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. Sie ist überwiegend 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.

Tatsächlich 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 Gesetz von Rayleigh. 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 ist das Phänomen der Dämmerung und der weißen Nächte verbunden. Auf dem Mond, wo es keine Atmosphäre und dementsprechend keine Streustrahlung gibt, werden Objekte, die in den Schatten fallen, völlig 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 Vorhandensein von großen Aerosolen, Tröpfchen und Kristallen in der Atmosphäre ist 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 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 Maximalwerte der Strahlung 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 Jahresverlauf 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 Strahlung insgesamt 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). ). Darüber hinaus ist sie in der Antarktis 1,5 - 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 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.

Sonnenstrahlung ist die gesamte Energie der Sonne, die die Erde erreicht.

Der Teil der Sonnenstrahlung, der ungehindert die Erdoberfläche erreicht, wird als Direktstrahlung bezeichnet. Die maximal mögliche Menge an Direktstrahlung wird von einer senkrecht zu den Sonnenstrahlen stehenden Flächeneinheit empfangen. Wenn die Sonnenstrahlen Wolken und Wasserdampf durchdringen, handelt es sich um diffuse Strahlung.

Ein quantitatives Maß für die auf eine bestimmte Oberfläche auftreffende Sonnenstrahlung ist die Energiebeleuchtung oder die Dichte des Strahlungsflusses, d.h. die Menge an Strahlungsenergie, die pro Zeiteinheit auf eine Flächeneinheit einfällt. Die Beleuchtungsenergie wird in W/m2 gemessen.

Die Menge der Sonneneinstrahlung hängt ab von:

1) der Einfallswinkel des Sonnenlichts

2) die Dauer der Tageslichtstunden

3) Trübung.

Etwa 23 % der direkten Sonnenstrahlung werden in der Atmosphäre absorbiert. Darüber hinaus ist diese Absorption selektiv: Verschiedene Gase absorbieren Strahlung in verschiedenen Teilen des Spektrums und in unterschiedlichem Maße.

Die Sonnenstrahlung erreicht die obere Grenze der Atmosphäre in Form von Direktstrahlung. Etwa 30 % der direkt auf die Erde einfallenden Sonnenstrahlung wird zurück in den Weltraum reflektiert. Die restlichen 70 % gelangen in die Atmosphäre.

Wüsten, die entlang der Linien der Tropen liegen, erhalten die größte Menge an Sonneneinstrahlung. Die Sonne geht dort hoch auf und das Wetter ist die meiste Zeit des Jahres wolkenlos.

In der Atmosphäre über dem Äquator befindet sich viel Wasserdampf, der dichte Wolken bildet. Dampf und Wolken absorbieren den größten Teil der Sonnenstrahlung.

Die Polarregionen erhalten die geringste Menge an Strahlung, wo die Sonnenstrahlen fast über die Erdoberfläche streichen.

Die darunter liegende Oberfläche reflektiert Strahlung auf unterschiedliche Weise. Dunkle und unebene Oberflächen reflektieren wenig Strahlung, während helle und glatte Oberflächen gut reflektieren.

Das Meer bei Sturm reflektiert weniger Strahlung als das Meer bei Windstille.

Albedo (lat. albus - weiß) - die Fähigkeit einer Oberfläche, Strahlung zu reflektieren.

Geografische Verteilung der Gesamtstrahlung

Die Verteilung der jährlichen und monatlichen Mengen der gesamten Sonnenstrahlung über den Globus ist zonal: Die Isolinien des Strahlungsflusses auf den Karten stimmen nicht mit den 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 sind in wolkenarmen subtropischen Wüsten besonders hoch. Aber über den äquatorialen Waldgebieten mit ihrer hohen Bewölkung werden sie reduziert. Zu höheren Breiten beider Hemisphären hin nehmen die jährlichen Gesamtstrahlungsmengen ab. Aber dann wachsen sie wieder - wenig auf der Nordhalbkugel, aber sehr deutlich über der wolkigen und schneebedeckten Antarktis. Über den Ozeanen ist die Strahlungsmenge geringer als über Land.

