Прямая и рассеянная солнечная радиация

2. Прямая и рассеянная солнечная радиация

Для определения количества солнечной радиации, приходящей на земную поверхность, служит энергетическая освещенность, или поток радиации.

Максимальный поток радиации приходится на площадку, расположенную перпендикулярно солнечным лучам (рисунок 12). На горизонтальную площадку будет падать меньшее количество энергии, равное произведению интенсивности прямой солнечной радиации на перпендикулярную поверхность на синус угла падения солнечных лучей h₀:

2) в более широком смысле слова – это вообще приток солнечной радиации, прямой или суммарной, на данную поверхность, не обязательно горизонтальную. Пример: инсоляция склонов.

Энергетическую освещенность для определенной длины волны λ называют спектральной плотностью энергетической освещенности (I_λ).
Изменения солнечной радиации в атмосфере и на земной поверхности. Проходя сквозь атмосферу, солнечная радиация частично рассеивается атмосферными газами и аэрозольными примесями к воздуху и переходит в особую форму рассеянной радиации. Частично же она поглощается молекулами атмосферных газов и примесями к воздуху и переходит в теплоту, идет на нагревание атмосферы.

Нерассеянная и непоглощенная в атмосфере прямая солнечная радиация достигает земной поверхности. Она частично отражается от земной поверхности, а в большей степени поглощается ею и нагревает ее. 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, изменена в сравнении с тем, что было на границе атмосферы. Интенсивность радиации уменьшается, а спектральный состав ее изменяется, так как лучи разных длин волн поглощаются и рассеиваются в атмосфере по-разному (рисунок 13).

Рисунок 13 – Распределение лучистой энергии в спектре солнечной радиации на границе атмосферы (верхняя кривая) и у земной поверхности (нижняя кривая) при высоте солнца 35°. Интенсивность радиации дана в 10^-3 кал/см² мин для интервала длин волн 0,01 мк

(Хромов, 2004)
В самом лучшем случае, т. е. при наиболее высоком стоянии солнца и при достаточной чистоте воздуха, можно измерить на уровне моря интенсивность прямой радиации около 1,5 кал/см² мин. В горах, на высотах порядка 4-5 км, наблюдалась интенсивность до 1,7 кал/см²мин и более. По мере приближения солнца к горизонту и увеличения толщи воздуха, проходимой солнечными лучами, интенсивность прямой радиации все более убывает.

3. Ослабление солнечной радиации в атмосфере

В атмосфере поглощается около 23% солнечной радиации (рисунок 17).

Молекулярный азот поглощает волны в узком диапазоне УФ части спектра.

Кислород – в двух узких участках видимой и УФ части спектра.

Озон – сильно поглощает волны в УФ части спектра длиной до 0,29 мкм (в результате теряется несколько процентов общего потока радиации). Еще один участок поглощения озоном лежит в ИК части (9,4–9,9 мкм).

Углекислый газ поглощает в ИК части (λ от 7до 15 мкм).

Водяной пар – также в ИК части (λ от 4 до 120 мкм, за исключением интервала 8–11,5 мкм).

В ИК части спектра поглощают солнечную радиацию хлорфторуглеводороды (фреоны). К поглотителям радиации относятся также атмосферный аэрозоль и облака.

В каждом отдельном месте поглощение изменяется в течение 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.

Кроме поглощения, прямая солнечная радиация на пути сквозь атмосферу ослабляется еще путем рассеяния, причем ослабляется более значительно. При этом рассеяние радиации тем больше, чем больше содержит воздух аэрозольных примесей.

Рассеяние происходит в оптически неоднородной среде, т.е. в среде, где показатель преломления изменяется от точки к точке. Такой оптически неоднородной средой является атмосферный воздух, содержащий мельчайшие частицы жидких и твердых примесей – капли, кристаллы, ядра конденсации, пылинки. 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. Таким образом, 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 источниками радиации.

Около 26% общего потока солнечной радиации превращается в атмосфере в рассеянную радиацию. Правда, значительная доля рассеянной радиации (2/3) также приходит к земной поверхности. По 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. Он также измеряется в кВт/м².

Во-вторых, рассеянная радиация отличается от прямой по спектральному составу. Дело в том, что лучи различных длин волн рассеиваются в разной степени. Соотношение энергии лучей разных длин волн в рассеянной радиации изменено в пользу более коротковолновых тучей. При этом, чем меньше размеры рассеивающих частиц, тем сильнее рассеиваются коротковолновые лучи в сравнении с длинноволновыми.

