Закон ослабления потока прямой солнечной радиации атмосферой.
Поглощение и рассеяние значительно ослабля-
ют поток прямой солнечной радиации, проходящей через ат-
мосферу. Ослабление этой радиации пропорционально потоку
радиации, входящему в атмосферу, и количеству поглощаю-
щих и рассеивающих частиц на всем пути луча, проходящего
через атмосферу. Последнее зависит, в свою очередь, от дли-
ны пути лучей в атмосфере, от плотности воздуха и от содер-
жания в нем поглощающих и рассеивающих частиц. Количе-
ственная оценка ослабления потока прямой солнечной радиа-
ции атмосферой дается
законом Буге:
где Si — энергетическая освещенность прямой солнечной ра-
диацией плоскости, перпендикулярной лучам Солнца, у зем-
ной поверхности; So — солнечная постоянная; р — коэффи-
циент прозрачности; m — условная оптическая масса атмо-
сферы.
При отвесном падении лучей, когда высота Солнца (hо —
угол между горизонтальной поверхностью и направлением на
Солнце) составляет 90°, условная оптическая масса атмо-
сферы (m) принимается равной единице. По мере уменьше-
ния высоты Солнца, увеличивается путь лучей в атмосфере, а
также путь, проходимый лучами в нижних, наиболее плот-
ных ее слоях. Соответственно увеличивается и условная оп-
тическая масса атмосферы, равная при больших высотах
(hо > 30°) Солнца
При меньших высотах Солнца зависимость m от hо ус-
ложняется вследствие влияния кривизны атмосферы и реф-
ракции солнечных лучей. Значения оптической массы атмо-
сферы при различных высотах Солнца следующие:
Из приведенных данных следует, что оптическая масса
атмосферы мало изменяется при больших высотах Солнца (на
протяжении большей части дня). При малых же высотах на
восходе Солнца она быстро уменьшается, а на заходе — быст-
ро возрастает. Вследствие этого поток прямой солнечной ра-
диации быстро усиливается после восхода Солнца, сравни-
тельно мало меняется на протяжении дня и быстро ослабля-
ется вечером.
Коэффициент прозрачности р показывает, какая часть
потока солнечной радиации достигает земной поверхности
при положении Солнца в зените, когда солнечные лучи про-
ходят одну оптическую массу атмосферы. Значение его может
меняться в довольно больших пределах в зависимости от со-
держания в воздухе поглощающих газов, главным образом
водяного пара и аэрозолей. В реальной атмосфере коэффици-
ент прозрачности колеблется от 0,5 до 0,9. Меньшие значе-
ния его наблюдаются летом и в низких широтах, большие —
зимой и в высоких широтах, так как в последнем случае
воздух содержит меньше водяного пара и менее замутнен
аэрозолями.С увеличением широты коэффициент прозрачности возрастает в связи с убыванием давления водяного пара и меньшей запыленностью атмосферы в высоких широтах.
С увеличением m существенно изменяется спектральный
состав потока прямой солнечной радиации, приходящей к
земной поверхности, а именно в спектре ее возрастает относи-
тельное содержание более длинных волн (в видимой облас-
ти — желтых, оранжевых и красных), так как они рассеива-
ются меньше, чем короткие, и максимум энергии в спектре
смещается на все более длинные волны. Вследствие этого
изменяется цвет видимого диска Солнца по мере уменьшения
его высоты над горизонтом с ярко-белого на желтый, оранже-
вый и красный.