helle Leuchte verbrennt uns mit heißen Strahlen und lässt uns über die Bedeutung von Strahlung in unserem Leben, ihren Nutzen und Schaden nachdenken. Was ist Sonnenstrahlung? Lektion Schulphysik lädt uns ein, mit dem Konzept zu beginnen elektromagnetische Strahlung im Allgemeinen. Dieser Begriff bezieht sich auf eine andere Form von Materie - anders als Substanz. Dazu gehört auch sichtbares Licht, und ein Spektrum, das vom Auge nicht wahrgenommen wird. Das heißt, Röntgenstrahlen, Gammastrahlen, Ultraviolett und Infrarot.

Elektromagnetische Wellen

In Gegenwart einer Strahlungsquelle breiten sich ihre elektromagnetischen Wellen mit Lichtgeschwindigkeit in alle Richtungen aus. Diese Wellen haben wie alle anderen bestimmte Eigenschaften. Dazu gehören die Oszillationsfrequenz und die Wellenlänge. Die Eigenschaft, Strahlung auszusenden, besitzt jeder Körper, dessen Temperatur sich von unterscheidet Absoluter Nullpunkt.

Die Sonne ist die wichtigste und stärkste Strahlungsquelle in der Nähe unseres Planeten. Die Erde (ihre Atmosphäre und Oberfläche) wiederum sendet selbst Strahlung aus, jedoch in einem anderen Bereich. Die Beobachtung der Temperaturverhältnisse auf dem Planeten über lange Zeiträume führte zu einer Hypothese über das Gleichgewicht der von der Sonne empfangenen und ins Weltall abgegebenen Wärmemenge.

Sonnenstrahlung: spektrale Zusammensetzung

Absolute Mehrheit (ca. 99 %) Solarenergie im Spektrum liegt im Wellenlängenbereich von 0,1 bis 4 µm. Das verbleibende 1 % sind längere und kürzere Strahlen, einschließlich Radiowellen und Röntgenstrahlen. Etwa die Hälfte der Strahlungsenergie der Sonne fällt auf das Spektrum, das wir mit unseren Augen wahrnehmen, etwa 44 % – auf Infrarotstrahlung, 9% - bis ultraviolett. Woher wissen wir, wie sich die Sonnenstrahlung aufteilt? Die Berechnung seiner Verbreitung ist dank der Forschung von Weltraumsatelliten möglich.

Es gibt Substanzen, die das können Sonderbedingung und emittieren zusätzliche Strahlung eines anderen Wellenbereichs. Zum Beispiel gibt es ein Leuchten bei niedrige Temperaturen ah, nicht charakteristisch für die Lichtemission dieser Substanz. Dieser Typ Strahlung, Lumineszenz genannt, eignet sich nicht für die üblichen Prinzipien der Wärmestrahlung.

Das Phänomen der Lumineszenz tritt nach der Aufnahme einer bestimmten Energiemenge durch die Substanz und dem Übergang in einen anderen Zustand (den sogenannten angeregten Zustand) auf, der energiereicher ist als bei der Eigentemperatur der Substanz. Lumineszenz erscheint während des umgekehrten Übergangs - von einem angeregten zu einem vertrauten Zustand. In der Natur können wir es in Form von Nachthimmelglühen und Aurora beobachten.

Unsere Koryphäe

Energie Sonnenstrahlen- fast die einzige Wärmequelle für unseren Planeten. Seine eigene Strahlung, die aus seinen Tiefen an die Oberfläche kommt, hat eine Intensität, die etwa 5.000 Mal geringer ist. Gleichzeitig gehört sichtbares Licht dazu Kritische Faktoren Das Leben auf dem Planeten ist nur ein Bruchteil der Sonnenstrahlung.

Die Energie der Sonnenstrahlen wird in Wärme umgewandelt ein kleiner Teil- in der Atmosphäre, mehr - auf der Erdoberfläche. Dort wird es zur Erwärmung von Wasser und Erdreich (obere Schichten) aufgewendet, die dann Wärme an die Luft abgeben. Durch die Erwärmung emittieren wiederum die Atmosphäre und die Erdoberfläche Infrarotstrahlen in den Weltraum, während er abkühlt.

Sonnenstrahlung: Definition

Die Strahlung, die direkt von der Sonnenscheibe auf die Oberfläche unseres Planeten gelangt, wird allgemein als direkte Sonnenstrahlung bezeichnet. Die Sonne breitet es in alle Richtungen aus. Angesichts der großen Entfernung von der Erde zur Sonne, direkte Sonneneinstrahlung an jedem Punkt Erdoberfläche kann als Bündel paralleler Strahlen dargestellt werden, deren Quelle praktisch im Unendlichen liegt. Die Fläche senkrecht zu den Strahlen Sonnenlicht, erhält also die größte Menge davon.

