Будова атмосфери

Атмосфера за своїми фізичними властивостями неоднорідна як у вертикальному, так і в горизонтальному напрямах. Змінюються усі параметри, що характеризують стан атмосфери: температура, тиск, густина повітря, газовий склад, особливо вологість, концентрація твердих та рідких аерозолей, швидкість вітру. Найбільшою мірою вони змінюються у вертикальному напрямі. Температура повітря, наприклад, на кожний кілометр висоти в середньому змінюється на 6,5 ⁰С у нижньому шарі атмосфери товщиною до 11 км, а в горизонтальному напрямі – на таку ж величину на відстані 500 – 600 км.

Тиск повітря зменшується з висотою. В залежності від того, який з параметрів атмосфери беруть за основу, запроваджується відповідний принцип поділу атмосфери на шари.

Розглядають п’ять принципів, на підставі яких атмосферу у вертикальному розрізі поділяють на шари: за розподілом температури повітря з висотою; за складом атмосферного повітря; за наявністю заряджених часток; за характером взаємодії атмосфери з поверхнею землі; за впливом атмосфери на апарати.

За зміною температури з висотою атмосферу поділяють на п’ять основних шарів: тропосферу, стратосферу, мезосферу, термосферу та екзосферу. Між ними розташовуються проміжні шари:

тропопауза, стратопауза, мезопауза, термопауза.

Тропосфера – нижній шар атмосфери від поверхні Землі до висоти 8 – 10 км (у полярних областях), або 17 - 18 км (над екватором). У помірних широтах середня висота тропосфери 10 — 12 км. Коливання верхньої границі тропосфери залежать від температури: узимку ця границя вища, улітку нижча; протягом доби коливання її можуть досягати декількох кілометрів.

Тропосфера містить більше 80% маси атмосфери. У ній знаходиться майже уся водяна пара атмосфери.

Тропосфера характеризується зниженням температури від земної поверхні до тропопаузи в середньому на 0,6° на кожні 100 м, безупинним перемішуванням повітря (конвекцією), утворенням хмар, випаденням опадів. У горизонтальному переносі переважають рухи з заходу на схід. У тропосфері формуються різні типи повітряних мас, виникають фронтальні розділи, розвиваються циклони, антициклони, інші процеси, що визначають погоду та клімат.

Нижній шар тропосфери, що примикає безпосередньо до земної поверхні, називають приземним шаром – висота якого складає кілька десятків метрів. Фізичні процеси в цьому шарі під впливом земної поверхні своєрідні. Тут особливо різко виражені зміни температури протягом доби і протягом року.

Тропопауза — перехідний шар від тропосфери до стратосфери. Висота тропопаузи і її температура змінюються в залежності від широти. Від екватора до полюсів тропопауза знижується. Чим вище тропопауза, тим нижче її температура. Виключення складають полярні райони, де тропопауза низька і холодна. Найнижча температура, зареєстрована в тропопаузі, —92 ° С.

Стратосфера розташовується над тропосферою до висоти 50 – 55 км. В стратосфері міститься майже 20% маси атмосфери. У нижній частині цього шару температура майже не міняється з висотою, а вище 35 км зростає, досягаючи у верхньої границі в середньому за рік 0 ° С.

Стратосфера відрізняється від тропосфери більшою розрідженістю повітря, майже повною відсутністю водяної пари, порівняно великим вмістом озону, що досягає максимальної концентрації на висоті 22—27 км. Температура на нижній границі стратосфери над екватором весь рік біля
—74° С, над полюсами вище. З висотою температура підвищується, досягаючи до стратопаузи +10° С.

Над екватором вона завжди вище, ніж над полюсами. Конвекція не розвинута. Висхідні рухи повітря, дуже характерні для тропосфери, у стратосфері вже майже не спостерігаються. Тому тут, як правило, не утворяться і хмари. На цій висоті спостерігаються тонкі — перламутрові — хмари, що складаються з кристаликів льоду і крапельок води.

Мезосфера знаходиться над стратосферою. Її верхня границя лежить на висоті 80 – 90 км. Мезосфера характеризується значним спадом температури з висотою: від 0°С на нижній границі до —75° С и нижче на висоті 75—80 км, де зниження температури змінюється її підвищенням. Улітку тут виникають тонкі, блискучі, сріблисті хмари, (що складаються, можливо, із дрібних скупчень космічного пилу).