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.

Für die Erdoberfläche gibt es kein Strahlungsgleichgewicht bei 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 die gleiche Weise .

Die Strahlungsbilanz ist bekanntlich die Differenz zwischen der Gesamtstrahlung und der effektiven Strahlung. Die effektive Strahlung der Erdoberfläche verteilt sich gleichmäßiger über den Globus als die Gesamtstrahlung. Der Punkt ist, dass mit steigender Temperatur der Erdoberfläche, d. h. mit dem Übergang zu niedrigeren Breiten, die Eigenstrahlung der Erdoberfläche zunimmt; 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.

Geographische Verteilung der gesamten Sonneneinstrahlung und Strahlungsbilanz

Von den Polen zum Äquator nehmen die jährlichen Einstrahlungen der Sonnenstrahlung zu. Die Allgemeinheit dieser Regelmäßigkeit wird jedoch je nach Verteilung von Bewölkung, Feuchtigkeit und Staubigkeit der Atmosphäre verletzt. Über Wüsten, wo klares Wetter herrscht, ist die Sonneneinstrahlung also viel größer als auf denselben Breiten in Küstengebieten.

Die größten jährlichen Sonneneinstrahlungsmengen werden im Süden Ägyptens beobachtet - 9200 MJ/m2. Auf dem gleichen Breitengrad über dem Ozean liegen sie bei 6700-7550 MJ/m2. Auf dem Territorium der UdSSR reichen die jährlichen Sonneneinstrahlungsmengen von 2500 MJ/m2 im Norden bis zu 6700 MJ/m2 und mehr in Zentralasien. Im Juni beträgt die monatliche Gesamtstrahlungsmenge im Norden der UdSSR 590-670 MJ/m2 und im Süden 750-920 MJ/m2. Ziemlich groß ist die Ankunft der Gesamtstrahlung im Norden, durchaus vergleichbar mit der im Süden, auf einen Rund-um-die-Uhr-Tag zurückzuführen.

Die Strahlungsbilanz hängt sowohl vom Eintreffen der Sonnenstrahlung als auch von der Albedo und der effektiven Strahlung des Untergrunds ab. Daher ist die Strahlungsbilanz auf derselben geografischen Breite über dem Ozean größer und über den Kontinenten geringer. Innerhalb der UdSSR betragen die Jahressummen der Strahlungsbilanz durchschnittlich 500-800 MJ/m2 im Norden und etwa 2200 MJ/m2 im Süden. Monatliche Strahlungsbilanz

der aktiven Schicht im Juni nahe dem Polarkreis in Sibirien und in den zentralasiatischen Republiken sind praktisch nah und betragen jeweils etwa 280-330 MJ/m2. Auf Abb. Abbildung 9 zeigt eine Karte der jährlichen Summen der Strahlungsbilanz der aktiven Schicht (nach M. I. Budyko). Diese Summen sind überall positiv, außer in Gebieten mit dauerhafter Schnee- oder Eisbedeckung (Grönland, Antarktis). Auf der Karte der Jahressummen der Strahlungsbilanz fällt eine abrupte Änderung der Strahlungsbilanz beim Übergang vom Ozean zum Kontinent auf. Besonders deutlich wird dies an den Küsten Afrikas, die an die Wüsten grenzen. Dies erklärt sich erstens durch die Tatsache, dass die Albedo der Ozeanoberfläche viel geringer ist als die Albedo des Landes (die Albedo der Wüste beträgt im Durchschnitt 0,28) und zweitens durch die große effektive Strahlung in tropischen Wüsten.

Die geografische Verteilung der Strahlungsbilanz und ihrer Komponenten wurde erstmals im Heat Balance Atlas (1963) dargestellt, der von den sowjetischen Wissenschaftlern M. I. Budyko, T. G. Berlyand und anderen zusammengestellt wurde.Daten zur Strahlungsbilanz werden im Bauwesen, in der Landwirtschaft, in der Medizin usw. verwendet d.