Научное объяснение голубого цвета неба было дано в работах английского физика лорда Рэлея в 1871 г. По закону Рэлея, в воздухе, где рассеяние производится только молекулами газов (размеры которых более чем в 10 раз меньше длин волн света), рассеяние обратно пропорционально четвертой степени длины волны рассеиваемых лучей:

где I_λ – спектральная плотность прямой радиации с длиной волны λ, i_λ – спектральная плотность рассеянной радиации с той же длиной волны, а – коэффициент пропорциональности.

Поскольку длина крайних волн красного света почти вдвое больше длины крайних волн фиолетового света, первые лучи рассеиваются молекулами воздуха в 14 раз меньше, чем вторые. Инфракрасные же лучи будут рассеиваться в совсем ничтожной степени. Поэтому в рассеянной радиации лучи коротковолновой части видимого спектра, т.е. фиолетовые и синие, будут преобладать по энергии над оранжевыми и красными, а также и над инфракрасными лучами. Максимум энергии в прямой солнечной радиации у земной поверхности приходится на область желто-зеленых лучей видимой части спектра. В рассеянной радиации он смещается на синие лучи. Поэтому цвет неба голубой, а Солнце на закате красное (рисунок 14).


Рисунок 14 – Рассеивание солнечных лучей в атмосфере (http://www.geoglobus.ru/earth/geo5/earth03.php)
Рассеянная солнечная радиация, в отличие от прямой, является частично поляризованной. При этом степень поляризации для радиации, приходящей от разных участков небосвода, изменяется от 0 до 70%.

Рассеяние более крупными частицами, т. е. пылинками, каплями и кристаллами, происходит не по закону Рэлея, а обратно пропорционально меньшим степеням длины волны (закон Ми). Поэтому радиация, рассеянная крупными частицами, будет не так богата наиболее коротковолновыми лучами, как радиация, рассеянная молекулами. На частицах диаметром больше 1–2 мкм наблюдается уже не рассеяние, а диффузное отражение, при котором радиация отражается частицами, как маленькими зеркалами (по закону – угол отражения равен углу падения), без изменения спектрального состава. Поскольку падает белый свет, то диффузно отраженная радиация также представляет собой белый свет. Поэтому при наличии в атмосфере таких крупных частиц цвет неба становится белесым.

В древние времена люди считали небо действительно существующим голубым куполом, опирающимся на плечи титана Атланты. Небесный свод фигурировал в качестве библейской «тверди» и «небесных сфер» в древних геоцентрических системах мира. Средневековые схоласты спорили о характере материала, из которого он изготовлен (стекло, хрусталь, сапфир и пр.).

Впервые правильное представление о небе было дано великим ученым эпохи Возрождения Леонардо да Винчи: «Синева неба происходит благодаря толще освещенных частиц воздуха, которая расположена между Землей и находящейся наверху темнотой». Сейчас это гениальное предвидение философа подтверждено экспериментально.

Голубой цвет неба – это цвет самого воздуха, обусловленный рассеянием в нем солнечных лучей. Цвет неба может служить мерилом чистоты воздуха. Рассеяние меняет окраску прямого солнечного света (он становится желтоватым), обусловливает цвет солнечного диска (желтый, оранжевый или красный). Благодаря рассеянию вся атмосфера является источником освещения, на земле светло и там, куда прямой солнечный свет не падает.

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 падали бы прямые солнечные лучи или солнечные лучи, отраженные земной поверхностью и предметами на ней. Вследствие рассеянного света вся атмосфера днем служит источником освещения: днем светло также и там, куда солнечные лучи непосредственно не падают, и даже тогда, когда солнце скрывается за облаками.

С рассеянием связано явление сумерек. Сумерки – явление неполной темноты до восхода или после заката солнца. Различают астрономические, навигационные и гражданские сумерки.

Астрономические сумерки продолжаются вечером до тех пор, пока солнце не зайдет под горизонт на угол 18°. Их продолжительность изменяется в зависимости от широты (около 1 часа на экваторе, 1,5–2 часа в средних широтах) и времени года (на 6–10%).

Сумерки сопровождаются явлениями зари и противозари.

