6.4. Біологічне значення основних частин спектру. Фотосинтетична активна радіація

Для біологічних процесів рослин найбільше значення має радіація з довжиною хвилі менше 4 мкм , що включає ультрафіолетову, фотосинтетичну активну і ближню інфрачервону.

Ультрафіолетова радіація сприяє диференціації клітин і тканин, затримує іх рост. Кількість ультрафіолетової радіації, що надходить до рослин на висотах близьких до рівня моря невелика. У високогірських районах (вище 4 км) енергія ультрафіолетових промінів у 2..3 р. більше, ніж над рівнем моря.

Інфрачервона радіація створює теплову дію. Вона поглинається водою, що міститься в рослинах, збільшуючи випарювання, яка відіграє суттєву роль і в їх енергетичному режимі. У високогірських районах енергія інфрачервоних промінів підвищується. Це значною мірою компенсує недостатню кількість тепла, що отримується тут рослинами від оточуючого повітря.

Фотосинтетично активна радіація . У процесі фотосинтезу використовуються не весь спектр сонячної радіації, а тільки його частина, що знаходиться в інтервалі довжини хвиль 0.38 ... 0.71 мкм. Вона називається фотосинтетично активною радіацією (ФАР). В процесі фотосинтезу на створення органічної речовини може використовуватись до 10% ФАР. ФАР є одним із найважливіших факторів продуктивності сільскогосподарських рослин.

Встановлено, що для фотосинтезу необхідна інтенсивність сонячної радіації, що перевищує певне значення. Це значення, що називається компенсаційною точкою , для багатьох рослин знаходиться в межах 20.9 ... 34.9 Вт/. Нижче вказаного значення розход органічної речовини на дихання буде більшим ніж утворення органічної речовини в процесі фотосинтезу.

При збільшенні інтенсивності ФАР від компенсаційної точки до 209.4 ... 279.2 Вт/продуктивність фотосинтезу збільшується. При подальшому підвищенні ФАР приріст фотосинтезу зменшується.

Для визначення приходу ФАР за даними прямої та розсіяної радіації Б.І. Гуляєвим, Х.Г. Тодмінгом запропоновано наступне рівняння:

= 0.43 + 0.57 .

де - сумарне надходження прямої радіації на горизонтальну поверхню , - сумарне надходження розсіяної радіації.

6.5 Радіаційний баланс і його складові

Сонячна радіація, що досягла поверхні Землі, частково відбивається від неї, частково поглинається Землею. Однак Земля не тільки поглинає радіацію, але й сама випромінює її в оточуючу атмосферу. Атмосфера, поглинаючи деяку частину сонячної радіації і більшу частину випромінювання земної поверхні, сама теж випромінює інфрачервону радіацію. Більша частина цього випромінювання атмосфери спрямована до земної поверхні. Вона називається зустрічним випромінюванням атмосфери.

Різниця між потоками променевої енергії, що надходять до діючого шару Землі і тими що відходять (відбиваються) від нього називається радіаційним балансом діяльного шару.

Радіаційний баланс складається із короткохвильової та довгохвильової радіації. Він включає в себе наступні елементи, що називаються складовими радіаційного балансу:

1. пряма радіація ;

2. розсіяна радіація D;

3. відбита радіація ;

4. довгохвильове випроміненя Землі ;

5. довгохвильове зустрічне випромінювання атмосфери ;

Пряма радіація. Інтенсивність прямої радіації залежить від висоти Сонця та прозорості атмосфери і збільшується із зростанням висоти пункту над рівнем моря. Хмари нижнього ярусу звичайно повністю або майже не пропускають пряму радіацію.

Добовий хід змін прямої сонячної радіації на протязі безхмарного дня являє собою одновершинну криву з максимумом у полудень. Влітку над сушею максимум може наступати до полудня через те, що до полудня збільшується запиленість атмосфери.

Річний хід прямої радіації найбільш різко виражено на полюсах, через те що взимку сонячна радіація тут взагалі відсутня, а влітку її приход досягає 907.4 Вт/. В середніх широтах максимум прямої радіації іноді спостерігається не влітку, а навесні, так як у літні місяці внаслідок збільшення вмісту водяної пари і пилу прозорість атмосфери зменшується.

Розсіяна радіація. Максимум розсіяної радіації звичайно менше, ніж максимум прямої, але може досягти 150...250 Вт/. Чим менше висота Сонця і більше забрудненність атмосфери, тим більша доля розсіяної радіації у потоці сумарної.

Хмари збільшують приход розсіяної радіації у декілька разів порівняно з ясним небом. Збільшує розсіяну радіацію і сніговий покрив, що відбиває до 70...90% прямої радіації, яка потім розсіюється у атмосфері.

Добовий і річний хід розсіяної радіації при ясному небі загалом відповідає ходу прямої радіації. Однак вранці розсіяна радіація з’являється вже до сходу Сонця, а ввечері вона ще надходить у період сутінок, тобто після заходу. У річному ході максимум розсіяної радіації спостерігається влітку.