Das Eintreffen der Sonnenstrahlung und die Strahlungsbilanz sind die wichtigsten Klimafaktoren. Sie bestimmen die thermische Breitenzonalität, also den Übergang vom heißen Klima am Äquator zum kalten Klima der polaren Breiten. Um die Muster der Klimaentstehung zu erklären, werden Kenntnisse über die Ankunft und Absorption von Sonnenenergie und ihre anschließenden Umwandlungen auf der Erdoberfläche und in der Atmosphäre benötigt.

Die geografische Verteilung der gesamten Sonnenstrahlung an der oberen Grenze der Atmosphäre hängt aufgrund der Sphärizität der Erde und der Neigung der Äquatorialebene zur Ebene der Erdbahn vom Breitengrad und der Jahreszeit ab. Im Laufe des Jahres nimmt die Gesamtstrahlungsmenge von 313 kcal pro cm² ab. am Äquator bis zu 133 kcal pro cm². an den Polen. Im Sommer sinkt die Strahlenaufnahme von 160 kcal pro cm² am Äquator auf 133 kcal pro cm². am Pol für 6 Monate der Warmzeit und im Winter - ab 160 kcal pro Quadratmeter. cm am Äquator bis 0 etwa 75°N

Im jährlichen Strahlungsverlauf an der oberen Grenze der Atmosphäre zwischen den Wendekreisen gibt es zwei Maxima, wenn die Sonne ihre höchste Mittagshöhe / am Äquator erreicht - die Äquinoktien, in anderen Breiten zwischen den Tagundnachtgleichen und der Sommersonnenwende /. Außerhalb der Tropen gibt es im jährlichen Strahlungsverlauf nur ein Maximum während der Sommersonnenwende, wenn die Sonnenhöhe am größten ist / 90° - Breitengrad + 23,5° / und vom Breitengrad des Ortes abhängt, und ein Minimum während des Winters Sonnenwende bzw. wenn die Sonnenhöhe am niedrigsten ist / 90 ° - Breitengrad - 23,5 ° /.

Die Verteilung der Gesamtstrahlung in der Nähe der Erdoberfläche ist Breitengrad-zonal. Hier wird die Strahlung dadurch geschwächt, dass sie die Atmosphäre passiert hat, ein Teil davon verklebt, gestreut und von den Wolken reflektiert wurde. Bewölkung reduziert die direkte Sonneneinstrahlung um 20-75 %. Die Isolinien der Gesamtstrahlung auf den Karten weichen unter Einfluss atmosphärischer Transparenz und Bewölkung vom Breitenverlauf ab / Abb. 2/.

Die jährliche Gesamtstrahlungsmenge ist in tropischen und subtropischen Breiten am größten / mehr als 140 kcal pro Quadratmeter. cm pro Jahr / und in den Wüsten Nordafrikas und Arabiens 200 ... 220 kcal pro Quadrat. cm pro Jahr. Am Äquator über dem Amazonas- und Kongobecken und in Indonesien sinkt er auf 100-120 kcal pro Quadratmeter. cm pro Jahr. Von den Subtropen nach Norden und Süden nimmt die Strahlung bis zum Polarkreis ab, wo sie 60 ... 80 beträgt, und nimmt dann zum Nordpol hin leicht zu. und über der Antarktis erreicht es 120 .... 130 kcal pro Quadratmeter. cm pro Jahr. In allen Breiten außer dem Äquator ist die Gesamtstrahlung über den Ozeanen geringer als über Land.

Selbst eine ideale (trockene und saubere) Atmosphäre absorbiert und streut die Sonnenstrahlen und reduziert so die Intensität der Sonnenstrahlung. Die Schwächungswirkung einer realen Atmosphäre, die Wasserdampf und feste Verunreinigungen enthält, auf die Sonnenstrahlung ist viel größer als die einer idealen.

Die Atmosphäre absorbiert nur 15 - 20 % der Sonnenstrahlung, die auf die Erde gelangt, hauptsächlich Infrarot. Als Absorber dienen Wasserdampf, Aerosole und Ozon.

