Die Strahlungsbilanz des Untergrunds ist gleich der Differenz zwischen der gesamten von der Erdoberfläche absorbierten Strahlung und der effektiven Strahlung:

B \u003d (S '+ D - R) - (Ez - bEa) \u003d Q (1-Ak) - Eeff

wobei S' direkte Sonneneinstrahlung ist; D - Streustrahlung; Q - Gesamtsonnenstrahlung; R - reflektierte Strahlung; Ak - Albedo der darunter liegenden Oberfläche, Ез - Eigenstrahlung der Erdoberfläche; b- relativer Absorptionskoeffizient langwelliger Strahlung durch die darunter liegende Oberfläche; E a - Gegenstrahlung der Atmosphäre; Eef ist die effektive Strahlung der darunter liegenden Oberfläche.

Die Menge der absorbierten Strahlung wird maßgeblich durch den Wert der Albedo bestimmt - dem Reflexionsvermögen der Erdoberfläche. Die an aktinometrischen Stationen gemessene Albedo (im Winter ist der Standort mit Schnee bedeckt, im Sommer mit Gras) charakterisiert die Reflexionseigenschaften großer Flächen nicht vollständig. Im Winter beträgt der Albedounterschied zwischen offenen Schneegebieten und schneebedeckten Wäldern 15 bis 30 %. In der schneefreien Zeit weicht die Albedo des grünen Grases geringfügig von der Albedo des Waldes ab; daher liegt auch in Gebieten mit großen Waldgebieten die Differenz zwischen der absorbierten Strahlung von offenen Gebieten (Wetterstandorten) und der realen darunter liegenden Oberfläche innerhalb des Hauptfehlers in Berechnung der monatlichen Summen absorbierter Strahlung. Im Allgemeinen absorbiert die Erdoberfläche im Laufe des Jahres zwischen 50 % (in der Arktis) und 80 % (in den südlichen Regionen) der einfallenden Gesamtstrahlung. Der größte Teil der jährlich absorbierten Strahlung fällt in den Zeitraum von April bis September. Damit verbleiben in den nördlichen Regionen 90–95 % der Jahresmenge, in den südlichen Regionen 70–80 %.

Die durch die Absorption der Sonnenstrahlung erwärmte Erdoberfläche wird zu einer Quelle ihrer eigenen, in die Atmosphäre gerichteten Strahlung. Die durch turbulenten Wärmeaustausch mit der Erdoberfläche erwärmte Atmosphäre emittiert ihrerseits auch gegen die Erdoberfläche gerichtete Wärmestrahlung (atmosphärische Gegenstrahlung). Die Differenz zwischen der Eigenstrahlung der Erdoberfläche und dem von der Erdoberfläche absorbierten Teil der Gegenstrahlung der Atmosphäre wird als effektive Strahlung bezeichnet. Die Verteilung der Jahressummen der effektiven Strahlung liegt in Breitengraden, der Anstieg von Nord nach Süd liegt im Bereich von 800–1800 MJ/km2.

Die Strahlungsbilanz ändert sich unter dem Einfluss von Faktoren, die ihre Hauptkomponenten beeinflussen. Nachts hängen die nur durch die effektive Strahlung bestimmten Werte der Strahlungsbilanz von der Temperatur des Untergrunds, der Bewölkung und der atmosphärischen Schichtung ab. Tagsüber hängt der Hauptbestandteil der Strahlungsbilanz – die Gesamtstrahlung – von Sonnenhöhe, Bewölkung und der Albedo des Untergrunds ab.

Nachts weist die Strahlungsbilanz negative Werte auf. Der Übergang von negativen zu positiven Werten erfolgt im Durchschnitt 1 Stunde nach Sonnenaufgang und der umgekehrte Übergang von positiven zu negativen Werten erfolgt 1 Stunde 30 Minuten vor Sonnenuntergang. In den Wintermonaten ist im Norden tagsüber eine negative Strahlungsbilanz zu beobachten, im Jahresverlauf wird der Vorzeichenwechsel der Strahlungsbilanz mit den Daten der Bildung und Zerstörung stabiler Schneedecken in Verbindung gebracht. An Inselpolarstationen (bis 75–77°N) wird für 7–8 Monate und in gemäßigten Breiten für 3–4 Monate eine negative Strahlungsbilanz beobachtet. (von November bis Februar), im Süden (bis 45–46 ° N) - innerhalb von 1–2 Monaten. (Dezember-Januar) und weiter südlich ist die Strahlungsbilanz ganzjährig positiv.

Die Strahlungsbilanz offener Flächen der Erdoberfläche (Meteorologiestandorte) charakterisiert am ehesten die Bedingungen menschlicher Siedlungs- und Wirtschaftsstätten, unterscheidet sich jedoch von der Strahlungsbilanz der realen Erdoberfläche (z. B. Wälder). So ist die Strahlungsbilanz von Nadelwäldern um 50–60 % höher als die einer offenen Fläche. Bei Laubwäldern sind diese Unterschiede geringer. Waldsteppen, Steppen und andere nicht bewaldete Oberflächen sind in ihrem Reflexionsvermögen meteorologischen Standorten sehr ähnlich, sodass die Daten aktinometrischer Beobachtungen zur Bewertung der Strahlungsbilanz von Getreidefeldern verwendet werden können.

In den Wintermonaten (für den größten Teil Russlands ist dies der Zeitraum von November bis Februar) hat die Strahlungsbilanz negative Werte und ihre Verteilung über das Territorium unterscheidet sich stark von der Breitengradverteilung. Im Januar ist die Störung der Zoneneinteilung mit dem Vorhandensein von zwei riesigen Regionen in gemäßigten Breiten verbunden, die durch einen leichten Rückgang der negativen Werte der Strahlungsbilanz gekennzeichnet sind. Einer von ihnen befindet sich im Nordwesten des europäischen Teils Russlands, wo die Zunahme der Strahlungsbilanz mit großen Wolken unter dem Einfluss des westlichen Transports feuchter Luftmassen verbunden ist. Das zweite Gebiet befindet sich in Ostsibirien, wo die Erhöhung der Strahlungsbilanz mit dem Vorherrschen der antizyklonalen Zirkulation in den Wintermonaten zusammenhängt, was zur Bildung von Inversionen beiträgt.

