ині спектру є ряд смуг поглинання, викликаних наявністю в атмосфері водяної пари. При різній висоті сонця і різній висоті пункту спостережень над земною поверхнею маса атмосфери, прохідна сонячним променем, неоднакова. Внаслідок цього різний і спектральний склад сонячної радіації. При зменшенні висоти сонця особливо сильно зменшується ультрафіолетова частина радіації, дещо менше - видима і лише < v: shape> незначно - інфрачервона.
Рис. 1. Розподіл енергії в сонячному спектрі.
а - на верхній межі атмосфери,
б - на земної поверхні при висоті сонця 35 В°,
в - на земної поверхні при висоті сонця 15 В°. /td>
У поглинанні довгохвильового радіації важливу роль відіграє водяна пара: чим більше в атмосфері водяної пари, тим менше прямої радіації доходить до Землі за інших рівних умов. Порівняння кривих а, б і в на рис. 1 показує, наскільки істотно атмосфера змінює первинний розподіл енергії в спектрі сонячної радіації. Розсіяння радіації в атмосфері відбувається головним чином молекулами атмосферних газів і аерозолями (порошинами, крапельками туману, хмар та ін.) Інтенсивність розсіювання залежить від кількості розсіюючих частинок в одиниці об'єму, від їх величини і природи, а також від довжин хвиль самої розсіюваною радіації. Нижче наведені значення коефіцієнта розсіювання в чистому і сухому повітрі при нормальному тиску для різних довжин хвиль [6, с. 109]
Таблиця 1
Коефіцієнти розсіювання в чистому і сухому повітрі при нормальному тиску
?, мкм
0,760
0,589
0,486
0,396
До В· 10 7
(червоні)
(жовті)
(блакитні) ...
