеличивается при возрастании аэрозольных примесей в воздухе.

Для многих практических целей очень важно знать, на каком расстоянии перестают различаться очертания предметов за воздушной завесой. Расстояние, на котором в атмосфере перестают различаться очертания предметов, называется дальностью видимости, или просто видимостью. Дальность видимости чаще всего определяется на глаз по определенным, заранее выбранным объектам (темным на фоне неба), расстояние до которых известно. Имеется также и ряд фотометрических приборов для определения видимости.

В очень чистом воздухе, например арктического происхождения, дальность видимости может достигать сотен километров, так как ослабление света от предметов в таком воздухе происходит за счет рассеяния преимущественно на молекулах воздуха. В воздухе, содержащем много пыли или продуктов конденсации, дальность видимости может понижаться до нескольких километров и даже метров. Так, при слабом тумане дальность видимости составляет 500–1000 м, а при сильном тумане или сильной песчаной бурс может снижаться до десятков и даже нескольких метров.

Суммарная радиация, отражение солнечной радиации, поглощенная радиация, ФАР, альбедо Земли

Всю солнечную радиацию, приходящую к земной поверхности – прямую и рассеянную – называют суммарной радиацией. Таким образом, суммарная радиация

Q = S * sin h + D ,

где S – энергетическая освещенность прямой радиацией,

D – энергетическая освещенность рассеянной радиацией,

h – высота стояния Солнца.

При безоблачном небе суммарная радиация имеет суточный ход с максимумом около полудня и годовой ход с максимумом летом. Частичная облачность, не закрывающая солнечный диск, увеличивает суммарную радиацию по сравнению с безоблачным небом; полная облачность, напротив, ее уменьшает. В среднем облачность уменьшает суммарную радиацию. Поэтому летом приход суммарной радиации в дополуденные часы в среднем больше, чем в послеполуденные. По той же причине в первую половину года он больше, чем во вторую.

С.П. Хромов и А.М. Петросянц приводят полуденные значения суммарной радиации в летние месяцы под Москвой при безоблачном небе: в среднем 0,78 кВт/м 2 , при Солнце и облаках – 0,80, при сплошной облачности – 0,26 кВт/м 2 .

Падая на земную поверхность, суммарная радиация в большей своей части поглощается в верхнем тонком слое почвы или в более толстом слое воды и переходит в тепло, а частично отражается. Величина отражения солнечной радиации земной поверхностью зависит от характера этой поверхности. Отношение количества отраженной радиации к общему количеству радиации, падающей на данную поверхность, называется альбедо поверхности. Это отношение выражается в процентах.

Итак, из общего потока суммарной радиации (S sin h + D ) от земной поверхности отражается часть его (S · sin h + D )А, где А – альбедо поверхности. Остальная часть суммарной радиации (S · sin h + D ) (1 – А ) поглощается земной поверхностью и идет на нагревание верхних слоев почвы и воды. Эту часть называют поглощенной радиацией.

Альбедо поверхности почвы меняется в пределах 10–30%; у влажного чернозема оно снижается до 5%, а у сухого светлого песка может повышаться до 40%. С возрастанием влажности почвы альбедо снижается. Альбедо растительного покрова – леса, луга, поля – составляет 10–25%. Альбедо поверхности свежевыпавшего снега – 80–90%, давно лежащего снега – около 50% и ниже. Альбедо гладкой водной поверхности для прямой радиации меняется от нескольких процентов (если Солнце высоко) до 70% (если низко); оно зависит также от волнения. Для рассеянной радиации альбедо водных поверхностей равно 5–10%. В среднем альбедо поверхности Мирового океана составляет 5–20%. Альбедо верхней поверхности облаков – от нескольких процентов до 70–80% в зависимости от типа и мощности облачного покрова – в среднем 50–60% (С.П. Хромов, М.А. Петросянц, 2004).

Приведенные цифры относятся к отражению солнечной радиации не только видимой, но и во всем ее спектре. Фотометрическими средствами измеряют альбедо только для видимой радиации, которое, конечно, может несколько отличаться от альбедо для всего потока радиации.

Преобладающая часть радиации, отраженной земной поверхностью и верхней поверхностью облаков, уходит за пределы атмосферы в мировое пространство. Также уходит в мировое пространство часть (около одной трети) рассеянной радиации.

Отношение уходящей в космос отраженной и рассеянной солнечной радиации к общему количеству солнечной радиации, поступающей к атмосфере, носит название планетарного альбедо Земли, или простоальбедо Земли .

В целом планетарное альбедо Земли оценивается в 31%. Основную часть планетарного альбедо Земли составляет отражение солнечной радиации облаками.

Часть прямой и отраженной радиации участвует в процессе фотосинтеза растений, поэтому ее называютфотосинтетически активной радиацией (ФАР). ФАР – часть коротковолновой радиации (от 380 до 710 нм), наиболее активная в отношении фотосинтеза и продукционного процесса растений, представлена как прямой, так и рассеянной радиацией.

Растения способны потреблять прямую солнечную радиацию и отраженную от небесных и земных объектов в области длин волн от 380 до 710 нм. Поток фотосинтетически активной радиации составляет примерно половину солнечного потока, т.е. половину суммарной радиации, причем практически вне зависимости от метеоусловий и местоположения. Хотя, если для условий Европы характерно именно значение 0,5, то для условий Израиля оно несколько больше (около 0,52). Однако нельзя сказать, что растения одинаково используют ФАР на протяжении своей жизни и в различных условиях. Эффективность использования ФАР различна, поэтому были предложены показатели «коэффициент использования ФАР», который отражает эффективность использования ФАР и «КПД фитоценозов». КПД фитоценозов характеризует фотосинтетическую активность растительного покрова. Этот параметр нашел наиболее широкое применение у лесоводов для оценки лесных фитоценозов.

Необходимо подчеркнуть, что растения сами способны формировать ФАР в растительном покрове. Это достигается благодаря расположению листьев по направлению к солнечным лучам, поворотам листьев, распределением листьев разного размера и угла наклона на разных уровнях фитоценозов, т.е. с помощью так называемой архитектуры растительного покрова. В растительном покрове солнечные лучи многократно преломляются, отражаются от листовой поверхности, тем самым формируя свой внутренний радиационный режим.

Рассеянная внутри растительного покрова радиация имеет такое же фотосинтетическое значение, как и поступающая на поверхность растительного покрова прямая и рассеянная.

Излучение земной поверхности

Верхние слои почвы и воды, снежный покров и растительность сами излучают длинноволновую радиацию; эту земную радиацию чаще называют собственным излучением земной поверхности.

Собственное излучение можно рассчитать, зная абсолютную температуру земной поверхности. По закону Стефана – Больцмана, принимая во внимание, что Земля не абсолютно черное тело и вводя поэтому коэффициент? (обычно равный 0,95), излучение земли Е определяют по формуле

Е s = ??Т 4 ,

где? – постоянная Стефана – Больцмана, Т – температура, К.

При 288 К, Е s = 3,73 10 2 Вт/м 2 . Столь большая отдача радиации с земной поверхности приводила бы к быстрому ее охлаждению, если бы этому не препятствовал обратный процесс - поглощение солнечной и атмосферной радиации земной поверхностью. Абсолютные температуры земной поверхности заключаются между 190 и 350 К. При таких температурах испускаемая радиация практически имеет длины волн в пределах 4–120 мкм, а максимум ее энергии приходится на 10–15 мкм. Следовательно, вся эта радиация инфракрасная, не воспринимаемая глазом.

Встречное излучение или противоизлучение

Атмосфера нагревается, поглощая как солнечную радиацию (хотя в сравнительно небольшой доле, около 15% всего ее количества, приходящего к Земле), так и собственное излучение земной поверхности. Кроме того, она получает тепло от земной поверхности путем теплопроводности, а также при конденсации водяного пара, испарившегося с земной поверхности. Нагретая атмосфера излучает сама. Так же как и земная поверхность, она излучает невидимую инфракрасную радиацию примерно в том же диапазоне длин волн.