Die Grenze der Nullstrahlungsbilanz im Januar und Dezember verläuft bei einem Breitengrad von 45–46°N. im Krasnodar-Territorium. Im November und Februar steigt im europäischen Teil Russlands die Null-Isolinie auf 50°N. , und im asiatischen Teil verläuft es entlang des Südens der Region Primorsky.

Die Übergangszeit vom Winter zum Sommer umfasst März, April und Mai. Die Verteilung der Strahlungsbilanz über das Territorium in diesen Monaten wird hauptsächlich durch die Eigenschaften der darunter liegenden Oberfläche (Albedo) bestimmt. Im März nördlich von 60°N. Die Strahlungsbilanz bleibt immer noch negativ, und im April bleiben negative Bilanzwerte nur an der Küste der Nordmeere. Im Mai hat die Strahlungsbilanz im gesamten Gebiet ein positives Vorzeichen, ihre Werte steigen im Vergleich zum April stark an. Im hohen Norden gibt es einen Anstieg von Nullwerten auf 80 MJ/m2, in gemäßigten Breiten von 100–120 auf 280–320 MJ/m2. Neben der allgemeinen Zunahme der Strahlungsbilanz ist sowohl im April als auch im Mai ein deutlicher Gradient (ca. 20 MJ/m2 pro 1 Breitengrad) im 55–62°N-Gürtel festzustellen. (April) und im Gürtel 65–73°N. (Kann). Dies liegt an großen Unterschieden in der Albedo des Untergrunds aufgrund unterschiedlicher Schmelzzeiten der Schneedecke. Wie aus den dargestellten Diagrammen des Tagesverlaufs ersichtlich ist, nimmt die Intensität der Strahlungsbilanz im Tagesverlauf von Winter zu Frühling stark zu.

In den Sommermonaten ist die Veränderung der Strahlungsbilanz über das Territorium Russlands insgesamt durch eine Zunahme von Nord nach Süd gekennzeichnet. Im Juni werden die niedrigsten Monatsbilanzwerte (weniger als 240 MJ/m2) in den nördlichen Küstenregionen des östlichen europäischen Teils Russlands und Westsibiriens beobachtet. Bei der Bewegung nach Süden wird ein starker Anstieg der Strahlungsbilanz festgestellt.

Im Herbst, im Gegensatz zu den Frühlingsmonaten, erfolgt die Änderung des Gleichgewichts über das gesamte Gebiet gleichmäßiger und seine Verteilung im September und Oktober liegt nahe an der Breitengradverteilung. Obwohl die Strahlungsbilanz im September positiv ist, nehmen ihre absoluten Werte im Vergleich zu den Sommermonaten stark ab. Besonders deutlich wird dies im Norden, wo der Bilanzwert in diesem Monat mit 40 MJ/m 2 viermal geringer ist als im August. Im Oktober gibt es entlang des 60-Grad-Breitengrads eine Grenze zwischen den nördlichen Regionen mit negativer und positiver Strahlungsbilanz. Die höchsten Werte von 120 MJ/m 2 werden im Süden der Region Primorsky beobachtet.

Im November ist die Strahlungsbilanz in fast ganz Russland negativ, nur südlich von 50°N. es hält kleine positive Werte. Der Breitengrad der Verteilung ist im Gegensatz zu den Vormonaten durch die Besonderheiten der Zirkulationsvorgänge und die Beschaffenheit des Untergrundes gestört. Die Zunahme der Strahlungsbilanz erfolgt nicht von Norden nach Süden, sondern von Nordosten nach Südwesten.

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Die Sonne ist eine Quelle korpuskulärer und elektromagnetischer Strahlung. Korpusstrahlung dringt unterhalb von 90 km nicht in die Atmosphäre ein, während elektromagnetische Strahlung die Erdoberfläche erreicht. In der Meteorologie nennt man sie Sonnenstrahlung oder einfach Strahlung. Es ist ein Zweimilliardstel der Gesamtenergie der Sonne und reist in 8,3 Minuten von der Sonne zur Erde. Sonnenstrahlung ist die Energiequelle für fast alle Prozesse, die in der Atmosphäre und auf der Erdoberfläche ablaufen. Es ist hauptsächlich kurzwellig und besteht aus ~9% unsichtbarer ultravioletter Strahlung, ~47% sichtbarer Lichtstrahlung und ~44% unsichtbarer Infrarotstrahlung. Denn fast die Hälfte der Sonnenstrahlung ist sichtbares Licht. Die Sonne dient nicht nur als Wärmequelle, sondern auch als Lichtquelle - auch eine notwendige Voraussetzung für das Leben auf der Erde.

Strahlung, die direkt von der Sonnenscheibe auf die Erde trifft, wird als direkte Sonnenstrahlung bezeichnet. Aufgrund der Tatsache, dass die Entfernung von der Sonne zur Erde groß und die Erde klein ist, fällt Strahlung in Form eines Bündels paralleler Strahlen auf jede ihrer Oberflächen.

Sonnenstrahlung hat eine bestimmte Flussdichte pro Flächeneinheit pro Zeiteinheit. Die Maßeinheit der Strahlungsintensität ist die Energiemenge (in Joule oder Kalorien), die 1 cm 2 der Oberfläche pro Minute erhält, wenn die Sonnenstrahlen senkrecht einfallen. An der oberen Grenze der Atmosphäre, in einem durchschnittlichen Abstand von der Erde zur Sonne, beträgt sie 8,3 J / cm "pro Minute oder 1,98 cal / cm 2 pro Minute. Dieser Wert wird als internationaler Standard akzeptiert und als der bezeichnet Sonnenkonstante (S 0), deren periodische Schwankungen im Laufe des Jahres unbedeutend sind (± 3,3 %) und auf eine Änderung des Abstands der Erde von der Sonne zurückzuführen sind Das Klima an der oberen Grenze der Atmosphäre wird als Strahlung oder Sonne bezeichnet und wird theoretisch aus dem Neigungswinkel der Sonnenstrahlen auf einer horizontalen Fläche berechnet.