У термосфері температура з висотою знову різко підвищується і на висоті 100 км переходить через 0°С, досягаючи на висоті 600 км +1500° С

Термосфера — сфера розрідженого іонізованого газу, тому її називають іоносферою.

На рух часток у термосфері впливає магнітне поле. З діяльністю Сонця пов'язане виникнення в термосфері полярних сяйв.

Екзосфера (або сфера розсіювання) - зовнішній надзвичайно розріджений шар атмосфери, що складається з найбільш легких атмосферних газів – водню і гелію — лише умовно обмежена зовнішня сфера, з якої гази можуть звітрюватися в міжпланетний простір. Вона ще мало вивчена. Дослідники припускають, що температура в екзосфері досягає 2000° С.

За складом повітря атмосфера розділяється на два шари: гомосферу та гетеросферу.

Гомосфера поширюється від земної поверхні до висоти 95 км. Вона характеризується тим, що відносний склад газів (азоту, кисню та аргону) та відносна молекулярна маса повітря практично не змінюються з висотою.

Гетеросфера поширюється в атмосфері вище 95 км, в ній поряд з молекулами кисню і азоту є і атоми цих газів. Концентрація атомарних кисню та азоту з висотою збільшується. Тому у гетеросфері відносна молекулярна маса з висотою зменшується.

Молекули повітря до висоти 50 – 60 км не несуть на собі зарядів. З цієї точки зору шар атмосфери від земної поверхні до позначеної висоти називають нейтральною атмосферою. Вище за рахунок поглинення квантів сонячної енергії кількість заряджених часток (іонів та електронів) швидко збільшується. Тому атмосферу вище 50 – 60 км називають іоносферою.

За взаємодією з підстильною поверхнею атмосферу умовно поділяють на 2 шари:

1 – граничний шар (шар тертя) – простирається від поверхні землі приблизно на 1,5 км. На характер руху повітря в ньому впливає земна поверхня та сили турбулентного тертя. Тут ярко виражені добові зміни температури, тиску, вологості повітря, інших метеопараметрів;

2 – вільна атмосфера – земна поверхня майже не впливає на характер руху повітря, добовий хід метеорологічних величин більш згладжений.

РАДІАЦІЙНИЙ РЕЖИМ в АТМОСФЕРІ

3.1. Вплив сонячної радіації на атмосферні процеси і біосферу.

3.2. Основні частини спектру і їхнє біологічне значення.

3.3. Вплив висоти Сонця на інтенсивність сонячної радіації в атмосфері.

3.4. Види потоків сонячної радіації в атмосфері.

3.5. Радіаційний баланс і його складові.

3.1. Вплив сонячної радіації на атмосферні процеси і біосферу

Сонячна радіація є основним джерелом енергії майже для всіх природних процесів, що відбуваються в атмосфері і на поверхні Землі, і одним з головних климатоутворюючих.

Сонячна енергія — джерело життя на Землі. Посередником, що зв'язує променисту енергію Сонця з життям людини, є зелена рослина, що перетворює в процесі фотосинтезу енергію Сонця в органічну речовину. Органічні речовини рослин є основою живлення всіх живих організмів, а також найважливішим джерелом енергії для людства (кам'яне вугілля, нафта, торф є продуктами фотосинтезу рослин у попередні епохи).

Сонячне світло — незамінний фактор життя рослин, і тварин. Тому живі організми чуйно реагують на зміну інтенсивності сонячної радіації і її спектрального складу, на тривалість дня.

Сонячна радіація впливає на хімічний склад рослин.

Опромінення сільськогосподарських тварин ультрафіолетовими променями в зимовий час успішно застосовується як у лікувальних цілях, так і для підвищення продуктивності.

3.2. Основні частини спектра і їхнє біологічне значення

Сонячна радіація складається з електромагнітних хвиль різної довжини. Довжину хвилі λ у СІ замість вимірюють у мікрометрах (1 мкм = 10^–3 мм) та нанометрах (1 нм = 10^–6 мм).

Розподіл променистої енергії за довжиною хвиль називається спектром. Розподіл променистої енергії за довжиною хвиль називається спектром. Спектр сонячного світла розділяється на інтервали:

1. гамма-промені λ<10^-5 мкм

2. рентгенівське випромінювання 10^-5≤λ≤10^-2 мкм

3. ультрафіолетові промені з 0,01≤λ≤0,39 мкм,

4. видимі промені 0,40<λ<0,75 мкм

5. інфрачервоні промені 0,76≤λ≤3000 мкм.