Большая часть (70%) атмосферной радиации приходит к земной поверхности, остальная часть уходит в мировое пространство. Атмосферную радиацию, приходящую к земной поверхности, называют встречным излучением Е а, так как оно направлено навстречу собственному излучению земной поверхности. Земная поверхность поглощает встречное излучение почти целиком (на 95–99%). Таким образом, встречное излучение является для земной поверхности важным источником тепла в дополнение к поглощенной солнечной радиации. Встречное излучение возрастает с увеличением облачности, поскольку облака сами сильно излучают.

Основной субстанцией в атмосфере, поглощающей земное излучение и посылающей встречное излучение, является водяной пар. Он поглощает инфракрасную радиацию в большой области спектра – от 4,5 до 80 мкм, за исключением интервала между 8,5 и 12 мкм.

Оксид углерода (углекислота) сильно поглощает инфракрасную радиацию, но лишь в узкой области спектра; озон – слабее и также в узкой области спектра. Правда, поглощение углекислотой и озоном приходится на волны, энергия которых в спектре земного излучения близка к максимуму (7–15 мкм).

Встречное излучение всегда несколько меньше земного. Поэтому земная поверхность теряет тепло за счет положительной разности между собственным и встречным излучением. Разность между собственным излучением земной поверхности и встречным излучением атмосферы называют эффективным излучениемЕ е:

Е е = Е s – E a .

Эффективное излучение представляет собой чистую потерю лучистой энергии, а следовательно, и тепла с земной поверхности ночью. Собственное излучение можно определить по закону Стефана–Больцмана, зная температуру земной поверхности, а встречное излучение вычислить по приведенной выше формуле.

Эффективное излучение в ясные ночи составляет около 0,07–0,10 кВт/м 2 на равнинных станциях умеренных широт и до 0,14 кВт/м 2 на высокогорных станциях (где встречное излучение меньше). С возрастанием облачности, увеличивающей встречное излучение, эффективное излучение убывает. В облачную погоду оно гораздо меньше, чем в ясную; следовательно, меньше и ночное охлаждение земной поверхности.

Эффективное излучение, конечно, существует и в дневные часы. Но днем оно перекрывается или частично компенсируется поглощенной солнечной радиацией. Поэтому земная поверхность днем теплее, чем ночью, но и эффективное излучение днем больше.

В среднем земная поверхность в средних широтах теряет через эффективное излучение примерно половину того количества тепла, которое она получает от поглощенной радиации.

Поглощая земное излучение и посылая встречное излучение к земной поверхности, атмосфера тем самым уменьшает охлаждение последней в ночное время суток. Днем же она мало препятствует нагреванию земной поверхности солнечной радиацией. Это влияние атмосферы на тепловой режим земной поверхности носит название тепличного, или парникового, эффекта вследствие внешней аналогии с действием стекол теплицы.

Радиационный баланс земной поверхности

Разность между поглощенной радиацией и эффективным излучением называют радиационным балансом земной поверхности:

В =(S sinh + D )(1 – А ) – Е е.

В ночные часы, когда суммарная радиация отсутствует, отрицательный радиационный баланс равен эффективному излучению.

Радиационный баланс переходит от ночных отрицательных значений к дневным положительным после восхода Солнца при высоте его 10–15°. От положительных значений к отрицательным он переходит перед заходом Солнца при той же его высоте над горизонтом. При наличии снежного покрова радиационный баланс переходит к положительным значениям только при высоте Солнца около 20–25 о, так как при большом альбедо снега поглощение им суммарной радиации мало. Днем радиационный баланс растет с увеличением высоты Солнца и убывает с ее уменьшением.

Средние полуденные значения радиационного баланса в Москве летом при ясном небе, приво-димые С.П. Хромовым и М.А. Петросянцем (2004), составляют около 0,51 кВт/м 2 , зимой только 0,03 кВт/м 2 , при средних условиях облачности летом около 0,3 кВт/м 2 , а зимой близки к нулю.

Солнце излучает огромное количество энергии - приблизительно 1,1x1020 кВтч в секунду. Киловатт-час - это количество энергии, необходимое для работы лампочки накаливания мощностью 100 ватт в течение 10 часов. Внешние слои атмосферы Земли перехватывают приблизительно одну миллионную часть энергии, излучаемой Солнцем, или приблизительно 1500 квадрильонов (1,5 x 1018) кВт·ч ежегодно. Однако из-за отражения, рассеивания и поглощения ее атмосферными газами и аэрозолями только 47% всей энергии, или приблизительно 700 квадрильонов (7 x 1017) кВт·ч, достигает поверхности Земли.

Солнечное излучение в атмосфере Земли делится на так называемое прямое излучение и на рассеянное на частицах воздуха, пыли, воды, и т.п., содержащихся в атмосфере. Их сумма образует суммарное солнечное излучение. Количество энергии, падающей на единицу площади в единицу времени, зависит от ряда факторов:

• широты
• местного климата сезона года
• угла наклона поверхности по отношению к Солнцу.

Время и географическое положение

Количество солнечной энергии, падающей на поверхность Земли, изменяется вследствие движения Солнца. Эти изменения зависят от времени суток и времени года. Обычно в полдень на Землю попадает больше солнечной радиации, чем рано утром или поздно вечером. В полдень Солнце находится высоко над горизонтом, и длина пути прохождения лучей Солнца через атмосферу Земли сокращается. Следовательно, меньше солнечной радиации рассеивается и поглощается, а значит больше достигает поверхности.

Количество солнечной энергии, достигающей поверхности Земли, отличается от среднегодового значения: в зимнее время - менее чем на 0,8 кВт·ч/м2 в день на Севере Европы и более чем на 4 кВт·ч /м2 в день в летнее время в этом же регионе. Различие уменьшается по мере приближения к экватору.

Количество солнечной энергии зависит и от географического месторасположения участка: чем ближе к экватору, тем оно больше. Например, среднегодовое суммарное солнечное излучение, падающее на горизонтальную поверхность, составляет: в Центральной Европе, Средней Азии и Канаде - приблизительно 1000 кВт·ч/м2; в Средиземноморье - приблизительно 1700 кВт·ч /м2; в большинстве пустынных регионов Африки, Ближнего Востока и Австралии - приблизительно 2200 кВт·ч/м2.

Таким образом, количество солнечной радиации существенно различается в зависимости от времени года и географического положения (см. таблицу). Этот фактор необходимо учитывать при использовании солнечной энергии.

	Южная Европа	Центральная Европа	Северная Европа	Карибский регион
Январь	2,6	1,7	0,8	5,1
Февраль	3,9	3,2	1,5	5,6
Март	4,6	3,6	2,6	6,0
Апрель	5,9	4,7	3,4	6,2
Май	6,3	5,3	4,2	6,1
Июнь	6,9	5,9	5,0	5,9
Июль	7,5	6,0	4,4	6,0
Август	6,6	5,3	4,0	6,1
Сентябрь	5,5	4,4	3,3	5,7
Октябрь	4,5	3,3	2,1	5,3
Ноябрь	3,0	2,1	1,2	5,1
Декабрь	2,7	1,7	0,8	4,8
ГОД	5,0	3,9	2,8	5,7

Влияние облаков на солнечную энергию

Количество солнечной радиации, достигающее поверхности Земли, зависит от различных атмосферных явлений и от положения Солнца как в течение дня, так и в течение года. Облака - основное атмосферное явление, определяющее количество солнечной радиации, достигающей поверхности Земли. В любой точке Земли солнечная радиация, достигающая поверхности Земли, уменьшается с увеличением облачности. Следовательно, страны с преобладающей облачной погодой получают меньше солнечной радиации, чем пустыни, где погода в основном безоблачная.

