Под прямой солнечной радиацией, которую нередко называют просто солнечной радиацией, понимают радиацию, доходящую до места наблюдения в виде пучка па­раллельных лучей непосредственно от Солнца.

Потоки солнечной радиации на перпендикулярную лучам (I ) и горизонтальную (I` = I sin h ) поверхности зависят от следующих факторов: а) солнечной постоянной; б) расстояния между Землей и Солнцем (поток I 0 ) на верхней границе атмосферы в январе примерно на 3,5 % больше, а в июле на 3,5 % меньше, чем I * 0 ); в) физического состояния атмосферы над пунктом наблюдения (содержания поглощающих газов и твердых атмосферных примесей, наличия облаков и туманов); г) высоты Солнца.

В зависимости от указанных факторов потоки I к I ` изменяются в широких пре­делах. В каждом пункте они имеют отчетливо выраженный суточный и годовой ход (максимумы I и I ` течение суток наблюдаются в местный полдень). Хотя высота Солнца (от которой зависит т .) и оказывает большое влияние на потоки солнечной радиации, но не меньшее влияние оказывает и замутненность атмосферы. Это под­тверждают максимальные (из полуденных) значения потока I , которые когда-либо наблюдались в различных пунктах (табл. 6.3 и 6.4). Из приведенных в табл. 6.3 дан­ных следует, что несмотря на большое различие в широте станций и, следовательно, в максимальной высоте Солнца, различие I макс на них невелико. Более того, на о. Диксон значение I макс больше, чем в пунктах, расположенных южнее. Объясняет­ся это тем, что атмосфера в низких широтах содержит больше водяного пара и при­месей, чем в высоких.

6.5. Рассеянная радиация

Рассеянная радиация представляет собой солнечную радиацию, претерпевшую рассеяние в атмосфере. Количество рассеянной радиации, поступающей на единич­ную горизонтальную поверхность в единицу времени, носит название потока рассе­янной радиации; поток рассеянной радиации будем обозначать через i . Поскольку первоисточником рассеянной радиации служит прямая солнечная радиация, поток i должен зависеть от факторов, которые определяют I , а именно: а) высоты Солнца h (чем больше h , тем больше i ); б) прозрачности атмосферы (чем больше р , тем меньше i ; в) облачности.

6.6. Суммарная радиация

Потоком суммарной радиации Q называется сумма потоков прямой (I`) и рассе­янной (i ) солнечной радиации, поступающих на горизонтальную поверхность. Путем решения приближенных уравнений переноса радиации К. Я. Кондратьев и др. по­лучили следующую формулу для потока суммарной радиации при безоблачных усло­виях:

Здесь t - оптическая толщина для интегрального потока, которую, как показано О. А. Авасте, можно полагать равной t 0,55 - оптической толщине для монохромати­ческого потока с l = 0,55 мкм; e - множитель, принимающий при разных высотах Солнца следующие значения:

6.7. Альбедо

Альбедо, или отражательной способностью какой-либо поверхности, как уже указывалось, называют отношение потока отраженной данной поверхностью радиа­ции к потоку падающей радиации, выраженное в долях единицы или в процентах.

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

Земля получает от Солнца 1,36*10в24 кал тепла в год. По сравнению с этим количеством энергии остальной приход лучистой энергии на поверхность Земли ничтожно мал. Так, лучистая энергия звезд составляет одну стомиллионную долю солнечной энергии, космическое излучение - две миллиардные доли, внутреннее тепло Земли у ее поверхности равно одной пятитысячной доли солнечного тепла.
Излучение Солнца - солнечная радиация - является основным источником энергии почти всех процессов, происходящих в атмосфере, гидросфере и в верхних слоях литосферы.
За единицу измерения интенсивности солнечной радиации принимают количество калорий тепла, поглощенное 1 см2 абсолютно черной поверхности, перпендикулярной направлению солнечных лучей, за 1 минуту (кал/см2*мин).