Die Strahlungsflussdichte (oder Bestrahlungsstärke) ist ein Maß für die auf eine bestimmte Oberfläche einfallende Strahlungsmenge. Dies ist die Menge an Strahlungsenergie, die pro Zeiteinheit pro Flächeneinheit fällt. gemessen gegebenen Wert- Energiebeleuchtung - in W / m 2. Unsere Erde dreht sich bekanntlich auf einer ellipsenförmigen Bahn um die Sonne. Die Sonne steht in einem der Brennpunkte dieser Ellipse. Daher jedes Jahr bestimmte Zeit(Anfang Januar) nimmt die Erde eine Position ein, die der Sonne am nächsten ist, und in einer anderen (Anfang Juli) - am weitesten von ihr entfernt. In diesem Fall variiert die Stärke der Energiebeleuchtung umgekehrt proportional zum Quadrat des Abstands zur Leuchte.

Wohin geht die Sonnenstrahlung, die die Erde erreicht? Seine Typen werden durch viele Faktoren bestimmt. Abhängig von geografische Breite, Feuchtigkeit, Trübung, ein Teil davon wird in die Atmosphäre abgegeben, ein Teil wird absorbiert, aber der größte Teil erreicht immer noch die Oberfläche des Planeten. In diesem Fall wird eine kleine Menge reflektiert und die Hauptmenge von der Erdoberfläche absorbiert, unter deren Einfluss sie erhitzt wird. Auch gestreute Sonnenstrahlung fällt teilweise auf die Erdoberfläche, wird teilweise von ihr absorbiert und teilweise reflektiert. Der Rest geht in den Weltraum.

Wie ist die Verteilung

Ist die Sonneneinstrahlung homogen? Seine Typen können sich nach all den "Verlusten" in der Atmosphäre auf ihre Weise unterscheiden. spektrale Zusammensetzung. Schließlich werden unterschiedlich lange Strahlen unterschiedlich gestreut und absorbiert. Im Durchschnitt werden etwa 23 % seiner ursprünglichen Menge von der Atmosphäre aufgenommen. Etwa 26 % des Gesamtflusses werden in diffuse Strahlung umgewandelt, von der dann 2/3 auf die Erde fallen. Im Wesentlichen ist dies eine andere Art von Strahlung, die sich vom Original unterscheidet. Streustrahlung wird nicht von der Sonnenscheibe, sondern vom Himmelsgewölbe zur Erde gesendet. Es hat eine andere spektrale Zusammensetzung.

Absorbiert Strahlung hauptsächlich Ozon - sichtbares Spektrum, und ultraviolette Strahlung. Infrarotstrahlung wird absorbiert Kohlendioxid(Kohlendioxid), das übrigens sehr wenig in der Atmosphäre vorkommt.

Streuung von Strahlung, die sie schwächt, tritt für jede Wellenlänge des Spektrums auf. Dabei fallen seine Partikel unter elektromagnetischer Einfluss, die Energie der einfallenden Welle in alle Richtungen umverteilen. Das heißt, die Teilchen dienen als punktuelle Energiequellen.

Tageslicht

Durch Streuung ändert das von der Sonne kommende Licht beim Durchgang durch die Schichten der Atmosphäre seine Farbe. Praktischer Wert Streuung - bei der Entstehung von Tageslicht. Wenn die Erde atmosphärenlos wäre, gäbe es Beleuchtung nur dort, wo direkte oder reflektierte Sonnenstrahlen auf die Oberfläche treffen. Das heißt, die Atmosphäre ist tagsüber die Beleuchtungsquelle. Dank dessen ist es sowohl an Orten hell, die für direkte Strahlen unzugänglich sind, als auch wenn die Sonne hinter Wolken verborgen ist. Es ist die Streuung, die der Luft Farbe verleiht – wir sehen den Himmel blau.

Was beeinflusst die Sonnenstrahlung noch? Auch der Trübungsfaktor sollte nicht außer Acht gelassen werden. Schließlich erfolgt die Schwächung der Strahlung auf zwei Arten - die Atmosphäre selbst und Wasserdampf sowie verschiedene Verunreinigungen. Im Sommer steigt die Staubbelastung (ebenso wie der Wasserdampfgehalt der Atmosphäre).

Gesamtstrahlung

Es bedeutet gesamt Strahlung, die auf die Erdoberfläche fällt, sowohl direkt als auch diffus. Die gesamte Sonneneinstrahlung nimmt bei bewölktem Wetter ab.

Aus diesem Grund ist im Sommer die Gesamtstrahlung vor dem Mittag im Durchschnitt höher als danach. Und in der ersten Jahreshälfte - mehr als in der zweiten.

Was passiert mit der Gesamtstrahlung auf der Erdoberfläche? Dort angekommen wird sie meist von der oberen Erd- oder Wasserschicht aufgenommen und in Wärme umgewandelt, ein Teil davon wird reflektiert. Der Reflexionsgrad hängt von der Beschaffenheit der Erdoberfläche ab. Ein Indikator zum Ausdruck Prozentsatz reflektierte Sonnenstrahlung zu ihrer Gesamtmenge, die auf die Oberfläche fällt, die so genannte Oberflächen-Albedo.