На формирование облаков оказывает влияние наличие таких особенностей местного рельефа, как горы, моря и океаны, а также большие озера. Поэтому количество солнечной радиации, полученной в этих областях и прилегающих к ним регионах, может отличаться. Например, горы могут получить меньше солнечного излучения, чем прилегающие предгорья и равнины. Ветры, дующие в сторону гор, вынуждают часть воздуха подниматься и, охлаждая влагу, находящуюся в воздухе, формируют облака. Количество солнечной радиации в прибрежных районах также может отличаться от показателей, зафиксированных в областях, расположенных внутри континента.

Количество солнечной энергии, поступающей в течение дня, в значительной степени зависит от местных атмосферных явлений. В полдень при ясном небе суммарное солнечное

излучение, попадающее на горизонтальную поверхность, может достигнуть (например, в Центральной Европе) значения в 1000 Вт/м2 (при очень благоприятных погодных условиях этот показатель может быть выше), в то время, как при очень облачной погоде - ниже 100 Вт/м2 даже в полдень.

Влияние загрязнения атмосферы на солнечную энергию

Антропогенные и природные явления также могут ограничивать количество солнечной радиации, достигающей поверхности Земли. Городской смог, дым от лесных пожаров и переносимый по воздуху пепел, образовавшийся в результате вулканической деятельности, снижают возможность использования солнечной энергии, увеличивая рассеивание и поглощение солнечной радиации. То есть, эти факторы в большей степени влияют на прямое солнечное излучение, чем на суммарное. При сильном загрязнении воздуха, например, при смоге, прямое излучение уменьшается на 40%, а суммарное - лишь на 15-25%. Сильное вулканическое извержение может понизить, причем на большой территории поверхности Земли, прямое солнечное излучение на 20%, а суммарное - на 10% на период от 6 месяцев до 2 лет. При уменьшении количества вулканического пепла в атмосфере эффект ослабевает, но процесс полного восстановления может занять несколько лет.

Потенциал солнечной энергии

Солнце обеспечивает нас в 10 000 раз большим количеством бесплатной энергии, чем фактически используется во всем мире. Только на мировом коммерческом рынке покупается и продается чуть меньше 85 триллионов (8,5 x 1013) кВт·ч энергии в год. Поскольку невозможно проследить за всем процессом в целом, нельзя с уверенностью сказать, сколько некоммерческой энергии потребляют люди (например, сколько древесины и удобрения собирается и сжигается, какое количество воды используется для производства механической или электрической энергии). Некоторые эксперты считают, что такая некоммерческая энергия составляет одну пятую часть всей используемой энергии. Но даже если это так, то общая энергия, потребляемая человечеством в течение года, составляет только приблизительно одну семитысячную часть солнечной энергии, попадающей на поверхность Земли в тот же период.

В развитых странах, например, в США, потребление энергии составляет примерно 25 триллионов (2.5 x 1013) кВт·ч в год, что соответствует более чем 260 кВт·ч на человека в день. Данный показатель является эквивалентом ежедневной работы более чем ста лампочек накаливания мощностью 100 Вт в течение целого дня. Среднестатистический гражданин США потребляет в 33 раза больше энергии, чем житель Индии, в 13 раз больше, чем китаец, в два с половиной раза больше, чем японец и вдвое больше, чем швед.

Количество солнечной энергии, попадающей на поверхность Земли, во много раз превышает ее расход даже в таких странах как США, где энергопотребление огромно. Если бы только 1% территории страны был использован для установки солнечного оборудования (фотоэлектрические батареи или солнечные системы для горячего водоснабжения), работающего с КПД 10%, то США были бы полностью обеспечены энергией. То же самое можно сказать и в отношении всех других развитых стран. Однако, в определенном смысле, это нереально - во-первых, из-за высокой стоимости фотоэлектрических систем, во-вторых, невозможно охватить такие большие территории солнечным оборудованием, не нанося вред экосистеме. Но сам принцип является верным.

Можно охватить ту же самую территорию, рассредоточив установки на крышах зданий, на домах, по обочинам, на заранее определенных участках земли и т.д. К тому же, во многих странах уже более 1% земли отведено под добычу, преобразование, производство и транспортировку энергии. И, поскольку большая часть этой энергии является не возобновляемой в масштабе существования человечества, этот вид производства энергии намного более вреден для окружающей среды, чем солнечные системы.

Источники тепла. В жизни атмосферы решающее значение имеет тепловая энергия. Главнейшим источником этой энергии является Солнце. Что же касается теплового излучения Луны, планет и звезд, то оно для Земли настолько ничтожно, что практически его нельзя принимать во внимание. Значительно больше тепловой энергии дает внутреннее тепло Земли. По вычислениям геофизиков, постоянный приток тепла из недр Земли повышает температуру земной поверхности на 0°,1. Но подобный приток тепла все же настолько мал, что принимать его в расчет также нет никакой необходимости. Таким образом, единственным источником тепловой энергии на поверхности Земли можно считать только Солнце.

Солнечная радиация. Солнце, имеющее температуру фотосферы (излучающей поверхности) около 6000°, излучает энергию в пространство во всех направлениях. Часть этой энергии в виде огромного пучка параллельных солнечных лучей попадает на Землю. Солнечная энергия, дошедшая до поверхности Земли в виде прямых лучей Солнца, носит название прямой солнечной радиации. Но не вся солнечная радиация, направленная на Землю, доходит до земной поверхности, так как солнечные лучи, проходя через мощный слой атмосферы, частично поглощаются ею, частично рассеиваются молекулами и взвешенными частичками воздуха, некоторая часть отражается облаками. Та часть солнечной энергии, которая рассеивается в атмосфере, называется рассеянной радиацией. Рассеянная солнечная радиация распространяется в атмосфере и попадает к поверхности Земли. Нами этот вид радиации воспринимается как равномерный дневной свет, когда Солнце полностью закрыто облаками или только что скрылось за горизонтом.

Прямая и рассеянная солнечная радиация, достигнув поверхности Земли, не полностью поглощается ею. Часть солнечной радиации отражается от земной поверхности обратно в атмосферу и находится там в виде потока лучей, так называемой отраженной солнечной радиации.

Состав солнечной радиации весьма сложный, что связано с очень высокой температурой излучающей поверхности Солнца. Условно по длине волн спектр солнечной радиации делят на три части: ультрафиолетовую (η<0,4<μ видимую глазом (η от 0,4μ до 0,76μ) и инфракрасную часть (η >0,76μ). Кроме температуры солнечной фотосферы, на состав солнечной радиации у земной поверхности влияет еще поглощение и рассеивание части солнечных лучей при их прохождении через воздушную оболочку Земли. В связи с этим состав солнечной радиации на верхней границе атмосферы и у поверхности Земли будет неодинаков. На основании теоретических расчетов и наблюдений установлено, что на границе атмосферы на долю ультрафиолетовой радиации приходится 5%, на видимые лучи - 52% и на инфракрасные - 43%. У земной же поверхности (при высоте Солнца 40°) ультрафиолетовые лучи составляют только 1%, видимые - 40%, а инфракрасные - 59%.

Интенсивность солнечной радиации. Под интенсивностью прямой солнечной радиации понимают количество тепла в калориях, получаемого в 1 мин. от лучистой энергии Солнца поверхностью в 1 см 2 , расположенной перпендикулярно к солнечным лучам.

Для измерения интенсивности прямой солнечной радиации применяются специальные приборы - актинометры и пиргелиометры; величина рассеянной радиации определяется пиранометром. Автоматическая регистрация продолжительности действия солнечной радиации производится актинографами и гелиографами. Спектральная интенсивность солнечной радиации определяется спектроболографом.

На границе атмосферы, где исключено поглощающее и рассеивающее воздействие воздушной оболочки Земли, интенсивность прямой солнечной радиации равна приблизительно 2 кал на 1 см 2 поверхности в 1 мин. Эта величина носит название солнечной постоянной. Интенсивность солнечной радиации в 2 кал на 1 см 2 в 1 мин. дает такое большое количество тепла в течение года, что его хватило бы, чтобы расплавить слой льда в 35 м толщиной, если бы такой слой покрывал всю земную поверхность.