Поглощение и рассеяние вместе ослабляют поток солнечной радиации, проходящей через атмосферу. Общее (интегральное) ослабление радиации в атмосфере можно выразить формулой Бугера (Буге):

где I_m (Sm) – измененная в атмосфере интенсивность солнечной радиации у земной поверхности; I₀ (S₀) – солнечная постоянная; m – путь луча в атмосфере (оптическая масса атмосферы); р – коэффициент прозрачности (дробное число, показывающее, какая доля радиации достигает поверхности при m=1).

Для выведения интегральной формулы Буге можно использовать рисунок 15.

Рисунок 15 – Изменение длины пути солнечного луча в атмосфере в зависимости

Оптическая масса атмосферы зависит от высоты солнца над горизонтом. В случае, когда солнце в зените, солнечные пути в атмосфере проходят наикратчайший путь, т.е. оптическая масса равна 1, при уменьшении высоты солнца над горизонтом, она сначала медленно, а затем быстро растет. Оптическую массу атмосферы можно рассчитать по формуле:

Используя эту формулу, Бемпарад вычислил значения оптической массы атмосферы при разных величинах высоты солнца над горизонтом (таблица 3).

(таблица Бемпарада)

Коэффициент прозрачности для монохроматической радиации называется спектральным (рλ), для интегрального потока радиации – осредненным (р). Вследствие избирательности атмосферного ослабления радиации осредненный коэффициент прозрачности при неизменной прозрачности атмосферы обнаруживает виртуальный дневной ход; он увеличивается с возрастанием массы атмосферы. Это явление называется еще эффектом Форбса.

Коэффициент прозрачности следует географическому распределению влажности воздуха и возрастает с широтой. Так, многолетние средние значения его на уровне моря меняются от 0,72 до 0,82 с изменением широты от 0 до 75°. В годовом ходе максимальные значения наблюдаются зимой и весной, минимальные – летом. Коэффициент прозрачности растет с высотой; в Ла-Квиассе (широта 22°) на высоте 3500 м он достигает в многолетнем среднем 0,86. В дневном ходе коэффициент прозрачности уменьшается во второй половине дня вследствие увеличения влагосодержания и примесей в атмосфере.

В Минске среднемесячные значения коэффициента интегральной прозрачности варьируют в пределах от 0,7 (май – август) до 0,78 (декабрь). Уменьшение прозрачности от зимы к лету связано с ростом содержания водяного пара в воздухе в летние месяцы и увеличением его запыленности в связи с развитием конвекции и отсутствием снежного покрова. Наблюдавшиеся минимальные значения в РБ составляют 0,57–0,59, максимальные – 0,85–0,86. При рассмотрении величин коэффициента прозрачности на территории нашей страны прослеживается общая тенденция – уменьшение прозрачности с юго-востока на северо-запад 1% на 1° широты.

В городах интегральная прозрачность атмосферы ниже, чем в сельской местности. Так в Минске эта разница в среднем составляет 3%, а в наиболее загрязненных районах города – 5%. Это приводит к уменьшению годового притока солнечной радиации на 12–15%.

Для оценки степени замутненности атмосферы применяют также показатель фактор мутности.

Величина фактора мутности зависит от свойств воздушных масс (влажности воздуха и содержания пыли), широты, высоты над уровнем моря.

Фактор мутности уменьшается с увеличением широты:

0-20° – 4,6;

40-50° – 3,5;

50-60° – 2,8;

60-80° – 2,0.

Отмечается убывание фактора мутности с высотой (в Альпах летом от 3,9 на высоте 200 м до 2,2 на высоте 3000 м). В больших городах фактор мутности увеличен.

Процессы поглощения, рассеяния и отражения потока солнечной радиации в обобщенном виде изображены на рисунке 16. При безоблачном небе величина солнечной радиации, которая попадает на земную поверхность, может достигать 80% радиации, поступившей на верхнюю границу атмосферы, а при плотном облачном покрове она снижается до 20%. Если не принимать во внимание облачный покров, колебания величины радиации, достигшей поверхности Земли, зависят от количества присутствующего в атмосфере водяного пара и пыли, а также от расстояния, которое проходят солнечные лучи через атмосферу Земли.

Рисунок 16 – Ослабление интенсивности солнечной радиации при прохождении через

атмосферу (величины даны весьма приближенно, и подразумевается, что они отражают типичные условия)