6. радіохвильове випромінювання λ>3000 мкм

- В біофізичному аспекті спектр радіації Сонця і неба поділяють на такі частини: ультрафіолетова радіація (довжина хвиль 0,29<l<0,38мкм) сприяє диференціації кліток і тканин, стримує їхній ріст, але прискорює проходження етапів формування репродуктивних органів у рослин. Кількість ультрафіолетової радіації, що надходить на висотах, близьких до рівня моря, невелика. У високогірних районах (вище 4 км) енергія ультрафіолетових променів у 2—3 рази більше, ніж на рівні моря.

- фотосинтетично активна радіація (ФАР). У процесі фотосинтезу використовується не весь спектр сонячної радіації, а тільки його частина, що знаходиться в інтервалі довжин хвиль 0,38<l<0,71 мкм. У процесі фотосинтезу на створення органічної речовини може використовуватися до 10% ФАР. ФАР є одним з найважливіших факторів продуктивності сільськогосподарських рослин;

- близька інфрачервона радіація (БІЧР) 0,71 <l< 4,0 мкм, споживається водою листя та стебел рослин і створює тепловий ефект.

- інфрачервона радіація (ІЧР) 4,0 <l< 100,0 мкм. Дія далекої інфрачервоної радіації на рослини дуже незначна. У високогірних районах енергія інфрачервоних променів зростає. Це значною мірою компенсує недостатню кількість тепла, що одержують тут рослини від навколишнього середовища.

Для біологічних процесів живих організмів і рослин найбільше значення має радіація з довжиною хвилі менше 4 мкм, що включає ультрафіолетову, фотосинтетично активну і ближню інфрачервону частини спектру.

3.3. Вплив висоти Сонця на інтенсивність сонячної радіації в атмосфері

Сонячна радіація, потрапляючи в атмосферу, перетерплює значні кількісні і якісні зміни: послабляється внаслідок поглинання і розсіювання атмосферними газами та аерозолями (при цьому змінюється також її спектральний склад).

Атмосфера поглинає взагалі 15—20% сонячної радіації, що надходить до Землі, головним чином інфрачервону. Поглинають радіацію більше за все водяна пара, аерозолі, озон. Промениста енергія Сонця, що поглинається атмосферою, переходить в інші її види: теплову, механічну і т.д.

Близько 25% сонячної радіації атмосфера розсіює. Молекули газів атмосфери розсіюють промені з короткими хвилями — фіолетові і сині. Домішки розсіюють хвилі різної довжини, а при діаметрі більше 1,2 мкм відбивають радіацію без зміни спектрального складу.

Чим довше шлях сонячних променів в атмосфері, тобто чим менше висота Сонця, тим більше розсіюється коротких хвиль (фіолетових, синіх, блакитних) і тем більше стає частка проходження довгих хвиль – обрій здається червонуватим.

Чим більше часточок водяної пари, що розсіюють і поглинають радіацію, зустрічаються на шляху променів, тим менш прозора атмосфера. Прозорість атмосфери характеризують коефіцієнтом прозорості р, який показує, яка частина сонячної радіації, що прийшла до верхньої границі атмосфери, доходить у вигляді прямої радіації до земної поверхні при положенні Сонця в зеніті. Коефіцієнт прозорості залежить від довжини шляху променів в атмосфері. Для реальної атмосфери коливання коефіцієнта прозорості в часі й у просторі пов'язано з фактором мутності.

Фактор мутності — відношення прозорості реальної атмосфери до прозорості ідеальної. Він визначається вмістом в атмосфері водяної пари і пилу і завжди більше одиниці.

Залежність інтенсивності сонячної радіації від кута падіння променів. Максимальну кількість радіації одержує поверхня, що перпендикулярна напрямку сонячних променів.

Чим менше кут падіння променів, тим менше інтенсивність сонячної радіації. Залежність інтенсивності сонячної радіації від кута падіння променів виражається формулою:

I₁=I₀Sinh

де I₀ — інтенсивність сонячної радіації при прямовісному падінні променів;

I₁ — інтенсивність сонячної радіації при падінні сонячних променів під кутом h.

Кількість сонячної радіації, що одержується поверхнею, знаходиться в прямій залежності від тривалості освітлення її сонячними променями.

У зимовий період розходження в приході сонячного тепла між високими і низькими широтами особливо значні.

3.4. Види потоків сонячної радіації

Потужність потоку сонячної радіації в Міжнародній системі одиниць СИ виражається у ватах на 1 м² (Вт/м²). У метеорології потужність потоку сонячної радіації звичайно виражали в калоріях на площу в 1 см² за 1 хв [кал/(см² · хв)].

