2. Екологічне значення основних частин спектра

Для фізіологічних процесів, які обумовлюють життєдіяльність рослин, найбільше значення має короткохвильова радіація з довжиною хвилі менше 4 мкм. Діапазон короткохвильової сонячної радіації поділяють по біологічні дії на рослини на ультрафіолетову, фотосинтетично активну та ближню інфрачервону.

Ультрафіолетова радіація, яка доходить до земної поверхні, із зменшенням висоти Сонця зменшується. В високогірських районах, на висоті більше 4 км, кількість цієї радіації більше в два-три рази, порівняно з рівнем моря. Ультрафіолетова радіація в основному діє на ростові процеси, призупиняючи їх. Вплив цієї частини радіації на швидкість розвитку вивчено ще недостатньо. В основному цей вплив проявляється в прискорені проходження етапів формування репродуктивних органів.

З частиною видимої радіації майже співпадає так звана фізіологічно активна радіація (0,35-0,75 мкм), енергія якої поглинається пігментами листа і має дуже важливе регуляторно-енергетичне значення в житті рослин. В межах цієї ділянки спектра виділяється область фотосинтетично активної радіації (ФАР) з довжиною хвилі 0,38-0.71 мкм.

В процесі фотосинтезу використовується не весь спектр сонячної радіації, а тільки його частина, яка знаходиться в інтервалі 0,38-0,71 мкм. Із радіації, яка поглинається, в дані частині спектра, до 28% використовується в процесі фотосинтезу для створення різноманітних органічних речовин. Вірна уява про ФАР, облік її розпреділення по території і в часі має велике значення для отримання високих врожаїв тому , що ФАР – найважливіший фактор продуктивності сільського господарства. Встановлено, що для накопичення певної кількості органічної речовини рослин, необхідна інтенсивність сонячної радіації, яка перевищує певне значення. Це значення називають компенсаційною точкою. Для сільськогосподарських культур на території України ця величина в межах ФАР дорівнює 20-35 ВТ/м². На значення компенсаційної точки впливає вік рослини. Якщо освітленість нижча за цю величину, то ріст та розвиток буде незначний (витрати органічної речовини на дихання перевищують утворення органічної речовини під час фотосинтезу). Деколи в густих посівах або в теплицях в похмурі дні інтенсивність ФАР є недостатньою, це призводить до ослаблення процесу фотосинтезу та відповідно до зменшення продуктивності посівів. Коли ж світловий потік потрібної довжини хвиль більший за компенсаційну точку, то інтенсивність фотосинтезу буде зростатиме. Проте слід пам’ятати, що приріст органічної маси збільшуватиметься тільки в межах освітленості 200-280 Вт/м². При більший освітленості приросту не буде.

Значення ближньої інфрачервоної радіації, яка активно поглинається водою листя та стебел рослин, складається в тепловому ефекті, що впливає на ріст та розвиток рослин.

Інфрачервона радіація з довжиною хвилі більше 4 мкм дає лише теплову дію на рослини. ЇЇ вплив на ріст та розвиток рослин не суттєве. В високогірських районах енергія інфрачервоних променів росте. Це значно компенсує недостатню кількість тепла, яке тут отримують рослини з оточуючого повітря. Частина інфрачервоної радіації збільшується із зменшенням висоти Сонця. Із збільшенням вологості повітря інтенсивність інфрачервоних променів зменшується в зв’язку з поглинанням їх водяною парою.

3. Зміни сонячної радіації при проходженні крізь атмосферу

Не вся радіація, що випромінюється Сонцем у напрямі до Землі, доходить до неї. Частина цієї радіації поглинається аерозолями та газами атмосфери, при цьому у поверхні Землі змінюється її спектральний склад. До поверхні Землі не доходить ультрафіолетове випромінювання с довжиною хвилі менше 0,29 мкм. Воно повністю поглинається в верхніх шарах атмосфери. В видимі частині спектра найбільш розсіюються проміні з найкоротшою довжиною хвилі – сині та фіолетові – і менше проміні з більшою довжиною – червоні та оранжеві. Інфрачервона частина спектра також має ділянки із зменшеною енергією, пов’язаних з поглинанням її водяною парою та вуглекислим газом. Чим більше в атмосфері є водяної пари та вуглекислого газу, тим менше, при інших рівних умовах, прямої радіації доходить до земної поверхні.