Etwa 25 % der Sonnenstrahlung werden von der Atmosphäre gestreut. Moleküle von Gasen streuen kurzwellige Strahlen (daher ist die Farbe des Himmels blau). Verunreinigungen (Staubpartikel, Kristalle und Tröpfchen) streuen längerwellige Strahlen (weißlicher Farbton). Durch die Streuung und Reflexion der Sonnenstrahlen durch die Atmosphäre entsteht an bewölkten Tagen Tageslicht, Objekte im Schatten sind sichtbar und das Phänomen der Dämmerung tritt auf.

Trübungsfaktor - das Verhältnis der Transparenz der realen Atmosphäre zur Transparenz der idealen, wird durch den Gehalt an Wasserdampf und Staub in der Atmosphäre bestimmt und ist immer größer als eins.

Mit zunehmender geografischer Breite nimmt der Trübungsfaktor ab: bei Breitengraden von 00 bis 200 N. Breitengrad. es beträgt durchschnittlich 4,6 in Breiten von 400 bis 500 n. - 3,5, in Breiten von 500 bis 600 s.l. - 2,8 und in Breiten von 600 bis 800 s.l. - 2,0. In gemäßigten Breiten ist der Trübungsfaktor im Winter geringer als im Sommer und am Morgen geringer als am Nachmittag. Sie nimmt mit der Höhe ab. Je größer der Trübungsfaktor, desto größer ist die Dämpfung der Sonnenstrahlung in der Atmosphäre.

Ein Teil der Sonnenstrahlung, die ungestreut durch die Atmosphäre bis zur Erdoberfläche gelangt ist, ist Direktstrahlung. Ein Teil der von der Atmosphäre gestreuten Strahlung wird in diffuse Strahlung umgewandelt. Alle auf die Erdoberfläche einfallende Sonnenstrahlung: direkt + gestreut wird als Gesamtstrahlung bezeichnet.

Das Verhältnis zwischen direkter und gestreuter Strahlung variiert stark je nach Bewölkung, Staubigkeit der Atmosphäre, aber auch nach Sonnenhöhe. Bei bewölktem Himmel kann die diffuse Strahlung größer sein als die direkte Strahlung. Bei geringer Sonnenhöhe besteht die Gesamtstrahlung fast ausschließlich aus Streustrahlung. Bei einem Sonnenstand von 500 m und klarem Himmel übersteigt die Streustrahlung 10 - 20 % nicht.

Die Verteilung der Gesamtstrahlung auf der Erde ermöglicht es, Karten ihrer durchschnittlichen Jahres- und Monatswerte zu verfolgen. Die größte jährliche Gesamtstrahlungsmenge wird von der Oberfläche tropischer Binnenwüsten (Ostsahara und Zentralarabien) empfangen. Zum Äquator hin sinkt die Gesamtstrahlung aufgrund hoher Luftfeuchtigkeit und starker Bewölkung auf 120-160 kcal/cm2 pro Jahr. In gemäßigten Breiten erhält die Oberfläche 80 - 100 kcal / cm2 pro Jahr, in der Arktis - 60 -70 und in der Antarktis bei häufiger Wiederholung klarer Tage und hoher Transparenz der Atmosphäre - 100 - 120 kcal / cm2 pro Jahr . Die Verteilung der Gesamtstrahlung über die Erdoberfläche hat zonalen Charakter.