В атмосфері спостерігаються три види потоків сонячної радіації: пряма, розсіяна і відбита.

Радіація, що надходить на Землю безпосередньо від сонячного диска у виді пучка рівнобіжних променів, називається прямою радіацією. Частина сонячної радіації, проходячи через атмосферу, розсіюється молекулами атмосферних газів і аерозолем. Вона створює розсіяну радіацію.

Пряма радіація, що приходить на горизонтальну поверхню, і розсіяна радіація, діючи спільно, складають сумарну радіацію. Частина сонячної радіації, що відбивається земною поверхнею, хмарами й ін., називається відбитою радіацією.

Розділ метеорології, що вивчає потоки променистої енергії в атмосфері, називається актинометрією.

3.5. Радіаційний баланс і його складові

Різниця між потоками променистої енергії, що надходить до тіла і йде від нього, називається радіаційним балансом тіла.

Радіаційний баланс змінюється в залежності від широти, періоду року, доби, погодних умов і т.д. Впливає на розподіл температури, процеси випару, утворення опадів, трансформацію повітряних мас.

Складові радіаційного балансу:

1) пряма радіація S';

2) розсіяна радіація D;

3) відбита радіація R_к;

4) довгохвильове випромінювання Землі Е₃;

5) довгохвильове зустрічне випромінювання атмосфери Е_а.

Пряма радіація S'. Інтенсивність прямої радіації залежить від висоти Сонця і прозорості атмосфери і зростає зі збільшенням висоти місця над рівнем моря. Хмари нижнього ярусу зазвичай майже не пропускають пряму радіацію.

Коливання надходження прямої радіації протягом безхмарного дня (добовий хід) виражено одновершинною кривою з максимумом опівдні.

Річний хід прямої радіації найбільш різко виражений на полюсах.

Розсіяна радіація D. Максимум розсіяної радіації звичайно менше, ніж максимум прямої. Чим менше висота Сонця і більше забруднення атмосфери, тим більше частка розсіяної радіації в потоці сумарної радіації. Хмари, що не закривають Сонця, збільшують прихід розсіяної радіації в кілька разів у порівнянні з ясним небом. Зі збільшенням висоти місця над рівнем моря розсіяна радіація при ясному небі зменшується.

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

Сумарна радіаціяQ – це сума розсіяної D і прямої радіації S', що падає на горизонтальну поверхню:

Q = S' + D

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

Відбита радіація. Відношення відбитої частини R_к до всієї сумарної радіації Q, що надходить до Земної поверхні, називається відбивною здатністю, або альбедоА даної поверхні:

A = Rk/Q

Альбедо зазвичай виражають у відсотках (при множенні цього співвідношення на 100).

Альбедо поверхні залежить від її кольору, шорсткості, вологості й інших властивостей.

Та частина сумарної радіації, що поглинається земною поверхнею, називається поглиненою радіацією (С).

Довгохвильове випромінювання Землі й атмосфери. Земля, поглинаючи короткохвильову радіацію, випромінює в навколишню атмосферу довгохвильову радіацію. Теплове земне випромінювання (Е₃) виражається рівнянням Стефана — Больцмана:

Е_з = δ σ Т⁴

де δ — відносна випромінювальна здатність, що показує, яку частку випромінювання абсолютно чорного тіла (σ Т⁴) складає випромінювання даної поверхні. Величина σ називається постійною Стефана— Больцмана. Вона дорівнює 5,67ּ10^-8 Вт/(м² · К⁴).

Випромінювання земної поверхні відбувається безупинно і залежить переважним чином від її температури. Атмосфера, поглинаючи частину сонячної радіації і велику частину випромінювання земної поверхні, сама випромінює довгохвильову радіацію. Частина випромінювання, що спрямована до земної поверхні складає зустрічне випромінювання атмосфери Е_а. Різниця цих двох потоків, що характеризує втрату тепла діяльним шаром, називається ефективним випромінюваннямЕ_еф. Воно виражається рівнянням:

Е_еф = Е_з – δ Е_а,

де δ — коефіцієнт поглинання поверхнею Землі зустрічного випромінювання атмосфери Е_а.

Ефективне випромінювання діяльного шару залежить від його температури, від вологості і прозорості повітря і від хмарності.