Многочисленные измерения интенсивности солнечной радиации дают основание полагать, что количество солнечной энергии, приходящее к верхней границе атмосферы Земли, испытывает колебания в размере нескольких процентов. Колебания бывают периодические и непериодические, связанные, по-видимому, с процессами, происходящими на самом Солнце.

Кроме того, некоторое изменение в интенсивности солнечной радиации происходит в течение года благодаря тому, что Земля в годовом своем вращении движется не по окружности, а по эллипсу, в одном из фокусов которого находится Солнце. В связи с этим меняется расстояние от Земли до Солнца и, следовательно, происходит колебание интенсивности солнечной радиации. Наибольшая интенсивность наблюдается около 3 января, когда Земля находится ближе всего от Солнца, а наименьшая около 5 июля, когда Земля удалена от Солнца на максимальное расстояние.

Колебание интенсивности солнечной радиации по этой причине очень невелико и может представлять только теоретический интерес. (Количество энергии при максимальном расстоянии относится к количеству энергии при минимальном расстоянии, как 100: 107, т. е. разница совершенно ничтожна.)

Условия облучения поверхности земного шара. Уже одна только шарообразная форма Земли приводит к тому, что лучистая энергия Солнца распределяется на земной поверхности весьма неравномерно. Так, в дни весеннего и осеннего равноденствия (21 марта и 23 сентября) только на экваторе в полдень угол падения лучей будет 90° (рис. 30), а по мере приближения к полюсам он будет уменьшаться от 90 до 0°. Таким образом,

если на экваторе количество полученной радиации принять за 1, то на 60-й параллели она выразится в 0,5, а на полюсе будет равна 0.

Земной шар, кроме того, имеет суточное и годовое движение, причем земная ось наклонена к плоскости орбиты на 66°,5. В силу этого наклона между плоскостью экватора и плоскостью орбиты образуется угол в 23°30 г. Это обстоятельство приводит к тому, что углы падения солнечных лучей для одних и тех же широт будут меняться в пределах 47° (23,5+23,5).

В зависимости от времени года меняется не только угол падения лучей, но также продолжительность освещения. Если в тропических странах во все времена года продолжительность дня и ночи приблизительно одинакова, то в полярных странах, наоборот, она очень различна. Так, например, на 70° с. ш. летом Солнце не заходит 65 суток, на 80° с. ш.- 134, а на полюсе -186. В силу этого на Северном полюсе радиация в день летнего солнцестояния (22 июня) на 36% больше, чем на экваторе. Что же касается всего летнего полугодия, то общее количество тепла и света, получаемого полюсом, только на 17% меньше, чем на экваторе. Таким образом, в летнее время в полярных странах продолжительность освещения в значительной мере компенсирует тот недостаток радиации, который является следствием малого угла падения лучей. В зимнее полугодие картина совершенно другая: количество радиации на том же Северном полюсе будет равно 0. В результате за год среднее количество радиации на полюсе оказывается в 2,4 меньше, чем на экваторе. Из всего сказанного следует, что количество солнечной энергии, которое получает Земля путем радиации, определяется углом падения лучей и продолжительностью облучения.

Земная поверхность при отсутствии атмосферы на различных широтах за сутки получала бы следующее количество тепла, выраженное в калориях на 1 см 2 (см. таблицу на стр. 92).

Приведенное в таблице распределение радиации по земной поверхности принято называть солярным климатом. Повторяем, что такое распределение радиации мы имеем только у верхней границы атмосферы.

Ослабление солнечной радиации в атмосфере. До сих пор мы говорили об условиях распределения солнечного тепла по земной поверхности, не принимая во внимание атмосферы. Между тем атмосфера в данном случае имеет огромное значение. Солнечная радиация, проходя через атмосферу, испытывает рассеивание и, кроме того, поглощение. Оба эти процесса вместе ослабляют солнечную радиацию в значительной степени.

Солнечные лучи, проходя через атмосферу, прежде всего испытывают рассеивание (диффузию). Рассеивание создается тем, что лучи света, преломляясь и отражаясь от молекул воздуха и частичек твердых и жидких тел, находящихся в воздухе, отклоняются от прямого пути к действительно «рассеиваются».

Рассеивание сильно ослабляет солнечную радиацию. При увеличений количества водяных паров и особенно пылевых частиц рассеивание увеличивается и радиация ослабляется. В больших городах и пустынных областях, где запыленность воздуха наибольшая, рассеивание ослабляет силу радиации на 30-45%. Благодаря рассеиванию получается тот дневной свет, который освещает предметы, если даже на них непосредственно солнечные лучи не падают. Рассеивание обусловливает и самый цвет неба.

Остановимся теперь на способности атмосферы поглощать лучистую энергию Солнца. Основные газы, входящие в состав атмосферы, поглощают лучистую энергию сравнительно очень мало. Примеси же (водяной пар, озон, углекислый газ и пыль), наоборот, отличаются большой поглотительной способностью.

В тропосфере наиболее значительную примесь составляют водяные пары. Они особенно сильно поглощают инфракрасные (длинноволновые), т. е. преимущественно тепловые лучи. И чем больше водяных паров в атмосфере, тем естественно больше и. поглощение. Количество же водяных паров в атмосфере подвержено большим изменениям. В естественных условиях оно меняется от 0,01 до 4% (по объему).

Очень большой поглотительной способностью отличается озон. Значительная примесь озона, как уже говорилось, находится в нижних слоях стратосферы (над тропопаузой). Озон поглощает ультрафиолетовые (коротковолновые) лучи почти полностью.

Большой поглотительной способностью отличается также и углекислый газ. Он поглощает главным образом длинноволновые, т. е. преимущественно тепловые лучи.

Пыль, находящаяся в воздухе, также поглощает некоторое количество солнечной радиации. Нагреваясь под действием солнечных лучей, она может заметно повысить температуру воздуха.

Из общего количества солнечной энергии, приходящей к Земле, атмосфера поглощает всего около 15%.

Ослабление солнечной радиации путем рассеивания и поглощения атмосферой для различных широт Земли очень различно. Это различие зависит прежде всего от угла падения лучей. При зенитном положении Солнца лучи, падая вертикально, пересекают атмосферу кратчайшим путем. С уменьшением угла падения путь лучей удлиняется и ослабление солнечной радиации становится более значительным. Последнее хорошо видно по чертежу (рис. 31) и приложенной таблице (в таблице величина пути солнечного луча при зенитном положении Солнца принята за единицу).

В зависимости от угла падения лучей изменяется не только количество лучей, но также и их качество. В период, когда Солнце находится в зените (над головой), на ультрафиолетовые лучи приходится 4%, на

видимые - 44% и инфракрасные - 52%. При положении Солнца у горизонта ультрафиолетовых лучей совсем нет, видимых 28% и инфракрасных 72%.

Сложность влияния атмосферы на солнечную радиацию усугубляется еще тем, что пропускная ее способность очень сильно меняется в зависимости от времени года и состояния погоды. Так, если бы небо все время оставалось безоблачным, то годовой ход притока солнечной радиации на различных широтах можно было бы графически выразить следующим образом (рис. ,32) Из чертежа ясно видно, что при безоблачном небе в Москве в мае, июне и июле тепла от солнечной радиации получалось бы больше, чем на экваторе. Точно так же во вторую половину мая, в июне и первой половине июля на Северном полюсе тепла получалось бы больше, чем на экваторе и в Москве. Повторяем, что так было бы при безоблачном небе. Но на самом деле этого не получается, потому что облачность в значительной мере ослабляет солнечную радиацию. Приведем пример, изображенный на графике (рис. 33). На графике видно, как много солнечной радиации не доходит до поверхности Земли: значительная часть ее задерживается атмосферой и облаками.