Unter Eigenstrahlung der Erdoberfläche versteht man die langwellige Strahlung, die von Vegetation, Schneedecke, oberen Wasserschichten und Böden ausgesandt wird. Die Strahlungsbilanz einer Oberfläche ist die Differenz zwischen ihrer absorbierten und emittierten Menge.

Effektive Strahlung

Es ist bewiesen, dass die Gegenstrahlung fast immer geringer ist als die irdische. Aus diesem Grund trägt die Erdoberfläche Hitzeverlust. Die Differenz zwischen der Eigenstrahlung der Oberfläche und der atmosphärischen Strahlung wird als effektive Strahlung bezeichnet. Dies ist eigentlich ein Nettoverlust von Energie und folglich Wärme in der Nacht.

Es existiert auch tagsüber. Aber tagsüber wird es durch absorbierte Strahlung teilweise kompensiert oder sogar blockiert. Daher ist die Erdoberfläche tagsüber wärmer als nachts.

Zur geographischen Verbreitung der Strahlung

Sonnenstrahlung auf der Erde im Laufe des Jahres ist ungleich verteilt. Seine Verteilung hat einen zonalen Charakter und Isolinien (Verbindungspunkte die gleichen Werte) des Strahlungsflusses sind keineswegs identisch mit den Breitenkreisen. Diese Diskrepanz wird durch unterschiedliche Bewölkung und Transparenz der Atmosphäre verursacht verschiedene Bereiche Erdkugel.

Die gesamte Sonneneinstrahlung während des Jahres hat den größten Wert in sub tropische Wüsten mit bewölkter Atmosphäre. In den Waldregionen des Äquatorialgürtels ist es viel weniger. Grund dafür ist eine erhöhte Trübung. Dieser Indikator nimmt zu beiden Polen hin ab. Aber in der Region der Pole nimmt sie wieder zu - auf der Nordhalbkugel ist sie weniger, in der Region der schneebedeckten und leicht bewölkten Antarktis - mehr. Über der Meeresoberfläche ist die Sonneneinstrahlung im Durchschnitt geringer als über den Kontinenten.

Fast überall auf der Erde weist die Erdoberfläche eine positive Strahlungsbilanz auf, d. h. gleichzeitig ist der Strahlungseintrag größer als die effektive Strahlung. Ausnahmen bilden die Regionen der Antarktis und Grönlands mit ihren Eisplateaus.

Stehen wir vor der globalen Erwärmung?

Aber das Obige bedeutet nicht die jährliche Erwärmung der Erdoberfläche. Der Überschuss an absorbierter Strahlung wird durch Wärmeleckage von der Oberfläche in die Atmosphäre kompensiert, die auftritt, wenn sich die Wasserphase ändert (Verdunstung, Kondensation in Form von Wolken).

Somit gibt es auf der Erdoberfläche kein Strahlungsgleichgewicht als solches. Aber es gibt einen Ort thermisches Gleichgewicht- der Wärmezufluss und -verlust wird auf unterschiedliche Weise ausgeglichen, einschließlich Strahlung.

Verteilung des Kartenguthabens

In den gleichen Breiten der Erde ist die Strahlungsbilanz an der Meeresoberfläche größer als über Land. Dies lässt sich dadurch erklären, dass die strahlungsabsorbierende Schicht in den Ozeanen dicker ist, gleichzeitig aber dort aufgrund der Kälte der Meeresoberfläche die effektive Strahlung geringer ist als an Land.

In Wüsten werden signifikante Schwankungen in der Amplitude seiner Verteilung beobachtet. Dort ist die Bilanz aufgrund der hohen effektiven Strahlung bei trockener Luft und geringer Bewölkung geringer. BEI geringeren Grades es ist in Gebieten mit Monsunklima gesenkt. In der warmen Jahreszeit ist die Bewölkung dort erhöht und die absorbierte Sonnenstrahlung ist geringer als in anderen Regionen des gleichen Breitengrades.

Natürlich, Hauptgrund, von dem die durchschnittliche jährliche Sonneneinstrahlung abhängt, ist der Breitengrad eines bestimmten Gebiets. Rekord-"Portionen" von Ultraviolett gehen in Länder in der Nähe des Äquators. Das ist Nordostafrika, Ostküste, Arabische Halbinsel, nördlich und westlich von Australien, Teil der Inseln Indonesiens, westlicher Teil Küsten Südamerikas.

In Europa, der Türkei, Südspanien, Sizilien, Sardinien, den Inseln Griechenlands, der Küste Frankreichs ( südlicher Teil) sowie Teile der Regionen Italien, Zypern und Kreta.

Was ist mit uns?

Die solare Gesamtstrahlung in Russland ist auf den ersten Blick unerwartet verteilt. Auf dem Territorium unseres Landes sind es seltsamerweise nicht die Schwarzmeerorte, die die Palme halten. Die größten Dosen Sonnenstrahlung befindet sich in den an China grenzenden Gebieten, und Sewernaja Semlja. Im Allgemeinen ist die Sonneneinstrahlung in Russland nicht besonders intensiv, was durch unseren Norden vollständig erklärt wird geographische Lage. Minimale Menge Sonnenlicht bekommt nordwestliche Region- St. Petersburg, zusammen mit den umliegenden Gebieten.