Поток лучистой энергии Солнца, достигающий земной атмосферы, отличается большим постоянством. Его интенсивность называют солнечной постоянной (Io) и принимают в среднем равной 1,88 ккал/см2 мин.
Величина солнечной постоянной колеблется в зависимости от расстояния Земли от Солнца и от солнечной активности. Колебания ее в течение года составляют 3,4-3,5%.
Если бы солнечные лучи всюду падали на земную поверхность отвесно, то при отсутствии атмосферы и при солнечной постоянной 1,88 кал/см2*мин каждый квадратный сантиметр ее получал бы в год 1000 ккал. Благодаря тому что Земля шарообразна, это количество уменьшается в 4 раза, и 1 кв. см получает в среднем 250 ккал в год.
Количество солнечной радиации, получаемое поверхностью, зависит от угла падения лучей.
Максимальное количество радиации получает поверхность, перпендикулярная направлению солнечных лучей, потому что в этом случае вся энергия распределяется на площадку с сечением, равным сечению пучка лучей - а. При наклонном падении того же пучка лучей энергия распределяется на большую площадь (сечение в) и единица поверхности получает меньшее ее количество. Чем меньше угол падения лучей, тем меньше интенсивность солнечной радиации.
Зависимость интенсивности солнечной радиации от угла падения лучей выражается формулой:

I1 = I0 * sin h,

где I0 - интенсивность солнечной радиации при отвесном падении лучей. За пределами атмосферы - солнечная постоянная;
I1 - интенсивность солнечной радиации при падении солнечных лучей под углом h.
I1 во столько раз меньше I0, во сколько раз сечение а меньше сечения в.
На рисунке 27 видно, что a/b = sin А.
Угол падения солнечных лучей (высота Солнца) бывает равен 90° только на широтах от 23°27" с. до 23°27" ю. (т. е. между тропиками). На остальных широтах он всегда меньше 90° (табл. 8). Соответственно уменьшению угла падения лучей должна уменьшаться и интенсивность солнечной радиации, поступающей на поверхность на разных широтах. Так как в течение года и в течение суток высота Солнца не остается постоянной, количество солнечного тепла, получаемого поверхностью, непрерывно изменяется.

Количество солнечной радиации, полученное поверхностью, находится в прямой зависимости от продолжительности освещения ее солнечными лучами.

В экваториальной зоне вне атмосферы количество солнечного тепла в течение года не испытывает больших колебаний, тогда как в высоких широтах эти колебания очень велики (см. табл. 9). В зимний период различия в приходе солнечного тепла между высокими и низкими широтами особенно значительны. В летний период, в условиях непрерывного освещения, полярные районы получают максимальное на Земле количество солнечного тепла за сутки. В день летнего солнцестояния в северном полушарии оно на 36% превышает суточные суммы тепла на экваторе. Ho так как продолжительность дня на экваторе не 24 часа (как в это время на полюсе), а 12 часов, количество солнечной радиации на единицу времени на экваторе остается наибольшим. Летний максимум суточной суммы солнечного тепла, наблюдаемый около 40-50° широты, связан со сравнительно большой продолжительностью дня (большей, чем в это время на 10-20° широты) при значительной высоте Солнца. Различия в количестве тепла, получаемого экваториальными и полярными районами, летом меньше, чем зимой.
Южное полушарие летом получает больше тепла, чем северное, зимой - наоборот (влияет изменение расстояния Земли от Солнца). И если бы поверхность обоих полушарий была совершенно однородной, годовые амплитуды колебания температуры в южном полушарии были бы больше, чем в северном.
Солнечная радиация в атмосфере претерпевает количественные и качественные изменения.
Даже идеальная, сухая и чистая, атмосфера поглощает и рассеивает лучи, уменьшая интенсивность солнечной радиации. Ослабляющее влияние реальной атмосферы, содержащей водяные пары и твердые примеси, на солнечную радиацию значительно больше, чем идеальной. Атмосфера (кислород, озон, углекислый газ, пыль и водяной пар) поглощает главным образом ультрафиолетовые и инфракрасные лучи. Поглощенная атмосферой лучистая энергия Солнца переходит в другие виды энергии: тепловую, химическую и др. В общем поглощение ослабляет солнечную радиацию на 17-25%.
Молекулами газов атмосферы рассеиваются лучи с относительно короткими волнами - фиолетовые, синие. Именно этим объясняется голубой цвет неба. Примесями одинаково рассеиваются лучи с волнами различной длины. Поэтому при значительном их содержании небо приобретает белесоватый оттенок.
Благодаря рассеянию и отражению солнечных лучей атмосферой наблюдается дневное освещение в пасмурные дни, видны предметы в тени, возникает явление сумерек.
Чем длиннее путь луча в атмосфере, тем большую толщу ее он должен пройти и тем значительнее ослабляется солнечная радиация. Поэтому с поднятием влияние атмосферы на радиацию уменьшается. Длина пути солнечных лучей в атмосфере зависит от высоты Солнца. Если принять за единицу длину пути солнечного луча в атмосфере при высоте Солнца 90° (m), соотношение между высотой Солнца и длиной пути луча в атмосфере будет таким, как показано в табл. 10.