Allgemein ausgedrückt spiegelt sich das Sonnenklima auf der Erdoberfläche wider. Gleichzeitig weichen die reale Strahlung und Temperatur auf der Erde aufgrund verschiedener terrestrischer Faktoren deutlich vom Sonnenklima ab. Die wichtigste ist die Dämpfung der Strahlung in der Atmosphäre durch Reflexion, Absorption und Streuung sowie als Folge der Reflexion von Strahlung von der Erdoberfläche.

An der Spitze der Atmosphäre kommt alle Strahlung in Form von direkter Strahlung. Laut S. P. Khromov und M. A. Petrosyants werden 21 % davon von Wolken und Luft zurück in den Weltraum reflektiert. Der Rest der Strahlung gelangt in die Atmosphäre, wo direkte Strahlung teilweise absorbiert und gestreut wird. Die verbleibende Direktstrahlung (24%) erreicht die Erdoberfläche, wird aber abgeschwächt. Die Muster seiner Schwächung in der Atmosphäre werden durch das Bouguersche Gesetz ausgedrückt:

S \u003d S 0 * p m (J oder cal / cm 2 pro Minute),

wobei S die Menge an direkter Sonnenstrahlung ist, die die Erdoberfläche erreicht hat, pro Flächeneinheit (cm 2), die senkrecht zu den Sonnenstrahlen steht, S 0 die Sonnenkonstante ist, p der Transparenzkoeffizient in Bruchteilen der Einheit ist und zeigt, welcher Teil der die Erdoberfläche erreichenden Strahlung ist m die Weglänge des Strahls in der Atmosphäre.

In Wirklichkeit fallen die Sonnenstrahlen in einem Winkel von weniger als 90° auf die Erdoberfläche und auf jede andere Ebene der Atmosphäre. Als Sonneneinstrahlung (S 1) wird der Fluss direkter Sonnenstrahlung auf eine horizontale Fläche bezeichnet. Es wird nach der Formel S 1 \u003d S * sin h ☼ (J oder cal / cm 2 pro Minute) berechnet, wobei h ☼ die Höhe der Sonne ist. Natürlich gibt es weniger Energie pro horizontaler Flächeneinheit als pro Flächeneinheit, die senkrecht zu den Sonnenstrahlen steht (Abb. 22).

Die Atmosphäre absorbiert etwa 23 % und dissipiert etwa 32 % der in die Atmosphäre eintretenden direkten Sonnenstrahlung, und 26 % der gestreuten Strahlung gelangen dann auf die Erdoberfläche und 6 % gehen in den Weltraum.

Die Sonnenstrahlung erfährt in der Atmosphäre nicht nur quantitative, sondern auch qualitative Veränderungen, da Luftgase und Aerosole die Sonnenstrahlen selektiv absorbieren und streuen. Die Hauptabsorber von Strahlung sind Wasserdampf, Wolken und Aerosole sowie Ozon, das ultraviolette Strahlung stark absorbiert. An der Streuung von Strahlung sind Moleküle verschiedener Gase und Aerosole beteiligt. Streuung ist die Abweichung von Lichtstrahlen in alle Richtungen von der ursprünglichen Richtung, sodass Streustrahlung nicht von der Sonnenscheibe, sondern vom gesamten Firmament auf die Erdoberfläche gelangt. Streuung hängt von der Wellenlänge ab: Je kürzer die Wellenlänge, desto intensiver die Streuung nach dem Rayleighschen Gesetz. Daher werden ultraviolette Strahlen am meisten gestreut, und von den sichtbaren Strahlen violett und blau. Daher die blaue Farbe der Luft und dementsprechend des Himmels bei klarem Wetter. Direktstrahlung hingegen fällt meist gelb aus, sodass die Sonnenscheibe gelblich erscheint. Bei Sonnenauf- und -untergang, wenn der Weg des Strahls in der Atmosphäre länger und die Streuung größer ist, erreichen nur rote Strahlen die Oberfläche, wodurch die Sonne rot erscheint. Streustrahlung verursacht tagsüber bei bewölktem Wetter und im Schatten bei klarem Wetter Licht; damit verbunden ist das Phänomen der Dämmerung und der weißen Nächte. Auf dem Mond, wo es keine Atmosphäre und dementsprechend keine Streustrahlung gibt, werden Objekte, die in den Schatten fallen, vollständig unsichtbar.

Mit zunehmender Höhe nimmt die Dichte der Luft und damit die Anzahl der Streupartikel ab, die Farbe des Himmels wird dunkler und verfärbt sich zunächst in ein tiefes Blau, dann in ein Blauviolett, das in den Bergen deutlich sichtbar ist und sich in der Sonne widerspiegelt Himalaya-Landschaften von N. Roerich. In der Stratosphäre ist die Farbe der Luft schwarz und violett. Astronauten bezeugen, dass in einer Höhe von 300 km die Farbe des Himmels schwarz ist.

Bei großen Aerosolen, Tröpfchen und Kristallen in der Atmosphäre gibt es keine Streuung mehr, sondern eine diffuse Reflexion, und da die diffus reflektierte Strahlung weißes Licht ist, wird die Farbe des Himmels weißlich.

Direkte und diffuse Sonnenstrahlung haben einen bestimmten Tages- und Jahresverlauf, der vor allem von der Höhe der Sonne über dem Horizont, der Luftdurchlässigkeit und der Bewölkung abhängt.

Reis. 22. Der Einfall von Sonnenstrahlung auf die Oberfläche AB, senkrecht zu den Strahlen, und auf die horizontale Oberfläche AC (nach S. P. Khromov)

Der Fluss der Direktstrahlung nimmt tagsüber von Sonnenaufgang bis Mittag zu und nimmt dann bis zum Sonnenuntergang aufgrund von Änderungen der Sonnenhöhe und des Strahlengangs in der Atmosphäre ab. Da jedoch die Transparenz der Atmosphäre um die Mittagszeit durch eine Zunahme von Wasserdampf in der Luft und Staub abnimmt und die konvektive Bewölkung zunimmt, verschieben sich die maximalen Strahlungswerte in die Vormittagsstunden. Dieses Muster ist in äquatorial-tropischen Breiten das ganze Jahr über und in gemäßigten Breiten im Sommer inhärent. Im Winter tritt in gemäßigten Breiten die maximale Strahlung am Mittag auf.