Die Sonneneinstrahlung in Russland ist der Ukraine unterlegen. Dort geht die meiste ultraviolette Strahlung auf die Krim und Gebiete jenseits der Donau, an zweiter Stelle stehen die Karpaten südlichen Regionen Ukraine.

Die gesamte (sowohl direkte als auch gestreute) Sonnenstrahlung, die auf eine horizontale Oberfläche fällt, wird in Monaten in speziell entworfenen Tabellen für verschiedene Gebiete angegeben und in MJ / m 2 gemessen. Beispielsweise hat die Sonnenstrahlung in Moskau Indikatoren von 31-58 Wintermonate bis zu 568-615 im Sommer.

Über Sonneneinstrahlung

Die Sonneneinstrahlung oder die Menge an nutzbarer Strahlung, die auf eine von der Sonne beleuchtete Oberfläche fällt, ist sehr unterschiedlich geografische Punkte. Die jährliche Sonneneinstrahlung wird für einen berechnet Quadratmeter in Megawatt. In Moskau beträgt dieser Wert beispielsweise 1,01, in Archangelsk - 0,85 und in Astrachan - 1,38 MW.

Bei der Bestimmung müssen Faktoren wie die Jahreszeit (im Winter sind die Beleuchtung und die Länge des Tages geringer), die Beschaffenheit des Geländes (Berge können die Sonne blockieren), die für das Gebiet charakteristisch sind, berücksichtigt werden Wetter- Nebel, häufige Regenfälle und Bewölkung. Die Lichtempfangsebene kann vertikal, horizontal oder schräg ausgerichtet sein. Die Menge der Sonneneinstrahlung sowie die Verteilung der Sonnenstrahlung in Russland sind Daten, die in einer Tabelle nach Stadt und Region gruppiert sind und die geografische Breite angeben.

Gesamtstrahlung- ist die Summe aus direkter (auf einer horizontalen Fläche) und gestreuter Strahlung:

Die Zusammensetzung der Gesamtstrahlung, also das Verhältnis zwischen direkter und diffuser Strahlung, variiert je nach Sonnenstand, Transparenz der Atmosphäre und Bewölkung.

1. Vor Sonnenaufgang besteht die Gesamtstrahlung vollständig und bei niedrigen Sonnenhöhen hauptsächlich aus Streustrahlung.

2. Je transparenter die Atmosphäre ist, desto geringer ist der Anteil der Streustrahlung an der Gesamtheit.

3. Je nach Form, Höhe und Anzahl der Wolken nimmt der Streustrahlungsanteil zu unterschiedliche Grade. Wenn die Sonne von dichten Wolken bedeckt ist, besteht die Gesamtstrahlung nur aus Streustrahlung. Bei solchen Wolken Streustrahlung die Abnahme der Geraden nur teilweise ausgleichen, so dass eine Zunahme der Wolkenzahl und -dichte im Mittel mit einer Abnahme der Gesamtstrahlung einhergeht. Aber bei einer kleinen oder dünnen Bewölkung, wenn die Sonne ganz offen steht oder nicht ganz von Wolken bedeckt ist, kann die Gesamtstrahlung durch eine Zunahme der Streustrahlung größer ausfallen als bei klarem Himmel,

Reflexion der Sonnenstrahlung von der Erdoberfläche

Die gesamte auf eine Oberfläche treffende Strahlung wird von ihr teilweise absorbiert und teilweise reflektiert. Das Verhältnis der Menge der von einer bestimmten Oberfläche reflektierten Sonnenstrahlung zur einfallenden Gesamtstrahlung wird als bezeichnet Reflexionsvermögen oder Albedo: A=R K /Q

wo Rk - reflektierter Strahlungsfluss. Die Albedo wird normalerweise als Bruchteil einer Einheit oder als Prozentsatz ausgedrückt.

Die Albedo der Erdoberfläche hängt von ihren Eigenschaften und ihrem Zustand ab: Farbe, Feuchtigkeit, Rauheit, Vorhandensein und Art der Vegetationsdecke. Dunkle und raue Böden reflektieren weniger als helle und glatte Böden. Nasse Böden reflektieren weniger als trockene Böden, weil sie dunkler sind. Folglich nimmt mit zunehmender Bodenfeuchte der von ihm absorbierte Anteil an der Gesamtstrahlung zu. Dies hat beispielsweise großen Einfluss auf das thermische Regime bewässerter Felder.

Frisch gefallener Schnee reflektiert am stärksten. In manchen Fällen erreicht die Schnee-Albedo 87 %, in der Arktis und Antarktis sogar 98 %. Gepackter, geschmolzener und stärker verschmutzter Schnee reflektiert viel weniger. Die Albedo unterschiedlicher Böden und Vegetationsbedeckungen unterscheidet sich relativ wenig.