Общее ослабление радиации в атмосфере при любой высоте Солнца можно выразить формулой Буге: Im= I0*pm, где Im - измененная в атмосфере интенсивность солнечной радиации у земной поверхности; I0 - солнечная постоянная; m - путь луча в атмосфере; при высоте Солнца 90° он равен 1 (масса атмосферы), р - коэффициент прозрачности (дробное число, показывающее, какая доля радиации достигает поверхности при m=1).
При высоте Солнца 90°, при m=1, интенсивность солнечной радиации у земной поверхности I1 в р раз меньше, чем Io, т. е. I1=Io*p.
Если высота Солнца меньше 90°, то т всегда больше 1. Путь солнечного луча может состоять из кескольких отрезков, каждый из которых равен 1. Интенсивность солнечной радиации на границе между первым (aa1) и вторым (а1a2) отрезками I1 равна, очевидно, Io*р, интенсивность радиации после прохождения второго отрезка I2=I1*p=I0 р*р=I0 р2; I3=I0p3 к т. д.

Прозрачность атмосферы непостоянна и неодинакова в различных условиях. Отношение прозрачности реальной атмосферы к прозрачности идеальной атмосферы - фактор мутности - всегда больше единицы. Он зависит от содержания в воздухе водяного пара и пыли. С увеличением географической широты фактор мутности уменьшайся: на широтах от 0 до 20° с. ш. он равен в среднем 4,6, на широтах от 40 до 50° с. ш. - 3,5, на широтах от 50 до 60° с. ш. - 2,8 и на широтах от 60 до 80° с. ш. - 2,0. В умеренных широтах фактор мутности зимой меньше, чем летом, утром меньше, чем днем. С высотой он убывает. Чем больше фактор мутности, тем больше ослабление солнечной радиации.
Различают солнечную радиацию прямую, рассеянную и суммарную.
Часть солнечной радиации, которая проникает через атмосферу к земной поверхности, представляет собой прямую радиацию. Часть радиации, рассеивающаяся атмосферой, превращается в рассеянную радиацию. Вся солнечная радиация, поступающая на земную поверхность, прямая и рассеянная, называется суммарной радиацией.
Соотношение между прямой и рассеянной радиацией изменяется в значительных пределах в зависимости от облачности, запыленности атмосферы, а также от высоты Солнца. При ясном небе доля рассеянной радиации не превышает 0,1%, при облачном небе рассеянная радиация может быть больше прямой.
При малой высоте Солнца суммарная радиация почти полностью состоит из рассеянной. При высоте Солнца 50° и ясном небе доля рассеянной радиации не превышает 10-20%.
Карты средних годовых и месячных величин суммарной радиации позволяют заметить основные закономерности в ее географическом распределении. Годовые величины суммарной радиации распределяются в основном зонально. Наибольшее на Земле годовое количество суммарной радиации получает поверхность в тропических внутриконтинентальных пустынях (Восточная Сахара и центральная часть Аравии). Заметное снижение суммарной радиации на экваторе вызывается высокой влажностью воздуха и большой облачностью. В Арктике суммарная радиация составляет 60-70 ккал/см2 в год; в Антарктике вследствие частой повторяемости ясных дней и большей прозрачности атмосферы она несколько больше.