Die jährliche Schwankung der durchschnittlichen Monatswerte der Direktstrahlung hängt vom Breitengrad ab. Am Äquator hat der Jahresgang der Direktstrahlung die Form einer Doppelwelle: Maxima während der Frühlings- und Herbstäquinoktien, Minima während der Sommer- und Wintersonnenwende. In gemäßigten Breiten treten die Maximalwerte der Direktstrahlung im Frühjahr (April auf der Nordhalbkugel) und nicht in den Sommermonaten auf, da die Luft zu dieser Zeit aufgrund des geringeren Gehalts an Wasserdampf und Staub transparenter ist. sowie leichte Trübung. Das Strahlungsminimum wird im Dezember beobachtet, wenn die Sonne am niedrigsten steht, die Tageslichtstunden kurz sind und es der wolkigste Monat des Jahres ist.

Der Tages- und Jahresverlauf der Streustrahlung wird durch die Veränderung der Höhe der Sonne über dem Horizont und der Tageslänge sowie der Transparenz der Atmosphäre bestimmt. Das Maximum der Streustrahlung während des Tages wird tagsüber mit einer Zunahme der Gesamtstrahlung beobachtet, obwohl ihr Anteil in den Morgen- und Abendstunden größer ist als die Direktstrahlung, und tagsüber überwiegt im Gegenteil die Direktstrahlung diffuse Strahlung. Der Jahresverlauf der Streustrahlung am Äquator wiederholt im Allgemeinen den Verlauf einer Geraden. In anderen Breitengraden ist sie im Sommer größer als im Winter, da im Sommer die Gesamteinstrahlung der Sonne zunimmt.

Das Verhältnis zwischen direkter und gestreuter Strahlung variiert je nach Sonnenhöhe, Transparenz der Atmosphäre und Bewölkung.

Die Anteile zwischen direkter und gestreuter Strahlung sind in verschiedenen Breitengraden nicht gleich. In den polaren und subpolaren Regionen macht die diffuse Strahlung 70 % des gesamten Strahlungsflusses aus. Sein Wert wird neben dem tiefen Sonnenstand und der Bewölkung auch durch Mehrfachreflexionen der Sonnenstrahlung an der Schneeoberfläche beeinflusst. Ab den gemäßigten Breiten und fast bis zum Äquator überwiegt die Direktstrahlung gegenüber der Streustrahlung. Seine absolute und relative Bedeutung ist besonders groß in den tropischen Binnenwüsten (Sahara, Arabien), die durch minimale Bewölkung und klare, trockene Luft gekennzeichnet sind. Entlang des Äquators dominiert aufgrund der hohen Luftfeuchtigkeit und des Vorhandenseins von Quellwolken, die die Sonnenstrahlung gut streuen, wieder die Streustrahlung gegenüber der Geraden.

Mit zunehmender Höhe eines Ortes über dem Meeresspiegel nehmen die absoluten und relativen Werte der Direktstrahlung deutlich zu und die Streustrahlung ab, da die Schicht der Atmosphäre dünner wird. In einer Höhe von 50–60 km nähert sich der direkte Strahlungsfluss der Sonnenkonstante an.

Alle Sonnenstrahlung - direkt und diffus - die auf die Erdoberfläche gelangt, wird als Gesamtstrahlung bezeichnet:

Q = S * sin h ☼ + D,

wobei Q die Gesamtstrahlung ist, S direkt ist, D diffus ist, h ☼ die Höhe der Sonne über dem Horizont ist. Die Gesamtstrahlung beträgt etwa 50 % der am oberen Rand der Atmosphäre ankommenden Sonnenstrahlung.

Bei wolkenlosem Himmel ist die Gesamtstrahlung erheblich und hat eine tägliche Schwankung mit einem Maximum um die Mittagszeit und eine jährliche Schwankung mit einem Maximum im Sommer. Bewölkung reduziert die Strahlung, daher ist ihre Ankunft im Sommer in den Vormittagsstunden im Durchschnitt größer als am Nachmittag. Aus dem gleichen Grund ist sie im ersten Halbjahr größer als im zweiten.

Bei der Verteilung der Gesamtstrahlung auf der Erdoberfläche sind eine Reihe von Regelmäßigkeiten zu beobachten.

Reis. 23. Jährliche Gesamtsonnenstrahlung (MJ / (m 2 Jahr))

Das Hauptmuster besteht darin, dass die Gesamtstrahlung zonal verteilt ist und von den äquatorial-tropischen Breiten zu den Polen entsprechend einem abnehmenden Einfallswinkel der Sonnenstrahlen abnimmt (Abb. 23). Abweichungen von der zonalen Verteilung erklären sich durch unterschiedliche Bewölkung und Transparenz der Atmosphäre. Die höchsten jährlichen Gesamtstrahlungswerte von 7200–7500 MJ/m2 pro Jahr (ca. 200 kcal/cm2 pro Jahr) treten in tropischen Breiten auf, wo wenig Bewölkung und geringe Luftfeuchtigkeit herrschen. In den tropischen Wüsten im Landesinneren (Sahara, Arabien), wo es reichlich Direktstrahlung und fast keine Wolken gibt, erreicht die gesamte Sonnenstrahlung sogar mehr als 8000 MJ/m 2 pro Jahr (bis zu 220 kcal/cm 2 pro Jahr). . In Äquatornähe sinkt die Gesamtstrahlung auf 5600-6500 MJ/m² pro Jahr (140-160 kcal/cm2 pro Jahr) aufgrund starker Bewölkung, hoher Luftfeuchtigkeit und geringerer Luftdurchlässigkeit. In gemäßigten Breiten beträgt die Gesamtstrahlung 5000 - 3500 MJ / m 2 pro Jahr (= 120 - 80 kcal / cm 2 pro Jahr), in den Polarregionen - 2500 MJ / m pro Jahr (= 60 kcal / cm 2 pro Jahr). ). Außerdem ist sie in der Antarktis 1,5- bis 2-mal größer als in der Arktis, hauptsächlich aufgrund der größeren absoluten Höhe des Festlandes (mehr als 3 km) und damit der geringen Luftdichte, ihrer Trockenheit und Transparenz sowie des bewölkten Wetters . Die Zonalität der Gesamtstrahlung wird über den Ozeanen besser ausgedrückt als über den Kontinenten.