При різні висоті Сонця шлях променя в атмосфері різний. Чим нижче відносно горизонту розташовано Сонце, тим більший шлях в атмосфері проходить сонячний промінь. Коли Сонце знаходиться в зениті (90⁰), шлях сонячного випромінювання найкоротший. Якщо масу атмосфери прийняти за одиницю при падінні променів під прямим кутом, то коли сонячні промені будуть падати на Землю під гострим кутом маса атмосфери буде змінюватись.

При низькому положенні сонця над горизонтом сонячні промені проходять шлях набагато більший, чим при високому положенні (табл. 8).

Таблиця 8.

Довжина шляху променя сонця L (в відносних одиницях) в атмосфері при різні висоті сонця над горизонтом, h_Θ

hΘ	90	60	30	15	5	3	1	0
L	1,00	1,15	2,00	3,82	10,40	15,36	26,96	≈35

Так, коли промені падають під кутом 30⁰, то вони долають фактично подвійну масу атмосфери. При положенні Сонця на самому горизонті довжина шляху променів зростає в 35 разів. Ці розрахунки добуто в результаті теоретичних досліджень французького фізика П.С. Лапласа. Від довжини шляху променів залежить їх розсіювання, чим довший шлях проходження променів в атмосфері (чим менша висота стояння Сонця), тим більше розсіюється кількість коротких (синіх, фіолетових та голубих) і зростає кількість довгих (червоних, оранжевих) хвиль, які дійшли до підстилаючої поверхні Тому Сонце при горизонті здається червонуватим. Чим менша довжина променів, тим сильніше вони розсіюються, наприклад фіолетові промені мають довжину в 1,9 рази менше ніж червоні і розсіюються в 14 разів сильніше. Однак, хоча довжина хвиль фіолетових променів коротша довжини синіх та голубих, в розсіяному сонячному світлі переважають голубі та сині промені тому, що їх енергія до розсіювання значно більша ніж фіолетових. Цим пояснюється голубий колір безхмарного неба при спостережені з земної поверхні.

Розсіюванням сонячної радіації пояснюється явище сутінок . Після заходу Сонця верхні шари атмосфери, все ще освітлені сонячними променями, розсіюють їх частину і частина цієї розсіяної радіації доходить до земної поверхні, обумовлюючи сутінкову освітленість. Тривалість сутінок залежить від географічної широти та пори року. На екваторі тривалість сутінок складає 20-25 хвилин, із збільшенням географічної широти вона збільшується , а північніше 60⁰п.ш. сутінки в середині літа продовжуються всю ніч (“білі ночі”).

Розсіювання радіації аерозолем з розмірами частинок більше довжини світлової хвилі менше залежить від цієї довжини. Частинки, радіус яких більше 10^-3 мм (краплини туману та хмар) однаково розсіюють всі хвилі видимої частини спектра. Тому хмари та туман мають біле забарвлення.

Повітря прозоріше, коли на шляху сонячного випромінювання знаходиться менше аерозолів і водяної пари, які поглинають та розсіюють радіацію. Для характеристики прозорості повітря використовують коефіцієнт прозорості. Він показує, яка частка тих променів, що прийшли до верхньої межі атмосфери, доходить до земної поверхні у вигляді прямої радіації при положенні Сонця в зеніті. Для “ідеальної” атмосфери, в які немає водяного пара та аерозолів , коефіцієнт прозорості буде дорівнювати 0,9. В реальних умовах коефіцієнт прозорості у середньому коливається від 0,60 до 0,85. Однак навіть при однаковому стані атмосфери (однакова забрудненість та значення m коефіцієнт прозорості різний для хвиль різної довжини. ( при довжині хвилі 0,30 мкм р=0,36, а при 0,70 мкм р=0,97, для коротких променів коефіцієнт прозорості менший. Тому із збільшенням маси атмосфери відносне послаблення променів в червоні частині спектра стає менше ніж в синьо-фіолетові.

Приведенні данні показують, що зміна спектрального складу прямої радіації в атмосфері обумовлена зміною висоти Сонця впродовж дня та року та станом повітря (прозорість). Таким чином, послаблення прямої сонячної радіації обумовлюється двома факторами: довжиною шляху сонячного променя в атмосфері, яка характеризується масою m атмосфери та концентрацією ослаблюючих частинок на шляху променя, яка визначає прозорість атмосфери.