В июне наибольшие суммы радиации получает северное полушарие, и особенно внутриконтинентальные тропические и субтропические области. Суммы солнечной радиации, получаемые поверхностью в умеренных и полярных широтах северного полушария, отличаются мало вследствие главным образом большой продолжительности дня в полярных районах. Зональность в распределении суммарной радиации над. континентами в северном полушарии и в тропических широтах южного полушария почти не выражена. Лучше проявляется она в северном полушарии над Океаном и ясно выражена во внетропических широтах южного полушария. У южного полярного круга величина суммарной солнечной радиации приближается к 0.
В декабре наибольшие суммы радиации поступают в южное полушарие. Высоко лежащая ледяная поверхность Антарктиды при большой прозрачности воздуха получает значительно больше суммарной радиации, чем поверхность Арктики в июне. Много тепла в пустынях (Калахари, Большая Австралийская), но вследствие большей океаничности южного полушария (влияние высокой влажности воздуха и облачности) суммы его здесь несколько меньше, чем в июне в тех же широтах северного полушария. В экваториальных и тропических широтах северного полушария суммарная радиация изменяется сравнительно мало, и зональность в ее распределении выражена четко только к северу от северного тропика. С увеличением широты суммарная радиация довольно быстро уменьшается, ее нулевая изолиния проходит несколько севернее северного полярного круга.
Суммарная солнечная радиация, попадая на поверхность Земли, частично отражается обратно в атмосферу. Отношение количества радиации, отраженной от поверхности, к количеству радиации, падающей на эту поверхность, называется альбедо . Альбедо характеризует отражательную способность поверхности.
Альбедо земной поверхности зависит от ее состояния и свойств: цвета, влажности, шероховатости и пр. Наибольшей отражательной способностью обладает свежевыпавший снег (85-95%). Спокойная водная поверхность при отвесном падении на нее солнечных лучей отражает всего 2-5%, а при низком стоянии Солнца - почти все падающие на нее лучи (90%). Альбедо сухого чернозема - 14%, влажного - 8, леса - 10-20, луговой растительности - 18-30, поверхности песчаной пустыни - 29-35, поверхности морского льда - 30-40%.
Большое альбедо поверхности льда, особенно покрытого свежевыпавшим снегом (до 95%), - причина низких температур в полярных районах в летний период, когда приход солнечной радиации там значителен.
Излучение земной поверхности и атмосферы. Всякое тело, обладающее температурой выше абсолютного нуля (больше минус 273°), испускает лучистую энергию. Полная лучеиспускательная способность абсолютно черного тела пропорциональна четвертой степени его абсолютной температуры (T):
Е = s*Т4 ккал/см2 в мин (закон Стефана - Больцмана), где s - постоянный коэффициент.
Чем выше температура излучающего тела, тем короче длина волн испускаемых нм лучей. Раскаленное Солнце посылает в пространство коротковолновую радиацию . Земная поверхность, поглощая коротковолновую солнечную радиацию, нагревается и также становится источником излучения (земной радиации). Ho так как температура земной поверхности не превышает нескольких десятков градусов, ее излучение длинноволновое, невидимое.
Земная радиация в значительной степени задерживается атмосферой (водяным паром, углекислым газом, озоном), но лучи с длиной волны 9-12 мк свободно уходят за пределы атмосферы, и поэтому Земля теряет часть тепла.
Атмосфера, поглощая часть проходящей через нее солнечной радиации и больше половины земной, сама излучает энергию и в мировое пространство, и к земной поверхности. Атмосферное излучение, направленное к земной поверхности навстречу земному, называется встречным излучением. Это излучение, как и земное, длинноволновое, невидимое.
В атмосфере встречаются два потока длинноволновой радиации - излучение поверхности Земли и излучение атмосферы. Разность между ними, определяющая фактическую потерю тепла земной поверхностью, называется эффективным излучением. Эффективное излучение тем больше, чем выше температура излучающей поверхности. Влажность воздуха уменьшает эффективное излучение, сильно снижают его облака.
Наибольшее значение годовых сумм эффективного излучения наблюдается в тропических пустынях - 80 ккал/см2 в год - благодаря высокой температуре поверхности, сухости воздуха и ясности неба. На экваторе, при большой влажности воздуха, эффективное излучение составляет всего около 30 ккал/см2 в год, причем величина его для суши и для Океана очень мало отличается. Наименьшее эффективное излучение в полярных районах. В умеренных широтах земная поверхность теряет примерно половину того количества тепла, которое она получает от поглощения суммарной радиации.
Способность атмосферы пропускать коротковолновое излучение Солнца (прямую и рассеянную радиацию) и задерживать длинноволновое излучение Земли называют оранжерейным (парниковым) эффектом. Благодаря оранжерейному эффекту средняя температура земной поверхности составляет +16°, при отсутствии атмосферы она была бы -22° (на 38° ниже).
Радиационный баланс (остаточная радиация). Земная поверхность одновременно получает радиацию и отдает ее. Приход радиации составляют суммарная солнечная радиация и встречное излучение атмосферы. Расход - отражение солнечных лучей от поверхности (альбедо) и собственное излучение земной поверхности. Разность между приходом и расходом радиации - радиационный баланс, или остаточная радиация. Величина радиационного баланса определяется уравнением