Das zweite wichtige Muster der Gesamtstrahlung ist, dass die Kontinente aufgrund der geringeren Bewölkung (um 15 - 30 %) mehr davon erhalten als die Ozeane. Die einzigen Ausnahmen sind äquatoriale Breiten, da tagsüber die konvektive Bewölkung über dem Meer geringer ist als über Land.

Das dritte Merkmal ist, dass auf der nördlichen, eher kontinentalen Hemisphäre die Gesamtstrahlung im Allgemeinen größer ist als im südlichen Ozean.

Im Juni werden die größten monatlichen Mengen an Sonnenstrahlung von der nördlichen Hemisphäre empfangen, insbesondere von den tropischen und subtropischen Binnenregionen. In gemäßigten und polaren Breiten variiert die Strahlungsmenge leicht zwischen den Breitengraden, da die Abnahme des Einfallswinkels der Strahlen durch die Sonnenscheindauer bis zum Polartag jenseits des Polarkreises kompensiert wird. Auf der Südhalbkugel nimmt die Strahlung mit zunehmendem Breitengrad schnell ab und ist jenseits des Polarkreises Null.

Im Dezember erhält die südliche Hemisphäre mehr Strahlung als die nördliche. Zu dieser Zeit fallen die größten monatlichen Sonnenwärmemengen auf die Wüsten Australiens und die Kalahari; weiter in gemäßigten Breiten nimmt die Strahlung allmählich ab, in der Antarktis nimmt sie aber wieder zu und erreicht die gleichen Werte wie in den Tropen. Auf der Nordhalbkugel nimmt sie mit zunehmendem Breitengrad rapide ab und fehlt jenseits des Polarkreises.

Im Allgemeinen wird die größte jährliche Amplitude der Gesamtstrahlung jenseits der Polarkreise beobachtet, insbesondere in der Antarktis, die kleinste - in der Äquatorialzone.

Die wichtigste Quelle, aus der die Erdoberfläche und die Atmosphäre thermische Energie erhalten, ist die Sonne. Es sendet eine kolossale Menge an Strahlungsenergie in den Weltraum: Wärme, Licht, Ultraviolett. Von der Sonne ausgesandte elektromagnetische Wellen breiten sich mit einer Geschwindigkeit von 300.000 km/s aus.

Die Erwärmung der Erdoberfläche hängt vom Einfallswinkel der Sonnenstrahlen ab. Alle Sonnenstrahlen treffen parallel zueinander auf die Erdoberfläche, aber da die Erde eine Kugelform hat, fallen die Sonnenstrahlen in unterschiedlichen Winkeln auf verschiedene Teile ihrer Oberfläche. Wenn die Sonne im Zenit steht, fallen ihre Strahlen senkrecht und die Erde erwärmt sich stärker.

Die Gesamtheit der von der Sonne ausgesandten Strahlungsenergie wird als bezeichnet Sonnenstrahlung, sie wird üblicherweise in Kalorien pro Fläche und Jahr ausgedrückt.

Die Sonnenstrahlung bestimmt das Temperaturregime der Lufttroposphäre der Erde.

Es sei darauf hingewiesen, dass die Gesamtmenge der Sonnenstrahlung mehr als das Zweimilliardenfache der von der Erde empfangenen Energiemenge beträgt.

Strahlung, die die Erdoberfläche erreicht, besteht aus direkter und diffuser Strahlung.

Strahlung, die direkt von der Sonne in Form von direktem Sonnenlicht bei wolkenlosem Himmel auf die Erde gelangt, wird als Strahlung bezeichnet gerade. Es trägt die größte Menge an Wärme und Licht. Wenn unser Planet keine Atmosphäre hätte, würde die Erdoberfläche nur direkte Strahlung erhalten.

Beim Durchgang durch die Atmosphäre wird jedoch etwa ein Viertel der Sonnenstrahlung von Gasmolekülen und Verunreinigungen gestreut und weicht vom direkten Weg ab. Einige von ihnen erreichen die Erdoberfläche und bilden sich gestreute Sonnenstrahlung. Dank Streustrahlung dringt Licht auch dort ein, wo direktes Sonnenlicht (Direktstrahlung) nicht eindringt. Diese Strahlung erzeugt Tageslicht und verleiht dem Himmel Farbe.

Gesamte Sonneneinstrahlung

Alle Sonnenstrahlen, die die Erde treffen, sind Gesamte Sonneneinstrahlung also die Summe aus direkter und diffuser Strahlung (Abb. 1).

Reis. 1. Gesamte Sonneneinstrahlung pro Jahr

Verteilung der Sonnenstrahlung über die Erdoberfläche

Die Sonnenstrahlung ist ungleichmäßig über die Erde verteilt. Es hängt davon ab, ob:

1. von der Dichte und Feuchtigkeit der Luft - je höher sie sind, desto weniger Strahlung erhält die Erdoberfläche;

2. von der geografischen Breite des Gebiets - die Strahlungsmenge nimmt von den Polen zum Äquator zu. Die Menge der direkten Sonnenstrahlung hängt von der Länge des Weges ab, den die Sonnenstrahlen durch die Atmosphäre zurücklegen. Wenn die Sonne im Zenit steht (der Einfallswinkel der Strahlen beträgt 90°), treffen ihre Strahlen auf kürzestem Weg auf die Erde und geben ihre Energie intensiv an eine kleine Fläche ab. Auf der Erde geschieht dies im Band zwischen 23° N. Sch. und 23° S sh., also zwischen den Wendekreisen. Entfernt man sich von dieser Zone nach Süden oder Norden, nimmt die Weglänge der Sonnenstrahlen zu, d.h. der Einfallswinkel auf die Erdoberfläche nimmt ab. Die Strahlen beginnen in einem kleineren Winkel auf die Erde zu fallen, als würden sie gleiten, und nähern sich der Tangente im Bereich der Pole. Dadurch wird der gleiche Energiefluss auf eine größere Fläche verteilt, wodurch die Menge der reflektierten Energie zunimmt. Daher ist in der Region des Äquators, wo die Sonnenstrahlen in einem Winkel von 90 ° auf die Erdoberfläche fallen, die Menge an direkter Sonnenstrahlung, die von der Erdoberfläche empfangen wird, höher, und wenn Sie sich in Richtung der Pole bewegen, ist diese Menge höher stark reduziert. Darüber hinaus hängt die Länge des Tages zu verschiedenen Jahreszeiten auch vom Breitengrad des Gebiets ab, der auch die Menge der Sonnenstrahlung bestimmt, die auf die Erdoberfläche trifft;