4. Albedo. Die gesamte Sonnenstrahlung, die auf die Oberfläche fällt, wird teilweise zurück in die Atmosphäre reflektiert. Das Verhältnis der von einer Oberfläche reflektierten Strahlungsmenge zu der auf diese Oberfläche einfallenden Strahlungsmenge wird als Albedo bezeichnet. Die Albedo charakterisiert das Reflexionsvermögen einer Oberfläche und wird als Bruchteil oder in Prozent angegeben. Die Albedo der Erdoberfläche hängt von ihren Eigenschaften und ihrem Zustand ab: Farbe, Feuchtigkeit usw. Frisch gefallener Schnee hat das höchste Reflexionsvermögen - bis zu 0,90. Die Albedo der Oberfläche der Sandwüste beträgt 0,09 bis 0,34 (je nach Farbe und Feuchtigkeit), die Oberfläche der Lehmwüste beträgt 0,30, Wiesen mit frischem Gras - 0,22, mit trockenem Gras - 0,931, Laubwälder - 0, 16 -0,27, Nadelwälder - 0,6 - 0,19. Das Reflexionsvermögen einer ruhigen Wasseroberfläche bei reinem Sonnenlichteinfall beträgt 0,02, bei einem niedrigen Stand der Sonne über dem Horizont - 0,35.

Eine saubere Atmosphäre reflektiert etwa 0,10 Sonnenstrahlung. Die große Albedo der schneebedeckten Oberfläche des Polareises ist einer der Gründe für die niedrigen Temperaturen in den Polarregionen.

Die Albedo der Erde als Planet ist sehr komplex, da ihre Oberfläche sehr vielfältig ist. Bewölkung spielt eine große Rolle. Die Albedo von Wolken liegt zwischen 0,50 und 0,80. Der Wert der Albedo der Erde als Planet wird mit 0,35 angenommen.

Strahlung. Jeder Körper mit einer Temperatur über dem absoluten Nullpunkt (-2730 °C) sendet Strahlungsenergie aus. Der Gesamtemissionsgrad eines schwarzen Körpers ist direkt proportional zur vierten Potenz seiner absoluten Temperatur (T).

Je höher die Temperatur des strahlenden Körpers ist, desto kürzer ist die Wellenlänge der von ihm emittierten Strahlen. Die heiße Sonne sendet kurzwellige Strahlung ins All. Die Erdoberfläche, die kurzwellige Sonnenstrahlung absorbiert, erwärmt sich und wird auch zu einer Strahlungsquelle (einer Quelle terrestrischer Strahlung). Da die Temperatur der Erdoberfläche jedoch mehrere zehn Grad nicht überschreitet, ist ihre Strahlung langwellig und unsichtbar.

Die Atmosphäre, die einen Teil der durch sie hindurchtretenden Sonnenstrahlung und mehr als die Hälfte der Erdstrahlung absorbiert, strahlt selbst Energie sowohl in den Weltraum als auch auf die Erdoberfläche ab. Atmosphärische Strahlung, die auf die Erdoberfläche, auf die Erde gerichtet ist, wird als Gegenstrahlung bezeichnet. Er heißt Zähler, weil er auf die Eigenstrahlung der Erdoberfläche gerichtet ist. Diese Strahlung ist, wie die irdische, langwellig, unsichtbar. Die Erdoberfläche absorbiert diese Gegenstrahlung fast vollständig (zu 90 - 99 %). Die Gegenstrahlung nimmt mit zunehmender Bewölkung zu, da die Wolken selbst die Strahlungsquelle sind. Mit zunehmender Höhe nimmt die Gegenstrahlung aufgrund einer Abnahme des Wasserdampfgehalts ab. Die größte Gegenstrahlung ist am Äquator, wo die Atmosphäre am stärksten aufgeheizt und reich an Wasserdampf ist.

In der Atmosphäre treffen zwei Ströme langwelliger Strahlung aufeinander - Oberflächenstrahlung und atmosphärische Strahlung. Die Differenz zwischen ihnen, die den tatsächlichen Wärmeverlust der Erdoberfläche bestimmt, wird als effektive Strahlung bezeichnet. Die effektive Strahlung ist umso größer, je höher die Temperatur der strahlenden Oberfläche ist. Luftfeuchtigkeit reduziert die effektive Strahlung, seine Wolken reduzieren sie stark.