Die Albedo natürlicher Oberflächen ändert sich im Laufe des Tages etwas, wobei die höchste Albedo morgens und abends beobachtet wird und tagsüber die Albedo leicht abnimmt. Dies erklärt sich aus der Abhängigkeit der spektralen Zusammensetzung der Gesamtstrahlung von der Sonnenhöhe und dem ungleichen Reflexionsvermögen derselben Oberfläche z unterschiedliche Längen Wellen. Bei niedrigem Sonnenstand ist der Anteil der Streustrahlung an der Zusammensetzung der Gesamtstrahlung erhöht und diese wird von einer rauen Oberfläche stärker reflektiert als von einer geraden.

Die Albedo von Wasseroberflächen ist im Durchschnitt geringer als die Albedo der Landoberfläche. Dies erklärt sich dadurch, dass die Sonnenstrahlen viel tiefer in die für sie transparenten oberen Wasserschichten eindringen als in den Boden. In Wasser werden sie dispergiert und absorbiert. Dabei wird die Albedo von Wasser durch den Grad seiner Trübung beeinflusst: Bei verschmutztem und getrübtem Wasser steigt die Albedo im Vergleich dazu merklich an sauberes Wasser. Das Reflexionsvermögen von Wolken ist sehr hoch: Im Durchschnitt beträgt ihre Albedo etwa 80 %.

Wenn man die Albedo der Oberfläche und die Gesamtstrahlung kennt, ist es möglich, die Menge an kurzwelliger Strahlung zu bestimmen, die von einer bestimmten Oberfläche absorbiert wird. Der Wert von 1-A ist der Absorptionskoeffizient kurzwelliger Strahlung durch eine gegebene Oberfläche. Sie zeigt an, welcher Anteil der auf eine gegebene Oberfläche auftreffenden Gesamtstrahlung von dieser absorbiert wird.

Albedo-Messungen große Gebiete Erdoberfläche und Wolken werden mit durchgeführt künstliche satelliten Erde. Informationen über die Albedo von Wolken ermöglichen es, ihre vertikale Ausdehnung abzuschätzen, und die Kenntnis der Albedo des Meeres ermöglicht es, die Höhe der Wellen zu berechnen.

ZonaleVerteilung der Sonnenstrahlung nahe der Erdoberfläche.

Die Sonnenstrahlung erreicht die Erdoberfläche geschwächt durch atmosphärische Absorption und Streuung. Außerdem gibt es immer Wolken in der Atmosphäre, und direkte Sonnenstrahlung erreicht oft nicht die Erdoberfläche, da sie von Wolken absorbiert, gestreut und zurückgeworfen wird. Bewölkung kann den Eintrag direkter Strahlung in weiten Bereichen reduzieren. Beispielsweise gehen in der Wüstenzone nur 20 % der direkten Sonneneinstrahlung durch das Vorhandensein von Wolken verloren. Aber in einem Monsunklima beträgt der Verlust an direkter Strahlung aufgrund von Bewölkung 75 %. In St. Petersburg lassen Wolken selbst im Jahresmittel 65 % der Direktstrahlung nicht auf die Erdoberfläche.

Verteilung der direkten Sonneneinstrahlung über Globus trägt komplexe Natur, da der Transparenzgrad der Atmosphäre und die Bewölkung je nach geografischer Lage sehr unterschiedlich sind. Die größte direkte Strahlungszufuhr erfolgt im Sommer nicht in den polaren Breiten, wie an der Grenze zur Atmosphäre, sondern auf dem 30.-40. Breitengrad. In den polaren Breiten ist die Strahlungsdämpfung aufgrund der niedrigen Sonnenstände zu groß. Im Frühjahr und Herbst liegt die maximale Direktstrahlung nicht am Äquator, wie an der Grenze zur Atmosphäre, sondern bei 10-20° im Frühjahr und 20-30° im Herbst: Der Äquator ist zu bewölkt. Nur im Winter dieser Hemisphäre erhält die Äquatorialzone Strahlung auf der Erdoberfläche sowie auf obere Grenze Atmosphäre, mehr als alle anderen Zonen.

Die Werte der Streustrahlung sind im Allgemeinen kleiner als die Direktstrahlung, aber die Größenordnung ist dieselbe. In tropischen und mittleren Breiten beträgt die Streustrahlung die Hälfte bis zwei Drittel der Direktstrahlung; unter 50-60 ° Breite ist es bereits fast eine gerade Linie, und in hohe Breiten(60-90°) ist die diffuse Strahlung fast das ganze Jahr über größer als die direkte Strahlung. Im Sommer ist der Eintrag von Streustrahlung in hohen Breiten größer als in anderen Zonen. nördliche Hemisphäre.