3. aus der jährlichen und täglichen Bewegung der Erde - in den mittleren und hohen Breiten schwankt die Einstrahlung der Sonnenstrahlung je nach Jahreszeit stark, was mit einer Änderung der Mittagshöhe der Sonne und der Tageslänge einhergeht ;

4. von der Beschaffenheit der Erdoberfläche – je heller die Oberfläche, desto mehr Sonnenlicht reflektiert sie. Man bezeichnet die Fähigkeit einer Oberfläche, Strahlung zu reflektieren Albedo(von lat. Weiße). Schnee reflektiert die Strahlung besonders stark (90 %), Sand ist schwächer (35 %), Schwarzerde noch schwächer (4 %).

Erdoberfläche, absorbiert Sonnenstrahlung (absorbierte Strahlung), erwärmt sich und gibt Wärme an die Atmosphäre ab (reflektierte Strahlung). Die unteren Schichten der Atmosphäre verzögern die terrestrische Strahlung weitgehend. Die von der Erdoberfläche absorbierte Strahlung wird zur Erwärmung von Boden, Luft und Wasser verbraucht.

Derjenige Teil der Gesamtstrahlung, der nach Reflexion und Wärmestrahlung von der Erdoberfläche übrig bleibt, wird als Strahlungsbilanz. Die Strahlungsbilanz der Erdoberfläche schwankt im Tages- und Jahreszeitenverlauf, hat aber im Jahresmittel überall einen positiven Wert, mit Ausnahme der Eiswüsten Grönlands und der Antarktis. Die Strahlungsbilanz erreicht ihre Maximalwerte in niedrigen Breiten (zwischen 20°N und 20°S) - über 42*10 2 J/m 2 , bei einer Breite von etwa 60° in beiden Hemisphären sinkt sie auf 8*10 2 - 13 * 10 2 J / m 2.

Die Sonnenstrahlen geben bis zu 20 % ihrer Energie an die Atmosphäre ab, die sich über die gesamte Luftdicke verteilt, und daher ist die durch sie verursachte Erwärmung der Luft relativ gering. Die Sonne erwärmt die Erdoberfläche, wodurch Wärme an die atmosphärische Luft abgegeben wird Konvektion(von lat. Konvektion- Lieferung), d. h. die vertikale Bewegung von an der Erdoberfläche erwärmter Luft, an deren Stelle kältere Luft absinkt. Auf diese Weise erhält die Atmosphäre den größten Teil ihrer Wärme – im Durchschnitt dreimal mehr als direkt von der Sonne.

Das Vorhandensein von Kohlendioxid und Wasserdampf lässt die von der Erdoberfläche reflektierte Wärme nicht ungehindert in den Weltraum entweichen. Sie kreieren Treibhauseffekt, wodurch der Temperaturabfall auf der Erde tagsüber 15 ° C nicht überschreitet. Ohne Kohlendioxid in der Atmosphäre würde sich die Erdoberfläche über Nacht um 40-50 °C abkühlen.

Infolge der Zunahme des Umfangs der menschlichen Wirtschaftstätigkeit - Verbrennung von Kohle und Öl in Wärmekraftwerken, Emissionen von Industrieunternehmen, Anstieg der Autoemissionen - steigt der Kohlendioxidgehalt in der Atmosphäre, was zu einem führt Zunahme des Treibhauseffekts und bedroht den globalen Klimawandel.

Nachdem die Sonnenstrahlen die Atmosphäre durchdrungen haben, fallen sie auf die Erdoberfläche und erwärmen sie, was wiederum Wärme an die Atmosphäre abgibt. Dies erklärt das charakteristische Merkmal der Troposphäre: eine Abnahme der Lufttemperatur mit der Höhe. Aber es gibt Zeiten, in denen die oberen Schichten der Atmosphäre wärmer sind als die unteren. Ein solches Phänomen wird genannt Temperaturumkehr(von lat. inversio - umdrehen).

Die Strahlungsbilanz ist bekanntlich die Differenz zwischen der Gesamtstrahlung und der effektiven Strahlung. Betrachten wir daher zunächst kurz die räumliche Verteilung der Gesamtstrahlung der wirksamen Strahlung.

Die Verteilung der jährlichen und monatlichen Mengen (Summen) der gesamten (direkten plus gestreuten) Sonnenstrahlung über den Globus ist nicht ganz zonal: Die Isolinien (d. h. Linien gleicher Werte) des Strahlungsflusses auf den Karten stimmen nicht mit Breitenkreisen überein . Diese Abweichungen erklären sich dadurch, dass die Strahlungsverteilung über den Globus durch die Transparenz der Atmosphäre und Bewölkung beeinflusst wird.