В помірних широтах при висоті Сонця 30-50⁰ в полудень інтенсивність прямої радіації, яка приходить на земну поверхню, в залежності від прозорості повітря коливається від 700-850 Вт/м². В середньому приймають, що за рахунок поглинання сонячної радіації її послаблення в безхмарні атмосфері складає 20-25%, приблизно 75-80% сонячної радіації, яка поступила до верхнього шару атмосфери , доходить до земної поверхні. При суцільні щільні хмарності нижнього шару до земної поверхні доходить тільки розсіяна радіація в кількості 5-15% від можливої сумарної радіації, яка доходить при безхмарному небі.

Мал. 6. Розподіл сонячної сталої.

3. Тривалість дня та її сезонна зміна. Тривалість сонячного сяйва

Тривалість дня, а точніше світлової частини доби, - змінна величина і залежить від пори року та географічної широти місцевості (обертання Сонця навколо Землі та Землі навколо своєї орбіти). На екваторі вона залишається майже сталою – 12 год. 30 хв. При віддаленні від екватора амплітуда тривалості дня змінюється, і чим ближче до полюсів, тим більшою вона стає. На середніх широтах, наприклад у Києві, тривалість світлового періоду за добу коливається в межах 7 – 17 годин. Рівнодення тут настає 23 вересня та 21 березня. Максимальна тривалість дня на території України – 22 червня, мінімальна –22-26 грудня. При визначенні тривалості світлової частини доби (астрономічної довжини дня) не враховують перехідний період від заходу Сонця до настання нічної темряви (сутінки) та ранковий перехідний період від закінчення темряви до сходу Сонця (світанок).

Тривалістю сонячного сяйва називають час, коли земна поверхня освітлюється прямими сонячними променями. Виражають її в годинах або в відсотках до тривалості світлової частини доби. Зміни тривалості сонячного сяйва значні, як на протязі року, так і по території. На території України тривалість годин сонячного сяйва збільшується з північного заходу до південного сходу. Найбільше за рік число годин сонячного сяйва спостерігається в тропічних пустелях, а найменше – на західному узбережжі Ірландії та Норвегії. Тривалість сонячного сяйва має велике значення для продуктивності сільськогосподарських культур та якості продукції (цукристість, вміст олії, білків).

Сонячне світло обумовлює теплову дію та світловий ефект – освітленість, яку вимірюють в люксах (лк) або в СІ прийнято канделу (кд). Освітленість пропорційна інтенсивності сонячної радіації , але при рівних умовах збільшується, із збільшенням відбитої радіації (інтенсивність сонячної радіації, відбитої від поверхні снігу, в декілька разів більша, ніж відбита від грунту, що обумовлює високу освітленість над снігом, яка може викликати тимчасову втрату зору (снігова сліпота).

Ритм сонячної радіації (зміна світової та темної частин доби) є найбільш стабільним фактором, який повторюється з року в рік. В результаті багаторічних досліджень фізіологи встановили залежність росту та розвитку рослин від тривалості дня. Рослини класифікують по реакції на тривалість дня (фотоперіодична реакція) на нейтральні, рослини короткого дня та рослини довгого дня. Також рослини поділяють: на тіньовитривалі та світлолюбні.

Мал. 7. Радіаційний потенціал України.

3. Радіаційний баланс та його складові

Сонячна радіація, яка досягла земної поверхні, частково відбивається від неї, а частково поглинається нею. Крім цього Земля не тільки поглинає радіацію, але й сама випромінює довгохвильову радіацію в оточуючу атмосферу. Атмосфера, поглинаючи деяку частину сонячної радіації і більшу частину випромінювання земної поверхні, сама також випромінює довгохвильову радіацію. Більша частина цього випр. омінювання направлена до земної поверхні і називається зустрічним випромінюванням атмосфери.

Різниця між кількістю сонячної радіації, яка досягає земної поверхні, і тією, що випромінюється Землею називають радіаційним балансом підстилаючої поверхні.

Мал. 8. Радіаційний баланс підстилаючої поверхні

Радіаційний баланс складається з короткохвильової та довгохвильової радіації та включає в себе слідуючі складові: пряма радіація - S; розсіяна радіація – D, відбита радіація – R_к; випромінювання земної поверхні – E_з; зустрічне випромінювання атмосфери - Е _а.

Пряма сонячна радіація - це випромінювання, яке надходить на земну поверхню від Сонця у вигляді паралельних променів і залежить від висоти стояння Сонця і прозорості атмосфери та збільшується із збільшенням висоти над рівнем моря (зменшення кількості пилу, мінеральних речовин, водяної пари). Хмари нижнього ярусу майже не пропускають пряму сонячну радіацію, і навпаки прозорі хмари верхнього ярусу пропускають велику кількість прямої радіації. Надходження прямої сонячної радіації в безхмарну погоду починається зі сходом Сонця, швидко зростає і досягає максимального значення опівдні; із схиленням Сонця поступово падає і припиняється при його заході.