Geografische Verteilung der Gesamtstrahlung

Betrachten wir die Verteilung der jährlichen und monatlichen Mengen (Summen) der Gesamtstrahlung über den Globus. Wir sehen, dass es nicht ganz zonal ist: Die Strahlungs-Isolinien 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 in tropischen und subtropischen Breiten liegen bei über 140 kcal/cm2. Sie sind besonders groß in subtropischen Wüsten mit geringer Bewölkung und in Nordafrika 200-220 kcal/cm2 erreichen. Aber über dem Äquator Waldgebiete mit ihrer großen Trübung (über dem Amazonas- und Kongobecken, über Indonesien) werden sie auf 100-120 kcal/cm2 reduziert. Zu höheren Breiten beider Hemisphären hin nehmen die jährlichen Gesamtstrahlungsmengen ab und erreichen 60-80 kcal/cm2 bei 60° Breite. Aber dann wachsen sie wieder - wenig auf der Nordhalbkugel, aber sehr deutlich über der bewölkten und schneebedeckten Antarktis, wo sie in den Tiefen des Festlandes 120-130 kcal / cm2 erreichen, also Werte nahe den Tropen und über den Äquatorialen. Über den Ozeanen ist die Strahlungsmenge geringer als über Land.

Im Dezember größte Summen Strahlung, bis zu 20-22 kcal/cm2 und sogar noch höher, in den Wüsten der südlichen Hemisphäre. Aber in bewölkten Regionen in der Nähe des Äquators werden sie auf 8-12 kcal/cm2 reduziert. In der nördlichen Winterhalbkugel nimmt die Strahlung nach Norden schnell ab; nördlich des 50. Breitengrads liegt er unter 2 kcal/cm2 und etwas nördlich Polarkreis gleich Null ist. Auf der sommerlichen Südhalbkugel sinkt er nach Süden auf 10 kcal/cm2 und niedriger bei Breitengraden von 50-60°. Aber dann wächst sie – bis zu 20 kcal/cm2 vor der Küste der Antarktis und über 30 kcal/cm2 innerhalb der Antarktis, wo sie also höher ist als im Sommer in den Tropen.

Im Juni die höchsten Beträge Strahlung, über 22 kcal / cm2, über Nordostafrika, Arabien, dem iranischen Hochland. Bis zu 20 kcal/cm2 und mehr sind es Zentralasien; viel weniger, bis zu 14 kcal/cm2, in den tropischen Teilen der Kontinente der südlichen Hemisphäre. In bewölkten Äquatorregionen werden sie wie im Dezember auf 8-12 kcal/cm2 reduziert. In der sommerlichen Nordhalbkugel nimmt die Strahlungsmenge von den Subtropen nach Norden und nördlich von 50 ° N langsam ab. Sch. zunehmen und im arktischen Becken 20 kcal/cm2 und mehr erreichen. In der winterlichen Südhalbkugel nehmen sie nach Süden schnell ab, bis jenseits des Polarkreises.
(http://gisssu.narod.ru/world/wcl_txt.ht

Die Erde erhält von der Sonne 1,36 * 10v24 cal Wärme pro Jahr. Im Vergleich zu dieser Energiemenge ist die verbleibende Menge an Strahlungsenergie, die die Erdoberfläche erreicht, vernachlässigbar. Somit beträgt die Strahlungsenergie der Sterne ein Hundertmillionstel der Sonnenenergie, kosmische Strahlung- zwei Milliardstel, innere Wärme Die Erde an ihrer Oberfläche entspricht einem Fünftausendstel der Sonnenwärme.
Strahlung der Sonne - Sonnenstrahlung- ist die Hauptenergiequelle für fast alle Prozesse, die in der Atmosphäre, Hydrosphäre und in den oberen Schichten der Lithosphäre ablaufen.
Die Maßeinheit der Intensität der Sonnenstrahlung ist die Anzahl der Wärmekalorien, die von 1 cm2 einer absolut schwarzen Oberfläche senkrecht zur Richtung der Sonnenstrahlen in 1 Minute aufgenommen werden (cal/cm2*min).

Der Fluss der Strahlungsenergie von der Sonne, der erreicht Erdatmosphäre, ist sehr stabil. Seine Intensität wird Solarkonstante (Io) genannt und beträgt durchschnittlich 1,88 kcal/cm2 min.
Der Wert der Sonnenkonstante schwankt je nach Entfernung der Erde von der Sonne und weiter Sonnenaktivität. Seine Schwankungen im Laufe des Jahres betragen 3,4-3,5%.
Wenn die Sonnenstrahlen überall senkrecht auf die Erdoberfläche fallen würden, würde jeder Quadratzentimeter davon ohne Atmosphäre und mit einer Sonnenkonstante von 1,88 cal / cm2 * min 1000 kcal pro Jahr erhalten. Aufgrund der Tatsache, dass die Erde kugelförmig ist, reduziert sich diese Menge um das 4-fache und 1 sq. cm erhält durchschnittlich 250 kcal pro Jahr.
Die Menge der von der Oberfläche empfangenen Sonnenstrahlung hängt vom Einfallswinkel der Strahlen ab.
Die Fläche, die senkrecht zur Richtung der Sonnenstrahlen steht, erhält die maximale Strahlungsmenge, da hier die gesamte Energie auf eine Stelle mit einem Querschnitt verteilt wird, gleich dem Querschnitt Strahlenbündel - a. Bei schrägem Einfall desselben Strahlenbündels verteilt sich die Energie großes Gebiet(Abschnitt c) und eine Flächeneinheit erhält eine kleinere Menge davon. Je kleiner der Einfallswinkel der Strahlen ist, desto geringer ist die Intensität der Sonnenstrahlung.
Die Abhängigkeit der Intensität der Sonnenstrahlung vom Einfallswinkel der Strahlen wird durch die Formel ausgedrückt:

I1 = I0 * sinh,

wobei I0 die Intensität der Sonnenstrahlung bei reinem Strahleneinfall ist. Außerhalb der Atmosphäre die Solarkonstante;
I1 - die Intensität der Sonnenstrahlung, wenn die Sonnenstrahlen in einem Winkel h einfallen.
I1 ist so oft kleiner als I0, wie oft der Abschnitt a kleiner ist als der Abschnitt b.
Abbildung 27 zeigt, dass a / b \u003d Sünde A ist.
Der Einfallswinkel der Sonnenstrahlen (Sonnenhöhe) beträgt nur in Breiten von 23 ° 27 "N bis 23 ° 27" S 90 °. (also zwischen den Tropen). In anderen Breitengraden ist er immer kleiner als 90° (Tabelle 8). Entsprechend der Abnahme des Einfallswinkels der Strahlen sollte auch die Intensität der an der Oberfläche ankommenden Sonnenstrahlung in verschiedenen Breiten abnehmen. Da die Höhe der Sonne nicht das ganze Jahr und tagsüber konstant bleibt, ändert sich die Menge der von der Oberfläche aufgenommenen Sonnenwärme kontinuierlich.

Die Menge der von der Oberfläche empfangenen Sonnenstrahlung steht in direktem Zusammenhang damit von der Dauer der Sonneneinstrahlung.

BEI äquatoriale Zone Außerhalb der Atmosphäre erfährt die Menge an Sonnenwärme im Laufe des Jahres nicht große Schwankungen, während diese Schwankungen in hohen Breiten sehr groß sind (siehe Tabelle 9). BEI Winterzeit Unterschiede im solaren Wärmegewinn zwischen hohen und niedrigen Breiten sind besonders signifikant. BEI Sommerzeit, erhalten die Polarregionen bei kontinuierlicher Beleuchtung die maximale Menge an Sonnenwärme pro Tag auf der Erde. Am Tag der Sommersonnenwende ist sie auf der Nordhalbkugel um 36 % höher als die tägliche Wärmemenge am Äquator. Da aber die Tagesdauer am Äquator nicht 24 Stunden (wie zu dieser Zeit am Pol), sondern 12 Stunden beträgt, bleibt die Sonneneinstrahlung pro Zeiteinheit am Äquator am größten. Das Sommermaximum der täglichen Sonnenwärmesumme, das bei etwa 40–50° Breite beobachtet wird, ist mit einem relativ langen Tag (mehr als zu dieser Zeit um 10–20° Breite) auf einer signifikanten Höhe der Sonne verbunden. Die Unterschiede in der Wärmeaufnahme der Äquator- und Polarregionen sind im Sommer geringer als im Winter.
Die Südhalbkugel empfängt mehr Hitze als der Norden im Winter - im Gegenteil (es beeinflusst die Änderung der Entfernung der Erde von der Sonne). Und wenn die Oberfläche beider Hemisphären vollständig homogen wäre, wären die jährlichen Amplituden der Temperaturschwankungen auf der Südhalbkugel größer als auf der Nordhalbkugel.
Sonnenstrahlung in der Atmosphäre erfährt quantitative und qualitative Veränderungen.
Selbst eine ideale, trockene und saubere Atmosphäre absorbiert und streut Strahlen und reduziert so die Intensität der Sonnenstrahlung. Die Schwächungswirkung der realen Atmosphäre, die Wasserdampf und feste Verunreinigungen enthält, auf die Sonnenstrahlung ist viel größer als die ideale. Die Atmosphäre (Sauerstoff, Ozon, Kohlendioxid, Staub und Wasserdampf) absorbiert hauptsächlich ultraviolette und infrarote Strahlen. Die von der Atmosphäre absorbierte Strahlungsenergie der Sonne wird in andere Energiearten umgewandelt: thermische, chemische usw. Im Allgemeinen schwächt die Absorption die Sonnenstrahlung um 17-25%.
Moleküle atmosphärischer Gase streuen Strahlen mit relativ kurzen Wellen - violett, blau. Das erklärt die blaue Farbe des Himmels. Verunreinigungen streuen Strahlen gleichermaßen mit Wellen verschiedene Längen. Daher erhält der Himmel mit einem erheblichen Gehalt an ihnen einen weißlichen Farbton.
Aufgrund der Streuung und Reflexion der Sonnenstrahlen durch die Atmosphäre wird an bewölkten Tagen Tageslicht beobachtet, Objekte im Schatten sind sichtbar und das Phänomen der Dämmerung tritt auf.
Wie längerer Weg Strahl in der Atmosphäre, desto dicker muss er passieren und desto stärker wird die Sonnenstrahlung geschwächt. Daher nimmt mit zunehmender Höhe der Einfluss der Atmosphäre auf die Strahlung ab. Die Länge des Sonnenweges in der Atmosphäre hängt von der Höhe der Sonne ab. Wenn wir als Einheit die Weglänge des Sonnenstrahls in der Atmosphäre in Höhe der Sonne 90 ° (m) nehmen, wird das Verhältnis zwischen der Höhe der Sonne und der Weglänge des Strahls in der Atmosphäre sein wie in Tabelle gezeigt. zehn.