Die jährlichen Gesamtstrahlungsmengen in tropischen und subtropischen Breiten liegen bei über 59 ·10 2 MJ/m 2 . Sie sind besonders hoch in wolkenarmen subtropischen Wüsten und erreichen in Nordafrika 84 ·10 2 - 92 ·10 2 MJ/m 2 . Über äquatorialen Waldgebieten mit ihrer hohen Bewölkung (über den Amazonas- und Kongobecken (Zaire), über Indonesien) sind sie dagegen auf 42 ·10 2 - 50 ·10 2 MJ/m 2 reduziert. Zu höheren Breiten beider Hemisphären hin nehmen die jährlichen Gesamtstrahlungsmengen ab und erreichen bei 60° Breite 25 ·10 2 - 33 ·10 2 2 . Aber dann wachsen sie wieder - wenig auf der Nordhalbkugel, aber sehr stark über der wolken- und schneebedeckten Antarktis, wo sie in den Tiefen des Festlandes 50 ·10 2 - 54 ·10 2 MJ/m 2 erreichen, d.h. Werte in der Nähe von tropischen und über äquatorialen (Khromov und Petrosyants, 2004). Über den Ozeanen ist die Strahlungsmenge geringer als über Land. MJ/m

Auf dem Territorium Russlands und der Nachbarländer variieren die jährlichen Gesamtstrahlungsmengen von 25 · 10 2 MJ/m 2 in Severnaya Zemlya bis 67 · 10 2 MJ/m 2 im Süden der Turan-Tiefebene und im Pamir. Unter dem gleichen Breitengrad sind sie im asiatischen Teil größer als im europäischen Teil (aufgrund geringerer Bewölkung) und besonders groß im leicht bewölkten Zentralasien. In Fernost, wo im Sommer viel Bewölkung herrscht, nehmen sie ab.

Nicht die gesamte Gesamtstrahlung wird von der Erdoberfläche absorbiert. Ein Teil davon wird reflektiert. Durch Reflexion gehen 5 bis 20 % der Gesamtstrahlung verloren. In Wüsten und besonders in schnee- und eisbedeckten Gebieten ist der Strahlungsverlust durch Reflexion größer.

Die effektive Strahlung der Erdoberfläche verteilt sich gleichmäßiger über den Globus als die Gesamtstrahlung. Mit einer Erhöhung der Temperatur der Erdoberfläche, d.h. mit dem Übergang zu niedrigeren Breiten nimmt die Eigenstrahlung der Erdoberfläche zu; gleichzeitig nimmt aber auch die Gegenstrahlung der Atmosphäre aufgrund des höheren Feuchtigkeitsgehalts der Luft und ihrer höheren Temperatur zu. Daher sind die Änderungen der effektiven Strahlung mit dem Breitengrad nicht zu groß.

In Äquatornähe, bei hoher Luftfeuchtigkeit und Bewölkung, sowohl an Land als auch auf See, beträgt die effektive Strahlung etwa 13·10 2 MJ/m 2 pro Jahr. In Richtung hoher Breiten über den Ozeanen wächst sie und erreicht unter dem 60. Breitengrad etwa 17 ·10 2 – 21 ·10 3 MJ/m 2 pro Jahr. An Land ist die effektive Strahlung größer, besonders in trockenen, bewölkten und heißen tropischen Wüsten, wo sie 33 · 10 2 MJ/m 2 pro Jahr erreicht.

Die ganzjährige Strahlungsbilanz der Erdoberfläche ist überall auf der Erde positiv, mit Ausnahme der Eisplateaus Grönlands und der Antarktis. Das bedeutet, dass der jährliche Zufluss an absorbierter Strahlung größer ist als die effektive Strahlung für die gleiche Zeit. Das heißt aber keineswegs, dass die Erdoberfläche jedes Jahr wärmer wird. Der Überschuss an absorbierter Strahlung gegenüber Strahlung wird durch Wärmeübertragung von der Erdoberfläche in die Luft durch Wärmeleitung und bei Phasenumwandlungen von Wasser (bei Verdunstung von der Erdoberfläche und anschließender Kondensation in der Atmosphäre) ausgeglichen.

Folglich gibt es für die Erdoberfläche kein Strahlungsgleichgewicht in der Aufnahme und Rückgabe von Strahlung, aber es gibt ein thermisches Gleichgewicht: Der Wärmeeintrag auf die Erdoberfläche sowohl auf strahlendem als auch auf nicht strahlendem Weg ist gleich seiner Rückgabe auf demselben Methoden.

Nahe dem 60. Breitengrad in beiden Hemisphären reicht die jährliche Strahlungsbilanz an Land von 8 10 2 bis 13 10 2 MJ/m 2 . Zu höheren Breiten hin nimmt sie ab und wird auf dem antarktischen Festland negativ: von 2·10 2 auf 4·10 2 MJ/m 2 . Es nimmt in Richtung niedriger Breiten zu: zwischen
40°N und 40° S die Jahresbilanz beträgt mehr als 25 ·10 2 MJ/m 2 und zwischen 20°N. und 20° S - mehr
42 10 2 MJ/m 2 . Auf den Ozeanen ist die Strahlungsbilanz in denselben Breitengraden größer als an Land.
Dies liegt daran, dass die Strahlung in den Ozeanen von einer größeren Schicht absorbiert wird als an Land, und die effektive Strahlung aufgrund der niedrigeren Temperatur der Meeresoberfläche als der Landoberfläche nicht so groß ist. Deutliche Abweichungen von der zonalen Verteilung bestehen in Wüsten, wo die Bilanz wegen der großen effektiven Strahlung in trockener und leicht bewölkter Luft geringer ist (z. B. in der Sahara bis zu 25 · 10 2 MJ/m 2 ). Auch in Gebieten mit Monsunklima, in denen in der warmen Jahreszeit die Bewölkung zunimmt und die absorbierte Strahlung im Vergleich zu anderen Gebieten unter dem gleichen Breitengrad abnimmt, wird das Gleichgewicht ebenfalls gesenkt, jedoch in geringerem Maße.

In Russland beträgt die jährliche Strahlungsbilanz an Land in nördlichen Breiten etwa 4 · 10 2 MJ/m 2 und im Süden bis zu 21 · 10 2 MJ/m 2 (Khromov, Petrosyants, 2004).

