Видимість, закон ослаблення радіації, фактор каламутності
Розсіяння світла у атмосфері призводить до того, що віддалені предмети з відривом стають погано помітними як через їх зменшення у вигляді, а й унаслідок каламутності атмосфери. Відстань, на якій в атмосфері перестають відрізнятися контури предметів, називаєтьсядальність видимості, або простовидимість. Дальність видимості найчастіше визначають на око за певними, заздалегідь обраними об'єктами (темними на тлі неба), відстань до яких відома. У дуже чистому повітрі дальність видимості може сягати сотень кілометрів. У повітрі, що містить багато аерозольних домішок, дальність видимості може знижуватися до кількох кілометрів і навіть метрів. Так, при слабкому тумані дальність видимості становить 500-1000 м-коду, а при сильному тумані або піщаній бурі знижується до декількох метрів.
Поглинання та розсіювання призводить до суттєвого ослаблення потоку сонячної радіації, що проходить через атмосферу. Радіація послаблюється пропорційно самому потоку (за інших рівних умов, що більше потік, то більше втрата енергії) і кількості поглинаючих і розсіюючих частинок. Останнє залежить від довжини променевого шляху крізь атмосферу.
Енергетична освітленість ослабленої радіації S визначається за формулою Бугера
де So сонячна постійна, p - інтегральний коефіцієнт прозорості атмосфери, який показує, яка частка сонячної радіації доходить до землі при прямовисному падінні сонячних променів.
Для атмосфери, що не містить аерозольних домішок (ідеальної атмосфери), коефіцієнт прозорості р становить 0,90-0,95. У реальній атмосфері його значення коливаються від 0,6 до 0,85 (взимку дещо вище, влітку – нижче). Зі зростанням змістуводяної пари та домішок коефіцієнт прозорості зменшується. Зі збільшенням широти місцевості коефіцієнт прозорості збільшується у зв'язку із зменшенням тиску водяної пари та меншою запиленістю атмосфери.
Все ослаблення радіації в атмосфері можна розділити на дві частини: ослаблення постійними газами (ідеальною атмосферою) та ослаблення водяними парами та аерозольними домішками. Співвідношення цих процесів враховуєтьсяфактором каламутностіТ, який показує кількість ідеальних атмосфер, яку потрібно взяти, щоб отримати таке ж ослаблення радіації, яке справляє реальна атмосфера.
Географічні закономірності розподілу прямої та розсіяної радіації.
Сезонні відмінності приходу прямої радіації такі. У літній період найбільші значення прямої сонячної радіації спостерігаються під 30-40 0 широти літньої півкулі, до екватора та до полярних кіл значення прямої сонячної радіації зменшуються. До полюсів для літньої півкулі зменшення прямої сонячної радіації невеликі, у зимовому – вона стає рівною нулю. Навесні та восени максимальні значення прямої сонячної радіації спостерігаються на 10-20 0 весняної півкулі та 20-30 0 -осінньої. Тільки зимова частина приекваторіальної зони отримує максимальні для цього періоду значення прямої сонячної радіації.
З висотою над рівнем моря максимальні значення радіації зростають через зменшення оптичної товщини атмосфери: на кожні 100 метрів висоти величина радіації в тропосфері зростає на 0,007-0,14 кВт/м 2 . Максимальні значення радіації, зафіксовані у горах, становлять 1,19 кВт/м 2 .
Розсіяна радіація, що надходить на горизонтальну поверхню, також змінюється протягом дня: зростає до полудня та зменшується після полудня. Величина потоку розсіяноїрадіації загалом залежить від тривалості дня та висоти Сонця над горизонтом, а також прозорості атмосфери (зменшення прозорості призводить до збільшення розсіювання). Крім того, розсіяна радіація у дуже широких межах змінюється залежно від хмарності. Відбита хмарами радіація також розсіюється. Розсіюється і відбита снігом радіація, що підвищує її частку взимку. Розсіяна радіація при середній хмарності більш ніж удвічі перевищує її значення безхмарний день.
У Москві середнє полуденное значення розсіяної радіації влітку при ясному небі становить 0,15, а взимку за низького Сонця - 0,08 кВт/м 2 . При непохитній хмарності ці значення становлять влітку 0,28, а взимку 0,10 кВт/м 2 . В Арктиці за порівняно тонких хмар і сніжному покриві ці значення влітку можуть досягати 0,70 кВт/м 2 . Дуже великі значення розсіяної радіації в Антарктиді. Зі збільшенням висоти розсіяна радіація зменшується.
Розсіяна радіація може суттєво доповнювати пряму радіацію, особливо за низького Сонця. Внаслідок розсіяного світла вся атмосфера вдень є джерелом освітлення: вдень світло і там, куди сонячні промені безпосередньо не падають, і тоді, коли Сонце приховано хмарами. Розсіяна радіація збільшує як освітленість, а й нагрівання земної поверхні. Величини розсіяної радіації загалом менше, ніж прямий, але порядок величин той самий. У тропічних та середніх широтах величина розсіяної радіації становить від половини до двох третин значень прямої радіації. На 50-60 0 їх значення близькі, а ближче до полюсів розсіяна радіація переважає.
Сумарна радіація
Усю сонячну радіацію, яка приходить до земної поверхні, називають сумарною сонячною радіацією.
Q = S sin hc + D (34)
де S -енергетична освітленість прямої радіації, hc – висота Сонця, D – енергетична освітленість розсіяної радіації.
При безхмарному небі сумарна сонячна радіація має добовий перебіг з максимумом близько полудня та річний перебіг з максимумом влітку. Часткова хмарність, що не закриває диска Сонця, збільшує сумарну радіацію порівняно з безхмарним небом, повна хмарність, навпаки, зменшує її. У середньому ж хмарність зменшує радіацію. Тому влітку прихід сумарної радіації в дополудні години більше, ніж у післяполудні і в першу половину року більше, ніж у другу. Південні значення сумарної радіації у літні місяці під Москвою при безхмарному небі в середньому становлять 0,78, при відкритому Сонці та хмарах 0,80, при хмарності - 0,26 кВт/м 2 .
Розподіл значень сумарної радіації по земній кулі відхиляється від зональної, що пояснюється впливом прозорості атмосфери та хмарності. Максимальні річні значення сумарної радіації становлять 84 * 102 - 92 * 102 МДж / м 2 і спостерігаються в пустелях Північної Африки. Над областями приекваторіальних лісів із великою хмарністю значення сумарної радіації знижено до 42*10 2 – 50*10 2 МДж/м 2 . До вищих широт обох півкуль значення сумарної радіації зменшуються, становлячи під 60-ю паралеллю 25*10 2 – 33*10 2 МДж/м 2 . Але потім знову ростуть - мало над Арктикою і значно над Антарктидою, де в центральних частинах материка становлять 50 * 10 2 - 54 * 10 2 МДж / м 2 . Над океанами загалом значення сумарної радіації нижче, ніж відповідними широтами суші.