R = Q*(1-a) - I,

где Q - суммарная солнечная радиация, поступающая на единицу поверхности; a - альбедо (дробь); I - эффективное излучение.
Если приход больше расхода, радиационный баланс положительный, если приход меньше расхода, баланс отрицательный. Ночью на всех широтах радиационный баланс отрицательный, днем до полудня - положительный везде, кроме высоких широт зимой; после полудня - снова отрицательный. В среднем за сутки радиационный баланс может быть как положительным, так и отрицательным (табл. 11).


На карте годовых сумм радиационного баланса земной поверхности видно резкое изменение положения изолиний при переходе их с суши на Океан. Как правило, радиационный баланс поверхности Океана превышает радиационный баланс суши (влияние альбедо и эффективного излучения). Распределение радиационного баланса в общем зонально. На Океане в тропических широтах годовые величины радиационного баланса достигают 140 ккал/см2 (Аравийское море) и не превышают 30 ккал/см2 у границы плавучих льдов. Отклонения от зонального распределения радиационного баланса на Океане незначительны и вызываются распределением облачности.
На суше в экваториальных и тропических широтах годовые значения радиационного баланса изменяются от 60 до 90 ккал/см2 в зависимости от условий увлажнения. Наибольшие годовые суммы радиационного баланса отмечаются в тех районах, где альбедо и эффективное излучение сравнительно невелики (влажные тропические леса, саванны). Наименьшим их значение оказывается в очень влажных (большая облачность) и в очень сухих (большое эффективное излучение) районах. В умеренных и высоких широтах годовая величина радиационного баланса уменьшается с увеличением широты (влияние уменьшения суммарной радиации).
Годовые суммы радиационного баланса над центральными районами Антарктиды отрицательны (несколько калорий на 1 см2). В Арктике значения этих величин близки к нулю.
В июле радиационный баланс земной поверхности в значительной части южного полушария отрицательный. Линия нулевого баланса проходит между 40 и 50° ю. ш. Наивысшее значение величины радиационного баланса достигают на поверхности Океана в тропических широтах северного полушария и на поверхности некоторых внутренних морей, например Черного (14-16 ккал/см2 в мес.).
В январе линия нулевого баланса расположена между 40 и 50° с. ш. (над океанами она несколько поднимается к северу, над материками - спускается к югу). Значительная часть северного полушария имеет отрицательный радиационный баланс. Наибольшие величины радиационного баланса приурочены к тропическим широтам южного полушария.
В среднем за год радиационный баланс земной поверхности положителен. При этом температура поверхности не повышается, а остается приблизительно постоянной, что можно объяснить только непрерывным расходованием излишков тепла.
Радиационный баланс атмосферы складывается из поглощенной ею солнечной и земной радиации, с одной стороны, и атмосферного излучения - с другой. Он всегда отрицателен, так как атмосфера поглощает лишь незначительную часть солнечной радиации, а излучает почти столько же, сколько и поверхность.
Радиационный баланс поверхности и атмосферы вместе, как целого, для всей Земли за год равен в среднем нулю, но по широтам он может быть и положительным и отрицательным.
Следствием такого распределения радиационного баланса должен быть перенос тепла в направлении от экватора к полюсам.
Тепловой баланс. Радиационный баланс - важнейшая составляющая теплового баланса. Уравнение теплового баланса поверхности показывает, как преобразуется на земной поверхности поступающая энергия солнечной радиации:

где R - радиационный баланс; LE - затраты тепла на испарение (L - скрытая теплота парообразования, E - испарение);
P - турбулентный теплообмен между поверхностью и атмосферой;
А - теплообмен между поверхностью и нижележащими слоями почвогрунта или воды.
Радиационный баланс поверхности считается положительным, если радиация, поглощенная поверхностью, превышает потери тепла, и отрицательным, если она не восполняет их. Все остальные члены теплового баланса считаются положительными, если за их счет происходит потеря тепла поверхностью (если они соответствуют расходу тепла). Так как. все члены уравнения могут изменяться, тепловой баланс все время нарушается и снова восстанавливается.
Рассмотренное выше уравнение теплового баланса поверхности приближенное, так как в нем не учтены некоторые второстепенные, но в конкретных условиях приобретающие важное значение факторы, например выделение тепла при замерзании, его расход на таяние и др.
Тепловой баланс атмосферы складывается из радиационного баланса атмосферы Ra, тепла, поступающего от поверхности, Pа, тепла, выделяющегося в атмосфере при конденсации, LE, и горизонтального переноса тепла (адвекции) Aа. Радиационный баланс атмосферы всегда отрицателен. Приток тепла в результате конденсации влаги и величины турбулентного теплообмена - положительны. Адвекция тепла приводит в среднем за год к переносу его из низких широт в высокие: таким образом, она означает расход тепла в низких широтах и приход в высоких. В многолетнем выводе тепловой баланс атмосферы можно выразить уравнением Ra=Pa+LE.
Тепловой баланс поверхности и атмосферы вместе, как целого, в многолетнем среднем равен 0 (рис. 35).

За 100% принята величина солнечной радиации, поступающей к атмосфере за год (250 ккал/см2). Солнечная радиация, проникая в атмосферу, частично отражается от облаков и уходит обратно за пределы атмосферы - 38%, частично поглощается атмосферой - 14% и частично в виде прямой солнечной радиации достигает земной поверхности - 48%. Из 48%, дошедших до поверхности, 44% ею поглощаются, а 4% отражаются. Таким образом, альбедо Земли составляет 42% (38+4).
Поглощенная земной поверхностью радиация расходуется следующим образом: 20% теряются через эффективное излучение, 18% затрачиваются на испарение с поверхности, 6% - на нагревание воздуха при турбулентном теплообмене (итого 24%). Расход тепла поверхностью уравновешивает его приход. Тепло, полученное атмосферой (14% непосредственно от Солнца, 24% от земной поверхности), вместе с эффективным излучением Земли направляется в мировое пространство. Альбедо Земли (42%) и излучение (58%) уравновешивают поступление солнечной радиации к атмосфере.

Количество поступающей к земной поверхности прямой солнечной радиации (S) в условиях безоблачного неба зависит от высоты солнца и прозрачности . В таблице для трех широтных зон приведено распределении месячных сумм прямой радиации при безоблачном небе (возможных сумм) в виде осредненных значений для центральных месяцев сезонов и года.

Повышенный приход прямой радиации в Азиатской части обусловлен более высокой прозрачностью атмосферы в этом регионе. Высокие значения прямой радиации летом в северных районах России объясняются сочетанием высокой прозрачности атмосферы и большой продолжительностью дня

Снижает приход прямой радиации и может существенно изменить ее суточный и годовой ход. Однако при средних условиях облачности астрономический фактор является преобладающим и, следовательно, максимум прямой радиации наблюдается при наибольшей высоте солнца.

В большей части континентальных районов России в весенне-летние месяцы прямая радиация в дополуденные часы больше, чем в послеполуденные. Это связано с развитием конвективной облачности в послеполуденные часы и с уменьшением прозрачности атмосферы в это время суток по сравнению с утренними часами. Зимой соотношение до- и послеполуденных значений радиации обратное - дополуденные значения прямой радиации меньше в связи с утренним максимумом облачности и уменьшением ее во вторую половину дня. Разница между до- и послеполуденными значениями прямой радиации может достигать 25–35%.