Найбільшої інтенсивності пряма сонячна радіація набуває навесні, а не влітку, коли Сонце досягає апогею. Причина такого явища зниження прозорості атмосфери (збільшення кількості водяної пари у хмарах, забруднення та запилення атмосфери).

Довжина хвиль прямої радіації лежить в інтервалі 0,29-24,0 мкм. Майже половина її енергії приходиться на ФАР.

За оптимальних умов інтенсивність прямої сонячної радіації наближається до максимуму – 1377 Вт/м² - сонячної сталої – це кількість теплоти, що поглинається перпендикулярною до сонячного випромінювання поверхнею 1 см² за хвилину.

Надходження сонячного випромінювання на горизонтальну поверхню не під прямим , а гострим кутом називається інсоляцією. Її визначають за формулою:

S/ = S ∙ sin h

S – пряма сонячна радіація;

h – висота сонця над горизонтом.

Різниця між прямою сонячною радіацією та інсоляцією особливо велика зимою, коли висота сонця найменша.

Розсіяна радіація – утворюється при розсіюванні сонячного випромінювання атмосферним повітрям і хмарами. Вона з’являється за деякий час до сходу сонця і досягає максимуму опівдні і деякий час зберігається у сутінках. У річному ході максимум розсіяної радіації приходиться на липень. Інтенсивність розсіяного випромінювання залежить від висоти сонця над горизонтом, хмарності, прозорості повітря, висоти місцевості над рівнем моря, наявності снігового покриву в зимовий період. Причому між розсіяною радіацією і такими факторами, як висота над рівнем моря та прозорість повітря існує обернено пропорційна залежність. А між розсіяно. Радіацією та висотою сонця і наявністю снігового покриву залежність прямо пропорційна. Хмарність збільшує кількість розсіяної радіації, хоча вона значною мірою залежить від висоти, щільності, виду хмар.

Сумарна радіація – це сума розсіяної та прямої радіації, яка падає під кутом на горизонтальну поверхню (інсоляція). Це основна складова радіаційного балансу.

Q = S/ + D

Співвідношення між розсіяною радіацією та інсоляцією залежить від висоти стояння Сонця, хмарності та прозорості атмосфери. Із збільшенням висоти сонця частина розсіяної радіації при безхмарному небі зменшується. Чим прозоріше атмосфера, тим менша частина розсіяної радіації. При суцільні щільні хмарності сумарна радіація повністю складається із розсіяної. Зимою , коли радіація відбивається від снігового покриву та проходить її вторинне розсіювання кількість розсіяної радіації в складі сумарної значно збільшується. Кількість сумарної радіації при наявності хмарності змінюється в великому діапазоні.

Відбита радіація – Частина сумарної радіації, яка доходить до підстилаючої поверхні Землі, відбивається від нього. Відношення відбитої частини радіації R_к, до всієї сумарної радіації Q називають альбедо:

A = Rr / Q.

Альбедо зазвичай виражають у відсотках.

Альбедо поверхні залежить від кольору, шорсткості, вологості, крутизни та експозиції схилу, наявності та типу рослинності. В таблиці 9 наведено альбедо різних природних поверхонь.

Таблиця 9.

Альбедо різних природних поверхонь

(за М.І. Будико і В.Л. Гаєвським).

Поверхня	Альбедо	Поверхня	Альбедо
Свіжий сухий сніг Сніг забруднений Лід морський Грунти темні Грунти сухі глинисті Грунти сухі піщані	80-95 40-50 30-40 5-15 20-35 25-45	Посіви жита і пшениці Посіви картоплі Луки Степ сухий Ліси хвойні Ліси листяні	10-25 15-25 15-25 20-30 10-15 15-20

Альбедо водної поверхні більше ніж альбедо суші, тому що сонячні промені поглинаються вологою і розсіюються в ній. Велике альбедо снігу та льоду обумовлює повільний хід весни в полярних районах та збереження там вічних льодів. Спостереження за альбедо проводять із штучних супутників. Альбедо моря дозволяє розрахувати висоту хвиль, альбедо хмар характеризує їх міцність та щільність, альбедо різних ділянок суші дозволяє аналізувати сніговий покрив та стан рослинної поверхні.

Альбедо в зимовий та літній періоди суттєво відрізняються.