Однако нужно сказать, что тепло, поглощенное облаками, частью идет на нагревание атмосферы, а частью косвенным образом достигает и земной поверхности.

Суточный и годовой ход интенсивности сол нечной радиации. Интенсивность прямой солнечной радиации у поверхности Земли зависит от высоты Солнца над горизонтом и от состояния атмосферы (от ее запыленности). Если бы. прозрачность атмосферы в течение суток была постоянная, то максимальная интенсивность солнечной радиации наблюдалась бы в полдень, а минимальная - при восходе и заходе Солнца. В этом случае график хода суточной интенсивности солнечной радиации был бы симметричным относительно полдня.

Содержание пыли, водяного пара и других примесей в атмосфере непрерывно меняется. В связи с этим меняется прозрачность воздуха и нарушается симметричность графика хода интенсивности солнечной радиации. Нередко, особенно в летний период, в полуденное время, когда происходит усиленное нагревание земной поверхности, возникают мощные восходящие токи воздуха, увеличивается количество водяного пара и пыли в атмосфере. Это приводит к значительному ослаблению солнечной радиации в полдень; максимум интенсивности радиации в этом случае наблюдается в дополуденные или послеполуденные часы. Годовой ход интенсивности солнечной радиации также связан с изменениями высоты Солнца над горизонтом в течение года и с состоянием прозрачности атмосферы в различные сезоны. В странах северного полушария наибольшая высота Солнца над горизонтом бывает в июне месяце. Но в это же время наблюдается и наибольшая запыленность атмосферы. Поэтому максимальная интенсивность обычно приходится не на середину лета, а на весенние месяцы, когда Солнце довольно высоко* поднимается над горизонтом, а атмосфера после зимы остается еще сравнительно чистой. Для иллюстрации годового хода интенсивности солнечной радиации в северном полушарии приводим данные среднемесячных полуденных величин интенсивности радиации в Павловске.

Сумма тепла солнечной радиации. Поверхность Земли в течение дня непрерывно получает тепло от прямой и рассеянной солнечной радиации или только от рассеянной радиации (при пасмурной погоде). Определяют суточную величину тепла на основании актинометрических наблюдений: по учету количества прямой и рассеянной радиации, поступившей на земную поверхность. Определив сумму тепла за каждые сутки, вычисляют и количество тепла, получаемого земной поверхностью за месяц или за год.

Суточное количество тепла, получаемого земной поверхностью от солнечной радиации, зависит от интенсивности радиации и от продолжительности ее действия в течение суток. В связи с этим минимум притока тепла приходится на зиму, а максимум на лето. В географическом распределении суммарной радиации по земному шару наблюдается ее увеличение с уменьшением широты местности. Это положение подтверждается следующей таблицей.

Роль прямой и рассеянной радиации в годовом количестве тепла, получаемом земной поверхностью на разных широтах земного шара, неодинакова. В высоких широтах в годовой сумме тепла преобладает рассеянная радиация. С уменьшением широты преобладающее значение переходит к прямой солнечной радиации. Так, например, в бухте Тихой рассеянная солнечная радиация дает 70% годовой суммы тепла, а прямая радиация только 30%. В Ташкенте, наоборот, прямая солнечная радиация дает 70%, рассеянная только 30%.

Отражательная способность Земли. Альбедо. Как уже указывалось, поверхность Земли поглощает только часть солнечной энергии, поступающей к ней в виде прямой и рассеянной радиации. Другая часть отражается в атмосферу. Отношение величины солнечной радиации, отраженной данной поверхностью, к величине потока лучистой энергии, падающей на эту поверхность, называется альбедо. Альбедо выражается в процентах и характеризует отражательную способность данного участка поверхности.

Альбедо зависит от характера поверхности (свойства почвы, наличия снега, растительности, воды и т. д.) и от величины угла падения лучей Солнца на поверхность Земли. Так, например, если лучи падают на земную поверхность под углом в 45°, то:

Из приведенных примеров видно, что отражающая способность у различных предметов неодинакова. Она всего больше у снега и меньше всего у воды. Однако взятые нами примеры относятся лишь к тем случаям, когда высота Солнца над горизонтом равна 45°. При уменьшении же этого угла отражающая способность увеличивается. Так, например, пои высоте Солнца в 90° вода отражает только 2%, при 50° - 4%, при 20°-12%, при 5° - 35-70% (в зависимости от состояния водной поверхности).

В среднем при безоблачном небе поверхность земного шара отражает 8% солнечной радиации. Кроме того, 9% отражает атмосфера. Таким образом, земной шар в целом при безоблачном небе отражает 17% падающей на него лучистой энергии Солнца. Если же небо покрыто облаками, то от них отражается 78% радиации. Если взять естественные условия, исходя из того соотношения между безоблачным небом и небом, покрытым облаками, которое наблюдается в действительности, то отражательная способность Земли в целом равна 43%.

Земная и атмосферная радиация. Земля, получая солнечную энергию, нагревается и сама становится источником излучения тепла в мировое пространство. Однако лучи, испускаемые земной поверхностью, резко отличаются от солнечных лучей. Земля излучает лишь длинноволновые (λ 8-14 μ) невидимые инфракрасные (тепловые) лучи. Энергия, излучаемая земной поверхностью, называется земной радиацией. Излучение Земли происходит и. днем и ночью. Интенсивность излучения тем больше, чем выше температура излучающего тела. Земное излучение определяется в тех же единицах, что и солнечное, т. е. в калориях с 1 см 2 поверхности в 1 мин. Наблюдения показали, что величина земного излучения невелика. Обычно она достигает 15-18 сотых калории. Но, действуя непрерывно, она может дать значительный тепловой эффект.

Наиболее сильное земное излучение получается при безоблачном небе и хорошей прозрачности атмосферы. Облачность (особенно низкие облака) значительно уменьшает земное излучение и часто доводит его до нуля. Здесь можно сказать, что атмосфера вместе с облаками является хорошим «одеялом», предохраняющим Землю от чрезмерного остывания. Части атмосферы подобно участкам земной поверхности излучают энергию в соответствии с их температурой. Эта энергия носит название атмосферной радиации. Интенсивность атмосферной радиации зависит от температуры излучающего участка атмосферы, а также от количества водяных паров и углекислого газа, содержащихся в воздухе. Атмосферная радиация относится к труппе длинноволновой. Распространяется она в атмосфере во всех направлениях; некоторое количество ее достигает земной поверхности и поглощается ею, другая часть уходит в межпланетное пространство.

О приходе и расходе энергии Солнца на Земле. Земная поверхность, с одной стороны, получает солнечную энергию в виде прямой и рассеянной радиации, а с другой стороны, теряет часть этой энергии в виде земной радиации. В результате прихода и расхода солнечной’ энергии получается какой-то результат. В одних случаях этот результат может быть положительным, в других отрицательным. Приведем примеры того и другого.

8 января. День безоблачный. На 1 см 2 земной поверхности поступило за сутки 20 кал прямой солнечной радиации и 12 кал рассеянной радиации; всего, таким образом, получено 32 кал. За это же время в силу излучения 1 см? земной поверхности потерял 202 кал. В результате, выражаясь языком бухгалтерии, в балансе имеется потеря 170 кал (отрицательный баланс).

6 июля. Небо почти безоблачно. От прямой солнечной радиации получено 630 кал, от рассеянной радиации 46 кал. Всего, следовательно, земная поверхность получила на 1 см 2 676 кал. Путем земного излучения потеряно 173 кал. В балансе прибыль на 503 кал (баланс положительный).

Из приведенных примеров, помимо всего прочего, совершенно ясно, почему в умеренных широтах зимой холодно, а летом тепло.

Использование солнечной радиации для технических и бытовых целей. Солнечная радиация является неисчерпаемым природным источником энергии. О величине солнечной энергии на Земле можно судить по такому примеру: если, например, использовать тепло солнечной радиации, падающей только на 1/10 часть площади СССР, то можно получить энергию, равную работе 30 тыс. Днепрогэсов.