Атмосфера сильно послабляє випромінювання земної поверхні. Короткохвильову радіацію Сонця атмосфера в значній мірі пропускає. Ця властивість атмосфери називається оранжерейним ефектом.

Рівняння радіаційного балансу.

Радіаційний баланс земної поверхні дорівнює різниці поглиненої сонячної радіації і довгохвильового ефективного випромінювання:

B = S' + D – R_k – E₃ + E_a

або B = Q (1– А) – E_еф

де Q – сумарна короткохвильова радіація (сума прямої і розсіяної радіації);

А – альбедо (відбивна здатність поверхні для сумарної радіації);

E_еф – ефективне випромінювання, тобто різниця власного випромінювання земної поверхні і зустрічного випромінювання атмосфери (що поглинається поверхнею Землі).

Радіаційний баланс земної поверхні може бути як позитивним, так і негативним.

Якщо прихід радіації більше витрати, то радіаційний баланс позитивний і діяльний шар Землі нагрівається. При негативному радіаційному балансі цей шар охолоджується. Хід радіаційного балансу вдень при ясному небі близький до ходу прямої радіації.

Якщо прийняти надходження сонячної радіації на межу атмосфери за 100 одиниць, то в цілому для земної поверхні за тривалий час поглинена радіація приблизно складає +45 одиниць (+25 пряма, +20 розсіяна), ефективне випромінювання –15 одиниць (власне випромінювання –115, поглинене зустрічне випромінювання +100) та радіаційний баланс земної поверхні +30 одиниць. Ці 30 одиниць повертаються від земної поверхні в атмосферу нерадіаційним шляхом (теплотою).

Аналогічно визначається радіаційний баланс системи Земля – Атмосфера, тобто радіаційний баланс вертикального стовпа, що проходить через усю товщу атмосфери до земної поверхні. У цьому випадку одержимо

B_s = Q_s (1– А_s) – E_{еф s} або B_s = Q_s – R_ks – E_{еф s}

де Q_s – сонячна радіація, що приходить на верхню границю атмосфери;

А_s – альбедо системи; або R_ks – короткохвильове випромінювання системи;

E_{еф s} – довгохвильове випромінювання з зовнішньої границі атмосфери у світовий простір (“уходящее” випромінювання).

Для Землі в цілому радіаційний баланс близький до 0 й за багаторічний період істотно не відрізняється від 0.

Радіаційний баланс атмосфери це алгебраїчна сума потоків радіації, що поглинається і випромінюється атмосферою.

Радіаційний баланс атмосфери розраховують за різницею величин Вs і В:

B_а = Q_s (1– А_s) - Q (1– А) – (E_{еф s} – Е_еф)

Атмосфера поглинає набагато менше сонячної радіації, ніж випромінює, тобто радіаційний баланс атмосфери завжди від'ємний.

В цілому Земля як планета втрачає майже стільки радіаційної енергії, скільки одержує. Тому кажуть, що Земля перебуває у стані радіаційної рівноваги.

Вимірювання променистої енергії (актинометричні спостереження)

Для вимірювання енергетичної освітленості застосовуються актинометричні прилади різної конструкції. Всі вони поділяються на абсолютні та відносні.

Абсолютні прилади за устроєм та використанням досить складні. Їх застосовують переважно для перевірки відносних приладів. З відносних найбільше розповсюдження мають термоелектричні прилади, в конструкції яких використовується термоелектричний принцип, заснований на залежності сили термічного струму від різниці температури спаїв.

Приймачем термоелектричних приборів є термобатарея із спаїв двох металів (мал.1). Різниця температур спаїв утворюється в результаті їх різної поглинаючої здібності. В термоелектричному приймальнику (мал.1) спай 1 (чорний) покритий платиновою черню, а спай 2 (білий) – окисом магнію. В результаті неоднакового нагрівання спаїв утворюється різниця температур і в цепі виникає термострум, який вимірюється гальванометром. Так як різниця температур спаїв обумовлена радіацією, що поступає, то енергетична освітленість буде пропорційна силі термоелектричного струму: S=a·N

де N – відхилення стрілки гальванометра (діл.), а – перевідний множник (Вт/м²·діл).

Термоелектричні прибори завдяки простоті устрою, точності та малої інерції (15 – 40 с) мають широке розповсюдження для спостережень на метеорологічних станціях та в польових умовах.

Для вимірювання інтенсивності прямої сонячної радіації використовують актинометри, розсіяної та сумарної – піранометри, відбивальної здатності – альбедометри, радіаційного балансу – балансоміри.