В годовом ходе максимум прямой радиации приходится на июнь-июль за исключением районов Дальнего Востока, где происходит его смещение на май, а на юге Приморья в сентябре отмечается вторичный максимум.
Максимальная месячная сумма прямой радиации составляет на территории России 45–65% от возможной при безоблачном небе и даже на юге Европейской части она достигает лишь 70%. Минимальные значения отмечаются в декабре и январе.

Вклад прямой радиации в суммарный приход при действительных условиях облачности достигает максимума в летние месяцы и составляет в среднем 50–60%. Исключением является Приморский край, где наибольший вклад прямой радиации приходится на осенние и зимние месяцы.

Распределение прямой радиации при средних (действительных) условиях облачности по территории России в значительной степени зависит от . Это приводит к заметному нарушению зонального распределения радиации в отдельные месяцы. Особенно это проявляется в весенний период. Так, в апреле отмечается два максимума - один в южных районах

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.

Если бы атмосфера пропускала к поверхности земли все солнечные лучи, то климат любого пункта Земли зависел бы только от географической широты. Так и полагали в древности. Однако при прохождении солнечных лучей через земную атмосферу происходит, как мы уже видели, их ослабление вследствие одновременных процессов поглощения и рассеивания. Особенно много поглощают и рассеивают капли воды и кристаллы льда, из которых состоят облака.

Та часть солнечной радиации, которая поступает на поверхность земли после рассеяния ее атмосферой и облаками, называется рассеянной радиацией. Та часть солнечной радиации, которая проходит через атмосферу не рассеиваясь, называется прямой радиацией.

Радиация рассеивается не только облаками, но и при ясном небе - молекулами, газов и частицами пыли. Соотношение между прямой и рассеянной радиацией изменяется в широких пределах. Если при ясном небе и вертикальном падении солнечных лучей доля рассеянной радиации составляет 0,1% прямой, то

при пасмурном небе рассеянная радиация может быть больше прямой.

В тех частях земли, где преобладает ясная погода, например в Средней Азии, основным источником нагревания земной поверхности является прямая солнечная радиация. Там же, где преобладает облачная погода, как, например, на севере и северо-западе Европейской территории СССР, существенное значение приобретает рассеянная солнечная радиация. Бухта Тихая, расположенная на севере, получает рассеянной радиации почти в полтора раза больше, чем прямой (табл. 5). В Ташкенте, наоборот, рассеянная радиация составляет менее 1 / 3 прямой радиации. Прямая солнечная радиация в Якутске больше, чем в Ленинграде. Объясняется это тем, что в Ленинграде больше пасмурных дней и меньше прозрачность воздуха.

Альбедо земной поверхности. Земная поверхность обладает способностью отражать падающие на нее лучи. Количество поглощенной и отраженной радиации зависит от свойств поверхности земли. Отношение количества отраженной от поверхности тела лучистой энергии к количеству падающей лучистой энергии называется альбедо. Альбедо характеризует отражательную способность поверхности тела. Когда, например, говорят, что альбедо свежевыпавшего снега равно 80-85%, это означает, что 80-85% всей падающей на снежную поверхность радиации отражается от нее.

Альбедо снега и льда зависит от их чистоты. В промышленных городах в связи с осаждением на снег различных примесей, преимущественно копоти, альбедо меньше. Наоборот, в арктических областях альбедо снега иногда достигает 94%. Так как альбедо снега по сравнению с альбедо других видов поверхности земли наиболее высокое, то при снежном покрове прогревание земной поверхности происходит слабо. Альбедо травяной растительности и песка значительно меньше. Альбедо травяной растительности равно 26%, а песка 30%. Это означает, что трава поглощает 74% солнечной энергии, а пески - 70%. Поглощенная радиация идет на испарение, рост растений и нагревание.

Наибольшей поглощательной способностью обладает вода. Моря и океаны поглощают около 95% поступающей на их поверхность солнечной энергии, т. е. альбедо воды равно 5% (рис. 9). Правда, альбедо воды находится в зависимости от угла падения солнечных лучей (В. В. Шулейкин). При отвесном падении лучей от поверхности чистой воды отражается лишь 2% радиации, а при низком стоянии солнца - почти вся.