Люди издавна стремились использовать даровую энергию солнечной радиации для своих нужд. К настоящему времени создано много различных гелиотехнических установок, работающих на использовании солнечной радиации и получивших большое применение в промышленности и для удовлетворения бытовых нужд населения. В южных районах СССР в промышленности и в коммунальном хозяйстве на основе широкого использования солнечной радиации работают солнечные водонагреватели, кипятильники, опреснители соленой воды, гелиосушилки (для сушки фруктов), кухни, бани, теплицы, аппараты для лечебных целей. Широко используется солнечная радиация на курортах для лечения и укрепления здоровья людей.

— Источник—

Половинкин, А.А. Основы общего землеведения/ А.А. Половинкин.- М.: Государственное учебно-педагогическое издательство министерства просвещения РСФСР, 1958.- 482 с.

Post Views: 312

ЛЕКЦИЯ 2.

СОЛНЕЧНАЯ РАДИАЦИЯ.

План:

1.Значение солнечной радиации для жизни на Земле.

2. Виды солнечной радиации.

3. Спектральный состав солнечной радиации.

4. Поглощение и рассеивание радиации.

5.ФАР (фотосинтетически активная радиация).

6. Радиационный баланс.

1. Основным источником энергии на Земле для всего живого (растений, животных и человека) является энергия солнца.

Солнце представляет собой газовый шар радиусом 695300км. Радиус Солнца в 109 раз больше радиуса Земли (экваториальный 6378,2км, полярный 6356,8км). Солнце состоит в основном из водорода (64%) и гелия (32%). На долю остальных приходится всего 4% его массы.

Солнечная энергия является основным условием существова­ния биосферы и одним из главных климатообразующих факто­ров. За счет энергии Солнца воздушные массы в атмосфере не­прерывно перемещаются, что обеспечивает постоянство газово­го состава атмосферы. Под действием солнечной радиации ис­паряется огромное количество воды с поверхности водоемов , почвы, растений. Водяной пар, переносимый ветром с океанов и морей на материки, является основным источником осадков для суши.

Солнечная энергия - непременное условие существования зеленых растений, превращающих в процессе фотосинтеза сол­нечную энергию в высокоэнергетические органические веще­ства.

Рост и развитие растений представляют собой процесс усвоения и переработки солнечной энергии, поэтому сельскохозяйственное производство возможно только при условии поступления солнечной энергии на поверхность Земли. Русский ученый писал: « Дайте самому лучшему повару сколько угодно свежего воздуха, солнечного света, целую речку чистой воды, попросите, чтобы из всего этого он приготовил вам сахар, крахмал, жиры и зерно, и он решит, что вы над ним смеетесь. Но то, что кажется совершенно фантастическим человеку, беспрепятственно совершается в зеленых листьях растений под действием энергии Солнца». Подсчитано, что 1 кв. метр листьев за час продуцирует грамм сахара. В связи с тем, что Земля окружена сплошной оболочкой атмосферы, солнечные лучи, прежде чем достичь поверхности земли, проходят всю толщу атмосферы, которая частично отражает их, частично рассеивает, т. е. изменяет количество и качество солнечного света, поступающего на поверхность земли. Живые организмы чутко реагируют на изменение интенсивности освещенности, создаваемой сол­нечным излучением. Вследствие различной реакции на интен­сивность освещенности все формы растительности делят на све­толюбивые и теневыносливые. Недостаточная освещенность в посевах обусловливает, например, слабую дифференциацию тканей соломины зерновых культур. В результате уменьшаются крепость и эластичность тканей, что часто приводит к полега­нию посевов. В загущенных посевах кукурузы из-за слабой осве­щенности солнечной радиацией ослабляется образование почат­ков на растениях.

Солнечная радиация влияет на химический состав сельскохо­зяйственной продукции. Например, сахаристость свеклы и пло­дов, содержание белка в зерне пшеницы непосредственно зави­сят от числа солнечных дней. Количество масла в семенах под­солнечника, льна также возрастает с увеличением прихода сол­нечной радиации.

Освещенность надземной части растений существенно влия­ет на поглощение корнями питательных веществ. При слабой освещенности замедляется перевод ассимилятов в корни, и в результате тормозятся биосинтетические процессы, происходящие в клетках растений.

Освещенность влияет и на появление, распространение и развитие болезней растений. Период заражения состоит из двух фаз, различающихся между собой по реакции на световой фак­тор. Первая из них - собственно прорастание спор и проникно­вение заразного начала в ткани поражаемой культуры - в боль­шинстве случаев не зависит от наличия и интенсивности света. Вторая - после прорастания спор - наиболее активно проходит при повышенной освещенности.

Положительное действие света сказывается также на скорос­ти развития патогена в растении-хозяине. Особенно четко это проявляется у ржавчинных грибов. Чем больше света, тем коро­че инкубационный период у линейной ржавчины пшеницы, желтой ржавчины ячменя, ржавчины льна и фасоли и т. д. А это увеличивает число генераций гриба и повышает интенсивность поражения. В условиях интенсивного освещения у этого патоге­на возрастает плодовитость

Некоторые заболевания наиболее активно развиваются при недостаточном освещении, вызывающем ослабление растений и снижение их устойчивости к болезням (возбудителям разного рода гнилей, особенно овощных культур).

Продолжительность осве­щения и растения. Ритм сол­нечной радиации (чередова­ние светлой и темной части суток) является наиболее устойчивым и повторяющимся из года в год фактором внешней среды. В результате многолетних исследований физиологами ус­тановлена зависимость перехода растений к генеративному раз­витию от определенного соотношения длины дня и ночи. В свя­зи с этим культуры по фотопериодической реакции можно клас­сифицировать по группам: короткого дня, развитие которых задерживается при продол­жительности дня больше 10ч. Короткий день способствует закладке цветков, а длинный день препятствует этому. К таким культурам относятся соя, рис, просо, сорго, кукуруза и др.;

длинного дня до 12-13час., требующие для своего развития продолжитель­ного освещения. Их развитие ускоряется, когда продолжитель­ность дня составляет около 20 ч. К этим культурам относятся рожь, овес, пшеница, лен, горох, шпинат, клевер и др.;

нейтральные по отношению к длине дня , развитие которых не зависит от продолжительности дня, например томат, гречиха, бобовые, ревень.

Установлено, что для начала цветения растений необходимо преобладание в лучистом потоке определенного спектрального состава. Растения короткого дня быстрее развиваются, когда максимум излучения приходится на сине-фиолетовые лучи, а растения длинного дня - на красные. Продолжительность светлой части суток (астрономическая длина дня) зависит от времени года и географической широты. На экваторе продолжительность дня в течение всего года равна 12 ч ± 30 мин. При продвижении от экватора к полюсам после весеннего равноденствия (21.03) длина дня увеличивается к се­веру и уменьшается к югу. После осеннего равноденствия (23.09) распределение продолжительности дня обратное. В Северном полушарии на 22.06 приходится самый длинный день, продолжительность которого севернее Полярного круга 24 ч. Самый короткий день в Северном полушарии 22.12, а за Полярным кру­гом в зимние месяцы Солнце вообще не поднимается над гори­зонтом. В средних же широтах, например в Москве, продолжи­тельность дня в течение года меняется от 7 до 17,5 ч.

2. Виды солнечной радиации.

Солнечная радиация состоит из трех составляющих: прямой солнечной радиации, рассеянной и суммарной.