Inhaltsverzeichnis
Klimatologie und Meteorologie
DIDAKTISCHER PLAN
Meteorologie und Klimatologie
Atmosphäre, Wetter, Klima
Meteorologische Beobachtungen
Anwendung von Karten
Meteorologischer Dienst und Weltorganisation für Meteorologie (WMO)
Klimabildende Prozesse
Astronomische Faktoren
Geophysikalische Faktoren
Meteorologische Faktoren
Über Sonneneinstrahlung
Thermisches und Strahlungsgleichgewicht der Erde
direkte Sonneneinstrahlung
Änderungen der Sonneneinstrahlung in der Atmosphäre und auf der Erdoberfläche
Phänomene der Strahlungsstreuung
Gesamtstrahlung, reflektierte Sonnenstrahlung, absorbierte Strahlung, PAR, Albedo der Erde
Strahlung der Erdoberfläche
Gegenstrahlung oder Gegenstrahlung
Strahlungsbilanz der Erdoberfläche
Geographische Verteilung der Strahlungsbilanz
Luftdruck und barisches Feld
Drucksysteme
Druckschwankungen
Luftbeschleunigung durch barischen Gradienten
Die ablenkende Kraft der Erdrotation
Geostrophischer und Gradientenwind
barisches Windgesetz
Fronten in der Atmosphäre
Thermisches Regime der Atmosphäre
Thermisches Gleichgewicht der Erdoberfläche
Tägliche und jährliche Temperaturschwankungen an der Bodenoberfläche
Luftmassentemperaturen
Jährliche Amplitude der Lufttemperatur
kontinentales Klima
Bewölkung und Niederschlag
Verdunstung und Sättigung
Feuchtigkeit
Geografische Verteilung der Luftfeuchtigkeit
atmosphärische Kondensation
Wolken
Internationale Cloud-Klassifizierung
Bewölkung, ihre tägliche und jährliche Schwankung
Niederschlag aus Wolken (Niederschlagsklassifikation)
Merkmale des Niederschlagsregimes
Der jährliche Niederschlagsverlauf
Klimatische Bedeutung der Schneedecke
Atmosphärenchemie
Die chemische Zusammensetzung der Erdatmosphäre
Chemische Zusammensetzung von Wolken
Chemische Zusammensetzung des Niederschlags
Niederschlagssäure
Allgemeine Zirkulation der Atmosphäre

Die Breitenposition des Landes bestimmt die Menge der Sonnenstrahlung, die die Oberfläche erreicht, und ihre Verteilung innerhalb eines Jahres. Russland liegt zwischen 77 und 41°N; sein Hauptgebiet liegt zwischen 50 und 70° nördlicher Breite. Dies ist der Grund für die Position Russlands hauptsächlich in den gemäßigten und subarktischen Zonen, die starke Änderungen der Sonneneinstrahlung zu den Jahreszeiten vorgibt. Die große Ausdehnung des Territoriums von Norden nach Süden bestimmt die signifikanten Unterschiede in der jährlichen Gesamtstrahlung zwischen seinen nördlichen und südlichen Regionen. In den arktischen Archipelen Franz-Josef-Land und Severnaya Zemlya beträgt die jährliche Gesamtstrahlung etwa 60 kcal/cm2 (2500 mJ/m2) und im äußersten Süden etwa 120 kcal/cm2 (5000 mJ/m2).

Von großer Bedeutung ist die Lage des Landes in Bezug auf die Ozeane, da davon die Verteilung der Bewölkung abhängt, die sich auf das Verhältnis von direkter und diffuser Strahlung und damit auf die Menge der Gesamtstrahlung sowie auf die Zufuhr von Feuchtigkeit auswirkt See Luft. Russland wird, wie Sie wissen, hauptsächlich im Norden und Osten von Meeren umspült, was bei der in diesen Breiten vorherrschenden westlichen Verlagerung von Luftmassen den Einfluss der Meere auf einen relativ schmalen Küstenstreifen begrenzt. Eine starke Zunahme der Bewölkung im Fernen Osten im Sommer reduziert jedoch die Sonneneinstrahlung im Juli in der Sikhote-Alin-Region auf 550 mJ/m2, was der Gesamteinstrahlung im Norden der Kola-Halbinsel, Jamal und Taimyr entspricht.

Die auf die Erdoberfläche auftreffende Sonnenstrahlung ist die Hauptenergiegrundlage für die Klimabildung. Sie bestimmt den Hauptwärmeeintrag auf die Erdoberfläche. Je weiter vom Äquator entfernt, je kleiner der Einfallswinkel der Sonnenstrahlen, desto geringer die Intensität der Sonnenstrahlung. Aufgrund der großen Bewölkung in den westlichen Regionen des Arktischen Beckens, die die direkte Sonneneinstrahlung verzögert, ist die niedrigste jährliche Gesamtstrahlung typisch für die Polarinseln dieses Teils der Arktis und die Varanger-Fjord-Region auf der Kola-Halbinsel (etwa 2500 mJ /m2). Nach Süden hin nimmt die Gesamtstrahlung zu und erreicht ein Maximum auf der Taman-Halbinsel und im Gebiet des Khanka-Sees im Fernen Osten (über 5000 mJ/m2). Somit verdoppelt sich die jährliche Gesamtstrahlung von den nördlichen zu den südlichen Grenzen.

Die Gesamtstrahlung ist der einfallende Teil der Strahlungsbilanz: R = Q (1 - a) - J. Der ausgehende Teil ist reflektierte Strahlung (Q · a) und effektive Strahlung (J). Die reflektierte Strahlung hängt von der Albedo der darunter liegenden Oberfläche ab und variiert daher von Zone zu Zone und Jahreszeit. Die effektive Strahlung nimmt mit abnehmender Bewölkung zu, also von den Küsten der Meere ins Landesinnere. Außerdem hängt die effektive Strahlung von der Lufttemperatur und der Temperatur der aktiven Fläche ab. Generell nimmt die effektive Strahlung von Nord nach Süd zu.

Die Strahlungsbilanz auf den nördlichsten Inseln ist negativ; auf dem Festland variiert sie von 400 mJ/m2 im äußersten Norden von Taimyr bis zu 2000 mJ/m2 im äußersten Süden des Fernen Ostens, im Unterlauf der Wolga und im östlichen Kaukasus. Die Strahlungsbilanz erreicht ihren Höchstwert (2100 mJ/m2) im westlichen Kaukasus. Die Strahlungsbilanz bestimmt die Wärmemenge, die für die vielfältigen Prozesse in der Natur aufgewendet wird. Folglich verbrauchen natürliche Prozesse und vor allem die Klimabildung in der Nähe der nördlichen kontinentalen Randgebiete Russlands fünfmal weniger Wärme als in der Nähe der südlichen Randgebiete.