При роботі з актинометричними приборами записують середній сонячний час (t_m) початку і кінця спостережень з точністю до 1 хв., розраховують середній сонячний час середини спостережень, відмічають хмарність, стан сонячного диску і атмосферні явища.

Підрахунки за гальванометром проводять з точністю до 0,1 ділення шкали гальванометра. Радіаційний баланс та його складові розраховують з точністю до 0,01 Вт/м².

Мал.1. Схема термоелектричного приймача		Мал.2. Актинометр
1 – чорний спай; 2 – білий спай; 3 – гальванометр

Для вимірювання прямої сонячної радіації найбільше розповсюджений термоелектричний актинометр (мал.2). Актинометр встановлюється за широтою місця спостережень. Приймальник орієнтують на сонце і протягом 1 хвилини (тричі з перервами у 10 – 15 секунд) фіксують показання гальванометра, потім розраховують середнє арифметичне значення. Для вираження прямої радіації S у Вт/м² показання гальванометра N помножують на перевідний множник а. Пряму радіацію на горизонтальну поверхню розраховують за формулою:

S’=S·Sinh (12)

Висоту сонця над горизонтом h та Sinh розраховують за формулами:

h = 90 – φ + δ (13а)

Sinh = Sinφ · Sinδ + Cosφ · Cosδ · Cosθ (13б)

де φ – географічна широта місцевості; δ – схил Сонця (див. Додаток 1);

θ – часовий кут сонця, що являє собою істинний сонячний час, що відраховується від полудня, виражений у градусах: θ = 15^о (t_іст –12 годин)

Для вимірювання розсіяної та сумарної радіації використовують піранометр (мал.3)

Мал.3. Піранометр		Мал.4. Геліограф
1 – установочні гвинти; 2 – рівень, 3, 10 – гвинти; 4 – стійка; 5 – термобатарея; 6 – корпус; 7 – скляний ковпак; 8 – стрижень; 9 – трубка; 11 – пружина; 12 – тринога.		1 – стрічки, 2 – стійки; 3 – шкала широт; 4, 12 – штифти; 5 – чашка; 6 – дугоподібний утримувач; 10 – скляний шар, 13 – диск, 17 – вказівник; 18 – чугунна основа.

Приймальною частиною піранометру є квадратна термобатарея, що складається з послідовно спаяних манганинових та константанових смужок. Зі зовнішньої сторони поверхня термобатареї зафарбована чорними та білими ділянками, які чергуються у шаховому порядку. Зверху корпус захищений скляним напівсферичним ковпаком для захисту термобатареї від вітру та опадів. Для затінення голівки піранометра від прямих сонячних променів служить тіньовий екран, діаметр якого дорівнює діаметру скляного ковпачка. При затіненні приймача піранометра тіньовим екраном вимірюють розсіяну радіацію (D), а без затінення – сумарну радіацію (Q).

За даними піранометра можна розраховувати і енергетичну освітленість:

S’=Q – D

Отримані данні дозволяють також розрахувати ФАР за формулою (11).

Для вимірювання відбитої радіації застосовують альбедометр. У похідних умовах цим прибором вимірюють також сумарну та розсіяну радіацію. Принцип устрою альбедометру такий самий, що й у піранометра, але якщо піранометр може мати лише одне положення (приймальна частина – голівка піранометра – направлена лише вверх для вимірювання над ходячої короткохвильової радіації), то альбедометр може бути повернутий на 180^о вниз – для вимірювання відбитої короткохвильової радіації.

Для реєстрації тривалості сонячного сяйва, тобто проміжків часу, на протязі якого сонячний диск не був затінений хмарами, служить геліограф (мал.4). Принцип його дії заснований на прожиганні паперових смуг сонячними променями, що збираються у фокусі скляного шару.

Основною частиною геліографу є скляний шар, який закріплюється у дугоподібному утримувачі. На відстані головного фокусу від шару закріплена сферична чашка, за внутрішній стороні якої маються три пази для закладення паперових смуг. Ці паперові смуги закладають відповідно пори року: у верхню пару пазів – зимою (з 16 жовтня до кінця лютого), в середню – весною та восени (з 1 березня до 15 квітня та з 1 вересня до 15 жовтня), в нижню – влітку (з 16 квітня до 31 серпня).

Тривалість сонячного сяйва визначають за прожогом смуги геліографа (враховують навіть слабкі сліди) й заносять у спеціальні таблиці. Ці данні використовують у наукових цілях.