Сумарна радіація Q - це сума розсіяної D і прямої радіації , що надходить на горизонтальну поверхню: Q = + D

Співвідношення між прямою і розсіяною радіацією у складі сумарної радіації залежить від висоти Сонця , хмарності і забруднення атмосфери.

Відбита радіація. Частина сумарної радіації, що надходить до діяльного шару Землі, відбивається від нього. Відношення відбитої частини до всієї, що надходить сумарної радіації Q називається відбитою здатністю, або альбедо А даної поверхні:

А = / Q

Альбедо звичайно виражають у процентах (при множенні цього відношення на 100).

Альбедо поверхні залежить від її кліру, вологості та інших властивостей.

Нижче в табл.1 наведено значення альбедо річних природніх поверхонь:

Таблиця 1

Альбедо річних природніх поверхонь (%)

Поверхня	Альбедо	Поверхня	Альбедо
Свіжий сухий сніг Забруднений сніг Морський льод Темні ґрунти Сухі глинисті ґрунти Сухі пісчані ґрунти	80...95 40..50 30...40 5...15 20...35 25...45	Поля житні і пшеничні Картопляні поля Бавовняні поля Луки Сухий степ Хвойні ліси Листвяні ліси	10...25 15...25 20...25 15...25 20...30 10...15 15...20

Альбедо водних поверхонь менше, ніж суші, оскільки сонячні промені, особливо при великій висоті Сонця, проникаючи в воду, значною мірою поглинаються і розсіюються в ній. Велике альбедо льоду та снігу обумовлює помірний хід весни у північних регіонах і зберігання багаторічних льодовиків у полярних областях.

Спостереження за альбедо суші, моря та хмарного покриву проводяться з штучних супутників Землі. Альбедо моря дозволяє розраховувати висоту хвиль, альбедо хмар характеризує їх потужність, а відмінності у альбедо різних ділянок суші дає уявлення про вкритість полів і про стан рослинного покриву.

Та частина сумарної радіації, яка поглинається земною поверхнею називається поглинутою радіацією.

Довгохвильове випромінювання Землі та атмосфери

Земне випромінювання декілька менше випромінювання абсолютно чорного тіла при тій же температурі і пропорційно четвертій ступені абсолютної температури (). Воно виражається рівнянням Стефана-Больцмана:

= ∆σ

де σ – відносна випромінююча здатність, що показує, яку долю випромінювання абсолютно чорного тіла (σ) складає випромінювання даної поверхні. Для різних поверхонь ця величина різна (табл. 2).

Таблиця 2

Випромінююча здатність різних поверхонь

Вид поверхні	∆	Вид поверхні	∆
Чорнозем Пісок Луки	0.87 0.89 0.94	Вода Сніг	0.96 0.995

Величина σ називається постійною Стефана-Больцмана. Вона дорівнює 5.67* Вт/(*).

Випромінювання земною поверхнею відбувається безперервно. Атмосфера, поглинаючи частину сонячної радіації і більшу частину випромінювання земної поверхні, сама випромінює довгохвильову радіацію. Біля 62...64% цього випромінювання спрямовано до земної поверхні і складає зустрічне випромінювання атмосфери .

Різниця ціх двох потоків, що характеризує втрату тепла діяльним шаром, називається ефективним випромінюванням . Воно виражається рівнянням

= - ∆

де ∆ - коефіцієнт поглинання поверхнею Землі зустрічного випромінювання атмосфери .

Ефективне випромінювання діяльного шару залежить від його температури, від вологості і прозорості повітря і від хмарності. З підвищенням температури поверхні підвищується, а з підвищенням температури і вологості повітря - зменьшується. Особливо впливають на ефективне випромінювання хмари, так як каплі хмар випромінюють май же так, як і діяльний шар землі. Якщо хмари цільні і температура їх близька до температури діяльного шару, то = і тоді =0.

Атмосфера сильно послаблює випромінювання земної поверхні, так як воно поглинається водяним паром і вуглекислим газом, що міститься в повітрі. Короткохвильову радіацію Сонця атмосфера значною мірою пропускає. Ця властивість атмосфери називається оранжерейним ефектом, оскільки атмосфера при цьому діє подібно склу у теплицях: добре пропускає сонячне проміння, що нагріває грунт і рослини, але погано випускає у зовнішній простір теплове випромінювання грунту що нагрівся. Розрахунки показують, що при відсутності атмосфери середня температура діяльного шару Землі була б на 38 С нижче звичайної і Землі була б вкрита льодом.

Рівняння радіаційного балансу. Розглянувши складові радіаційного балансу, представимо його у вигляді рівняння:

B = + D - - +

або B = Q - - .

В похмуру погоду при відсутності прямої радіації

B = D - - +

або B = D - - .

Вночі B = - = -

Якщо приход радіації більше розходу, то радіаційний баланс позитивний і діяльний шар Землі нагрівається. При негативному радіаційному балансі цей шар охолоджується. В теплий період року радіаційний баланс позитивний. Приблизно за 1...2 г. до заходу Сонця стає негативним, а вранці знов робиться позитивним середньому через 1г. після сходу Сонця. Хід радіаційного балансу вдень при ясному небі близький до ходу прямої радіації.