ПРЯМАЯ СОЛНЕЧНАЯ РАДИАЦИЯ S – радиация, поступающая от Солнца в атмосферу и затем на земную поверхность в виде пучка параллельных лучей. Ее интенсивность измеряется в калориях на см2 в минуту. Она зависит от высоты солнца и состояния атмосферы (облачность, пыль, водяной пар). Годовая сумма прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность территории Ставропольского края составляет 65-76 ккал/ см2/мин. На уровне моря при высоком положении Солнца (лето, полдень) и хорошей прозрачности прямая солнечная радиация составляет 1,5 ккал/ см2/мин. Это коротковолновая часть спектра. При прохождении потока прямой солнечной радиации через атмосферу происходит его ослабление, вызванное поглощением (около 15 %) и рассеянием (около 25 %) энергии газами, аэрозо­лями, облаками.

Поток прямой солнечной радиации, падающий на горизонтальную поверхность называют инсоляцией S = S sin ho – вертикальная составляющая прямой солнечной радиации.

S – количество тепла, получаемого перпендикулярной к лучу поверхностью,

ho – высота Солнца, т. е. угол, образованный солнечным лучом с горизонтальной поверхностью.

На границе атмосферы интенсивность солнечной радиации составляет So = 1,98 ккал/ см2/мин. – по международному соглашению 1958г. И называется солнечной постоянной. Такой бы она была у поверхности, если бы атмосфера была абсолютно прозрачной.

Рис. 2.1. Путь солнечного луча в атмосфере при разной высоте Солнца

РАССЕЯНАЯ РАДИАЦИЯ D – часть солнечной радиации в результате рассеяния атмосферой уходит обратно в космос, но значительная ее часть поступает на Землю в виде рассеянной радиации. Максимум рассеянной радиации + 1 ккал/ см2/мин. Отмечается при чистом небе, если на нем высокие облака. При пасмурном небе спектр рассеянной радиации сходен с солнечным. Это коротковолновая часть спектра. Длина волны 0,17-4мк.

СУММАРНАЯ РАДИАЦИЯ Q - состоит из рассеянной и прямой радиации на горизонтальную поверхность. Q = S + D .

Соотношение между прямой и рассеянной радиацией в со­ставе суммарной радиации зависит от высоты Солнца, облачно­сти и загрязненности атмосферы, высоты поверхности над уров­нем моря. С увеличением высоты Солнца доля рассеянной ра­диации при безоблачном небе уменьшается. Чем прозрачнее ат­мосфера и чем выше Солнце, тем меньше доля рассеянной радиации. При сплошной плотной облачности суммарная ради­ация полностью состоит из рассеянной радиации. Зимой вслед­ствие отражения радиации от снежного покрова и ее вторичного рассеяния в атмосфере доля рассеянной радиации в составе сум­марной заметно увеличивается.

Свет и тепло, получаемые растениями от Солнца, - результат действия суммарной солнечной радиации. Поэтому большое значение для сельского хозяйства имеют данные о суммах ради­ации, получаемых поверхностью за сутки, месяц, вегетационный период, год.

Отраженная солнечная радиация. Альбедо . Суммарная радиа­ция, дошедшая до земной поверхности, частично отражаясь от нее, создает отраженную солнечную радиацию (RK), направленную от земной поверхности в атмосферу. Значение отраженной ра­диации в значительной степени зависит от свойств и состояния отражающей поверхности: цвета, шероховатости, влажности и др. Отражательную способность любой поверхности можно ха­рактеризовать величиной ее альбедо (Ак), под которым понимают отношение отраженной солнечной радиации к суммарной. Аль­бедо обычно выражают в процентах:

Наблюдения показывают, что альбедо различных поверхнос­тей изменяется в сравнительно узких пределах (10...30 %), ис­ключение составляют снег и вода.

Альбедо зависит от влажности почвы, с возрастанием которой оно уменьшается, что имеет важное значение в процессе измене­ния теплового режима орошаемых полей. Вследствие уменьше­ния альбедо при увлажнении почвы увеличивается поглощаемая радиация. Альбедо различных поверхностей имеет хорошо выра­женный дневной и годовой ход, обусловленный зависимостью альбедо от высоты Солнца. Наименьшее значение альбедо на­блюдают в околополуденные часы, а в течение года - летом.

Собственное излучение Земли и встречное излучение атмосфе­ры. Эффективное излучение. Земная поверхность как физическое тело, имеющее температуру выше абсолютного нуля (-273 °С), является источником излучения, которое называют собственным излучением Земли (Е3). Оно направлено в атмосферу и почти пол­ностью поглощается водяным паром, капельками воды и угле­кислым газом, содержащимися в воздухе. Излучение Земли за­висит от температуры ее поверхности.

Атмосфера, поглощая небольшое количество солнечной ра­диации и практически всю энергию, излучаемую земной поверх­ностью, нагревается и, в свою очередь, также излучает энергию. Около 30 % атмосферной радиации уходит в космическое про­странство, а около 70 % приходит к поверхности Земли и назы­вается встречным излучением атмосферы (Еа).

Количество энергии, излучаемое атмосферой, прямо пропор­ционально ее температуре, содержанию углекислого газа, озона и облачности.

Поверхность Земли поглощает это встречное излучение по­чти целиком (на 90...99 %). Таким образом, оно является для земной поверхности важным источником тепла в дополнение к поглощаемой солнечной радиации. Это влияние атмосферы на тепловой режим Земли называют парниковым или оранжерейным эффектом вследствие внешней аналогии с действием стекол в парниках и оранжереях. Стекло хорошо пропускает солнечные лучи, нагревающие почву и растения, но задерживает тепловое излучение нагревшейся почвы и растений.

Разность между собственным излучением поверхности Земли и встречным излучением атмосферы называют эффективным из­лучением: Еэф.

Еэф= Е3-Еа

В ясные и малооблачные ночи эффективное излучение гораз­до больше, чем в пасмурные, поэтому больше и ночное охлажде­ние земной поверхности. Днем оно перекрывается поглощенной суммарной радиацией, вследствие чего температура поверхности повышается. При этом растет и эффективное излучение. Земная поверхность в средних широтах теряет за счет эффективного из­лучения 70...140 Вт/м2, что составляет примерно половину того количества тепла, которое она получает от поглощения солнеч­ной радиации.

3. Спектральный состав радиации.

Солнце, как источник излучения, обладает многообразием испускаемых волн. Потоки лучистой энергии по длине волн условно делят на ко­ротковолновую (X < 4 мкм) и длинноволновую (А. > 4 мкм) радиа­цию. Спектр солнечной радиации на границе земной атмосферы практически заключается между длинами волн 0,17 и 4 мкм, а земного и атмосферного излучения - от 4 до 120 мкм. Следова­тельно, потоки солнечного излучения (S, D, RK) относятся к ко­ротковолновой радиации, а излучение Земли (£3) и атмосферы (Еа) - к длинноволновой.

Спектр солнечной радиации можно разделить на три каче­ственно различные части: ультрафиолетовую (Y < 0,40 мкм), ви­димую (0,40 мкм < Y < 0,75 мкм) и инфракрасную (0,76 мкм < Y < 4 мкм). До ультрафиолетовой части спектра сол­нечной радиации лежит рентгеновское излучение, а за инфра­красной - радиоизлучение Солнца. На верхней границе атмос­феры на ультрафиолетовую часть спектра приходится около 7 % энергии солнечного излучения, 46 - на видимую и 47 % - на инфракрасную.

Радиацию, излучаемую Землей и атмосферой, называют даль­ней инфракрасной радиацией.

Биологическое действие разных видов радиации на растения различно. Ультрафиолетовая радиация замедляет ростовые про­цессы, но ускоряет прохождение этапов формирования репро­дуктивных органов у растений.

Значение инфракрасной радиации , которая активно поглощается водой листьев и стеблей растений, состоит в ее теп­ловом эффекте, что существенно влияет на рост и развитие рас­тений.

Дальняя инфракрасная радиация производит лишь тепловое действие на растения. Ее влияние на рост и развитие растений несущественно.