Der höchste Wert der jährlichen Summen effektiver Strahlung wird in tropischen Wüsten (80 kcal/cm2 pro Jahr) aufgrund der hohen Oberflächentemperatur, der trockenen Luft und des klaren Himmels beobachtet. Am Äquator beträgt die effektive Strahlung bei hoher Luftfeuchtigkeit nur etwa 30 kcal/cm2 pro Jahr, und ihr Wert für Land und Ozean unterscheidet sich kaum. In gemäßigten Breiten verliert die Erdoberfläche fast die Hälfte der Wärmemenge, die sie durch die Absorption der gesamten Strahlung erhält. Im Allgemeinen beträgt die effektive Strahlung für die Erde 46 kcal/cm2 pro Jahr.

Die Fähigkeit der Atmosphäre, kurzwellige Strahlung der Sonne (direkte und diffuse Strahlung) zu übertragen und die langwellige Wärmestrahlung der Erde zu verzögern, wird als Treibhauseffekt bezeichnet. Die durchschnittliche Temperatur der Erdoberfläche beträgt etwa + 150 ° C und wäre ohne Atmosphäre um 21 - 360 ° C niedriger.

5. Unterschied zwischen absorbierter Strahlung th und effektive Strahlung wird als Strahlungsbilanz oder Reststrahlung bezeichnet. Der einfallende Teil der Bilanz beinhaltet direkte Strahlung, gestreute, d.h. gesamt. Im Verbrauchsteil - die Oberflächenalbedo und ihre effektive Strahlung.

Der Wert der Oberflächenstrahlungsbilanz wird durch die Gleichung bestimmt: R = Q (1 – a) – Ieff, wobei Q die gesamte Sonnenstrahlung pro Flächeneinheit, a die Albedo (ausgedrückt als Bruchteil), Ieff die effektive ist Oberflächenstrahlung. Ist der Input größer als der Output, ist die Strahlungsbilanz positiv, ist der Input kleiner als der Output, ist sie negativ.

Die ganzjährige Strahlungsbilanz der Erdoberfläche ist mit Ausnahme der Eisplateaus Grönlands und der Antarktis für die gesamte Erde positiv. Das bedeutet, dass der jährliche Zufluss an absorbierter Strahlung größer ist als die effektive Strahlung für die gleiche Zeit.

Nachts ist die Bodenstrahlungsbilanz in allen Breitengraden negativ, tagsüber vormittags positiv (außer in hohen Breiten im Winter) und nachmittags wieder negativ.

Auf der Karte der Jahressummen der Strahlungsbilanz sieht man, dass ihre Verteilung im Ozean insgesamt zonal ist. In tropischen Breiten betragen die Jahressummen der Strahlungsbilanz im Ozean 140 kcal/cm2 (Arabisches Meer), an den Grenzen von Treibeis überschreiten sie 30 kcal/cm2 nicht. Etwa 600 Sek. und du. Breitengrad beträgt die jährliche Strahlungsbilanz 20 - 30 kcal/cm2. Von hier bis in höhere Breiten nimmt er ab und auf dem antarktischen Festland beträgt er minus -5 - -10 kcal/cm2. Sie nimmt in Richtung niedriger Breiten zu und erreicht in den Tropen und am Äquator 100–120 kcal/cm2. Geringfügige Abweichungen von der zonalen Verteilung sind mit unterschiedlicher Bewölkung verbunden. Oberhalb der Wasseroberfläche ist die Strahlungsbilanz in denselben Breitengraden größer als an Land, weil Ozeane absorbieren mehr Strahlung. Der Wert der Strahlungsbilanz weicht erheblich von der zonalen Verteilung in Wüsten ab, wo die Bilanz aufgrund hoher effektiver Strahlung in trockener und leicht bewölkter Luft (in der Sahara - 60 kcal / cm2 und in der Nähe der Ozeane - 120 - 140) gesenkt wird kcal/cm2). Auch in Gebieten mit Monsunklima, wo in der warmen Jahreszeit die Bewölkung und damit die absorbierte Strahlung (direkt und diffus) im Vergleich zu anderen Gebieten auf gleichem Breitengrad geringer ist, wird die Bilanz ebenfalls gesenkt, jedoch in geringerem Maße .