Альбедо всіх поверхонь, а особливо водних, залежить від висоти Сонця: найменше альбедо буває в полуденні часи, найбільше ранком та ввечері, це пов’язано з тим, що при малі висоті Сонця в складі сумарної радіації збільшується частина розсіяної, яка більше, ніж пряма, відбивається від шорсткої поверхні.

Довгохвильове випромінювання Землі та атмосфери. На земній поверхні вночі температура знижується внаслідок випромінювання теплоти. Вдень ці витрати компенсуються сонячним випромінюванням з атмосфери.

Сонячна енергія підігріває атмосферу, яка поглинає значну частину сонячного випромінювання і, в свою чергу, випромінює довгохвильову радіацію як у світловий простір, так і на Землю. Випромінювання землею теплоти в нічні години навесні та восени може призвести до заморозків. Це явище періодично спостерігається на всій території України.

Припустивши, що вночі поверхня Землі випромінює теплоту, як чорне тіло, величину цього випромінювання Е_з можна визначити за рівнянням Стефана-Больцмана:

Ез = δ ∙ σ ∙ Т4

δ - випромінювальна здатність, тобто частина випромінювання абсолютно чорного тіла (σ ∙ Т⁴) від випромінювання досліджуваної поверхні.

Величина δ - стала Стефана-Больцмана, яка дорівнює 5,6710^-8 Вт/(м² ∙ К⁴) або 0,8110^-10 кал/(см² ∙ хв). В помірних широтах випромінювання атмосфери при безхмарному небі складає 0,4 - 0,5 кал/(см² ∙ хв), а при хмарності воно зростає на 20 – 30 %. Біля 62 – 64 % цього випромінювання направлено на до земної поверхні. Його надходження на земну поверхню складає зустрічне випромінювання атмосфери Е_а.

Різниця цих двох потоків характеризує втрату променистої енергії підстилаючою поверхнею. Цю різницю називають ефективним випромінюванням:

Еєф = Ез - Еа

Ефективне випромінювання підстилаючої поверхні залежить від її температури, від температури і вологості повітря, а також від хмарності. З підвищенням температури земної поверхні Е_еф збільшується, а з підвищенням температури і вологості повітря зменшується. Особливо впливають на ефективне випромінювання хмари тому що, краплини хмар випромінюють майже , як і підстилаюча поверхня табл. 11). Якщо хмари щільні і температура їх наближається до температури підстилаючої поверхні, то випромінювання землі майже дорівнює випромінюванню атмосфери ЕзЕ_а і тоді Е_еф наближується до 0. В середньому ефективне випромінювання вночі та вдень при ясному небі складає 0,10 - 0,20 кал/см² ∙ хв.

Таблиця 11.

Ефективні радіаційні втрати земної поверхні під хмарністю різних типів

Типи хмар	Ефективна довгохвильова випромінювальна здатність, Дж/см2 в хв.	Середня висота нижнього шару хмар
Шарувато-дощові	0,021 – 0,08	1,5
Висококупчасті	0,04 – 0,17	3
Перисті	0,42 – 0,54	6
Безхмарна атмосфера	0,50 –0,75	-
Прозора атмосфера	2,10	-

Добовий хід ефективного випромінювання характеризується максимумом в 12 - 14 годин, а мінімумом до сходу Сонця. Максимум сягає 0,30 - 0,40 кал/ см² ∙ хв. Річний хід ефективного випромінювання на територіях з континентальним кліматом характеризується максимумом в літні місяці, а мінімумом в зимові.

Рівняння радіаційного балансу – складається з прямої та розсіяної радіації, а також зустрічного випромінювання атмосфери.

B = S/ + D – Rk - E з – Eат

В – радіаційний баланс;

S^/ - пряма радіація, яка приходить на горизонтальну поверхню;

D - розсіяна радіація;

R_к - відбита радіація;

Е_з – теплове випромінювання Землі;

Е_ат – зустрічне випромінювання атмосфери.

Рівняння радіаційного балансу може бути записано:

B = Q – Rк – Eеф

Q - сумарна радіація;

E_еф - ефективне випромінювання.

В хмарну погоду при відсутності прямої радіації:

В = D – R - Ез + Еат

Або

B = D – Rк – Eеф

Вночі:

D = Eз – Eат = -Eеф

Якщо радіаційний баланс позитивний, то підстилаюча поверхня нагрівається, при від’ємному балансі цей шар остигає. Радіаційний баланс вдень буває позитивним, а вночі негативним.