Видимая часть солнечного спектра , во-первых, создает осве­щенность. Во-вторых, с областью видимой радиации почти со­впадает (захватывая частично область ультрафиолетовой радиа­ции) так называемая физиологическая радиация (А, = = 0,35...0,75 мкм), которая поглощается пигментами листа. Ее энергия имеет важное регуляторно-энергетическое значение в жизни растений. В пределах этого участка спектра выделяется область фотосинтетически активной радиации.

4. Поглощение и рассеивание радиации в атмосфере.

Проходя через земную атмосферу, солнечная радиация ослабляется вследствие поглощения и рассеяния атмосферными газами и аэрозолями . При этом изменяется и ее спектральный состав. При различной высоте солнца и различной высоте пункта наблюдений над земной поверхностью длина пути, проходимого солнечным лучом в атмосфере, неодинакова. При уменьшении высоты особенно сильно уменьшается ультрафиолетовая часть радиации, несколько меньше – видимая и лишь незначительно – инфракрасная.

Рассеяние радиации в атмосфере происходит главным образом в результате непрерывных колебаний (флуктаций) плотности воздуха в каждой точке атмосферы, вызванных образованием и разрушением некоторых «скоплений» (сгустков) молекул атмосферного газа. Солнечную радиацию рассеивают также частицы аэрозоля. Интенсивность рассеяния характеризуется коэффициентом рассеяния.

К= добавить формулу.

Интенсивность рассеяния зависит от количеств рассеивающих частиц в единице объема, от их размера и природы, а также от длин волн самой рассеиваемой радиации.

Лучи рассеиваются тем сильнее, чем меньше длина волны. Например фиолетовые лучи рассеиваются в 14 раз сильнее красных, этим объясняется голубой цвет неба. Как отмечалось выше (см. разд. 2.2), прямая солнечная ради­ация, проходя через атмосферу, частично рассеивается. В чис­том и сухом воздухе интенсивность коэффициента молекуляр­ного рассеяния подчиняется закону Релея:

к= с/ Y 4 ,

где С - коэффициент, зависящий от числа молекул газа в единице объема; X - длина рассеиваемой волны.

Поскольку длина дальних волн красного света почти вдвое больше длины волн фиолетового света, первые рассеиваются молекулами воздуха в 14 раз меньше, чем вторые. Так как перво­начальная энергия (до рассеяния) фиолетовых лучей меньше, чем синих и голубых, то максимум энергии в рассеянном свете (рассеянной солнечной радиации) смещается на сине-голубые лучи, что и обусловливает голубой цвет неба. Таким образом, рассеянная радиация более богата фотосинтетически активными лучами, чем прямая.

В воздухе, содержащем примеси (мелкие капельки воды, кри­сталлики льда, пылинки и т. д.), рассеяние одинаково для всех участков видимой радиации. Поэтому небо приобретает белесо­ватый оттенок (появляется дымка). Облачные же элементы (крупные капельки и кристаллики) вообще не рассеивают сол­нечные лучи, а диффузно их отражают. В результате облака, ос­вещенные Солнцем, имеют белый цвет.

5. ФАР (фотосинтетическиактивная радиация)

Фотосинтетически активная радиация. В процессе фотосинте­за используется не весь спектр солнечной радиации, а только его

часть, находящаяся в интервале длин волн 0,38...0,71 мкм, - фо­тосинтетически активная радиация (ФАР).

Известно, что видимая радиация, воспринимаемая глазом че­ловека как белый цвет, состоит из цветных лучей: красных, оранжевых, желтых, зеленых, голубых, синих и фиолетовых.

Усвоение энергии солнечной радиации листьями растений селективно (избирательно). Наиболее интенсивно листья погло­щают сине-фиолетовые (X = 0,48...0,40 мкм) и оранжево-крас­ные (X = 0,68 мкм) лучи, менее - желто-зеленые (А. = 0,58...0,50 мкм) и дальние красные (А. > 0,69 мкм) лучи.

У земной поверхности максимум энергии в спектре прямой солнечной радиации, когда Солнце находится высоко, прихо­дится на область желто-зеленых лучей (диск Солнца желтый). Когда же Солнце располагается у горизонта, максимальную энергию имеют дальние красные лучи (солнечный диск крас­ный). Поэтому энергия прямого солнечного света мало участву­ет в процессе фотосинтеза.

Так как ФАР является одним из важнейших факторов про­дуктивности сельскохозяйственных растений, информация о ко­личестве поступающей ФАР, учет ее распределения по террито­рии и во времени имеют большое практическое значение.

Интенсивность ФАР можно измерить, но для этого необходимы специальные светофильтры, пропускающие только волны в диапазоне 0,38...0,71 мкм. Такие приборы есть, но на сети актинометрических станций их не применяют, а измеряют интен­сивность интегрального спектра солнечной радиации. Значение ФАР можно рассчитать по данным о приходе прямой, рассеян­ной или суммарной радиации с помощью коэффициентов, пред­ложенных, X. Г. Тоомингом и:

Qфар = 0,43 S " +0,57 D);

составлены карты распределения месячных и годовых сумм Фар на территории России.

Для характеристики степени использования посевами ФАР применяют коэффициент полезного использования ФАР:

КПИфар= (сумма Q / фар/сумма Q / фар) 100%,

где сумма Q / фар - сумма ФАР, затрачиваемая на фотосинтез за период вегетации расте­ний; сумма Q / фар - сумма ФАР, поступающая на посевы за этот период;

Посевы по их средним значениям КПИФАр разделяют на группы (по): обычно наблюдаемые - 0,5...1,5 %; хорошие-1,5...3,0; рекордные - 3,5...5,0; теорети­чески возможные - 6,0...8,0 %.

6. РАДИАЦИОННЫЙ БАЛАНС ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ

Разность между приходящими и уходящими потоками лучис­той энергии называют радиационным балансом земной поверхнос­ти (В).

Приходная часть радиационного баланса земной поверхности днем состоит из прямой солнечной и рассеянной радиации, а также излучения атмосферы. Расходной частью баланса являют­ся излучение земной поверхности и отраженная солнечная ра­диация:

B = S / + D + Ea - Е3- Rk

Уравнение можно записать и в другом виде: B = Q - RK - Еэф.

Для ночного времени уравнение радиационного баланса име­ет следующий вид:

В = Еа - Е3, или В = -Еэф.

Если приход радиации больше, чем расход, то радиационный баланс положительный и деятельная поверхность* нагревается. При отрицательном балансе она охлаждается. Летом радиацион­ный баланс днем положительный, а ночью - отрицательный. Переход через ноль происходит утром примерно через 1 ч после восхода Солнца, а вечером за 1...2 ч до захода Солнца.

Годовой радиационный баланс в районах, где устанавливает­ся устойчивый снежный покров, в холодное время года имеет отрицательные значения, в теплое - положительные.

Радиационный баланс земной поверхности существенно вли­яет на распределение температуры в почве и приземном слое ат­мосферы, а также на процессы испарения и снеготаяния, обра­зование туманов и заморозков, изменение свойств воздушных масс (их трансформацию).

Знание радиационного режима сельскохозяйственных угодий позволяет рассчитывать количество радиации, поглощенной по­севами и почвой в зависимости от высоты Солнца, структуры посева, фазы развития растений. Данные о режиме необходимы и для оценки разных приемов регулирования температуры и влажности почвы, испарения, от которых зависят рост и разви­тие растений, формирование урожая, его количество и качество.

Эффективными агрономическими приемами воздействия на радиационный, а следовательно, и на тепловой режим деятель­ной поверхности является мульчирование (покрытие почвы тон­ким слоем торфяной крошки, перепревшим навозом, древесны­ми опилками и др.), укрытие почвы полиэтиленовой пленкой, орошение. Все это изменяет отражательную и поглощательную способность деятельной поверхности.

* Деятельная поверхность - поверхность почвы, воды или растительности, которая непосредственно поглощает солнечную и атмосферную радиацию и отда­ет излучение в атмосферу, чем регулирует термический режим прилегающих слоев воздуха и нижележащих слоев почвы, воды, растительности.