Im Januar ist die Strahlungsbilanz in weiten Teilen der Nordhalbkugel negativ. Die Null-Isolinie verläuft im Bereich von 400 s.l. Nördlich dieses Breitengrades wird die Bilanz negativ und erreicht in der Arktis minus 4 kcal/cm2 und weniger. Nach Süden hin steigt sie in den südlichen Wendekreisen auf 10-14 kcal/cm2 an und nach Süden hin fällt sie in den Küstenregionen der Antarktis auf 4-5 kcal/cm2 ab.

Im Juli ist die Strahlungsbilanz auf der gesamten Nordhalbkugel positiv. Bei 60 - 650 N es ist mehr als 8 kcal/cm2. Nach Süden nimmt es langsam zu und erreicht auf beiden Seiten des nördlichen Wendekreises Höchstwerte - 12 - 14 kcal/cm2 und höher und im Norden des Arabischen Meeres - 16 kcal/cm2. Die Bilanz bleibt bis 400S positiv. Nach Süden geht es auf negative Werte und vor der Küste der Antarktis sinkt es auf minus 1 – minus 2 kcal/cm2.

6. Wie überschüssige Wärme verbraucht wird(positive Strahlungsbilanz) und ihr Mangel ausgeglichen wird (negative Strahlungsbilanz), wie sich ein thermisches Gleichgewicht für die Oberfläche, Atmosphäre, einstellt, erklärt die thermische Bilanz.

Gleichgewichtsgleichung der Oberflächenwärme

R1 - LE - P - B = 0,

wobei R1 die Strahlungsbilanz ist (immer positiv), LE der Wärmeverbrauch für die Verdunstung ist (L die latente Verdampfungswärme, E die Verdunstung ist), P der turbulente Wärmeaustausch zwischen der Oberfläche und der Atmosphäre ist, B der Wärmeaustausch ist zwischen der Oberfläche und den darunter liegenden Boden- oder Wasserschichten.

Da sich alle Terme der Gleichung ändern können, ist die Wärmebilanz sehr beweglich. Die Wärmebilanz der Atmosphäre umfasst ihre Strahlungsbilanz R2 (immer negativ), von der Oberfläche kommende Wärme - P und bei Feuchtigkeitskondensation freigesetzte Wärme - LE (Werte sind immer positiv). Im Durchschnitt kann die langfristige Wärmebilanz der Atmosphäre durch die Gleichung ausgedrückt werden:

R2 + P + LE = 0.

Die Wärmebilanz der Erdoberfläche und der Atmosphäre zusammengenommen ist im langjährigen Mittel gleich Null.

Wenn die Menge der pro Jahr auf die Erde einfallenden Sonnenstrahlung als 100 % angenommen wird, werden 31 % in den interplanetaren Raum zurückgeschickt (7 % werden gestreut und 24 % werden von Wolken reflektiert). Die Atmosphäre absorbiert 17 % der einfallenden Strahlung (3 % werden von Ozon, 13 % von Wasserdampf und 1 % von Wolken absorbiert). Die restlichen 52 % (Direkt- + Streustrahlung) erreichen die darunter liegende Oberfläche, die außerhalb der Atmosphäre 4 % reflektiert und 48 % absorbiert. Von den 48 %, die von der Oberfläche absorbiert werden, gehen 18 % an effektive Strahlung. Somit beträgt die Strahlungsbilanz der Oberfläche (Reststrahlung) 30 % (52 % - 4 % - 18 %). Die Verdunstung von der Oberfläche verbraucht 22 % und 8 % werden für den turbulenten Wärmeaustausch mit der Atmosphäre aufgewendet. Wärmebilanz der Oberfläche: 30 % - 22 % - 8 % = -30 %.

Strahlung der Atmosphäre in den interplanetaren Raum - 65%. Ihre Strahlungsbilanz: -65 % + 17 % + 18 % = -30 %. Wärmebilanz der Atmosphäre: -30 % + 22 % + 8 % = 0. Die Albedo der Erde als Planet beträgt 35 %.