Die Gesamtdämpfung der Strahlung in der Atmosphäre bei jeder Sonnenhöhe kann durch die Bouguer-Formel ausgedrückt werden: Im = I0 * pm, wobei Im die Intensität der Sonnenstrahlung in der Nähe der Erdoberfläche ist, die in der Atmosphäre verändert wird; I0 - Solarkonstante; m ist der Weg des Strahls in der Atmosphäre; bei einer Sonnenhöhe von 90 ° ist es gleich 1 (die Masse der Atmosphäre), p ist der Transparenzkoeffizient ( Bruchzahl, die zeigt, welcher Strahlungsanteil die Oberfläche bei m=1 erreicht).
Bei einer Sonnenhöhe von 90°, bei m=1, ist die Intensität der Sonnenstrahlung nahe der Erdoberfläche I1 p mal kleiner als Io, also I1=Io*p.
Ist die Sonnenhöhe kleiner als 90°, so ist m immer größer als 1. Der Weg eines Sonnenstrahls kann aus mehreren Segmenten bestehen, die jeweils gleich 1 sind. Die Intensität der Sonnenstrahlung an der Grenze zwischen den erstes (aa1) und zweites (a1a2) Segment I1 ist offensichtlich gleich Io *p, Strahlungsintensität nach Passieren des zweiten Segments I2=I1*p=I0 p*p=I0 p2; I3=I0p3 usw.

Die Transparenz der Atmosphäre ist nicht konstant und ist nicht gleich in verschiedene Bedingungen. Das Verhältnis der Transparenz der realen Atmosphäre zur Transparenz der idealen Atmosphäre – der Trübungsfaktor – ist immer größer als eins. Sie hängt vom Gehalt an Wasserdampf und Staub in der Luft ab. Mit zunehmender geografischer Breite nimmt der Trübungsfaktor ab: bei Breitengraden von 0 bis 20 ° N. Sch. es ist im Durchschnitt gleich 4,6 in Breiten von 40 bis 50 ° N. Sch. - 3,5, in Breiten von 50 bis 60 ° N. Sch. - 2,8 und in Breiten von 60 bis 80 ° N. Sch. - 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 die Dämpfung der Sonnenstrahlung.
Unterscheiden direkte, diffuse und totale Sonneneinstrahlung.
Ein Teil der Sonnenstrahlung, die durch die Atmosphäre auf die Erdoberfläche dringt, ist Direktstrahlung. Ein Teil der von der Atmosphäre gestreuten Strahlung wird in diffuse Strahlung umgewandelt. Die gesamte direkt und diffus auf die Erdoberfläche auftreffende Sonnenstrahlung wird als Gesamtstrahlung bezeichnet.
Das Verhältnis zwischen direkter und gestreuter Strahlung variiert stark je nach Bewölkung, Staubigkeit der Atmosphäre, aber auch nach Sonnenhöhe. Bei klarem Himmel übersteigt der Anteil der Streustrahlung 0,1 % nicht, 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 50° und klarem Himmel übersteigt der Streustrahlungsanteil 10-20% nicht.
Karten mit durchschnittlichen jährlichen und monatlichen Werten der Gesamtstrahlung ermöglichen es uns, die Hauptmuster darin zu erkennen geografische Verteilung. Die Jahreswerte der Gesamtstrahlung verteilen sich hauptsächlich zonal. Die größte jährliche Menge an Gesamtstrahlung auf der Erde wird von der Oberfläche in tropischen Binnenwüsten (Ostsahara und Hauptteil Arabien). Eine merkliche Abnahme der Gesamtstrahlung am Äquator wird durch hohe Luftfeuchtigkeit und starke Bewölkung verursacht. In der Arktis beträgt die Gesamtstrahlung 60-70 kcal/cm2 pro Jahr; in der Antarktis ist sie aufgrund der häufig wiederkehrenden klaren Tage und der größeren Transparenz der Atmosphäre etwas größer.

Im Juni erhält die nördliche Hemisphäre die größten Strahlungsmengen, insbesondere die tropischen und subtropischen Binnenregionen. Die von der Erdoberfläche empfangene Sonnenstrahlung in den gemäßigten und polaren Breiten der Nordhalbkugel unterscheidet sich kaum, was hauptsächlich auf die lange Tagesdauer in den Polarregionen zurückzuführen ist. Zoning in der Verteilung der Gesamtstrahlung oben. Kontinente in der nördlichen Hemisphäre und in den tropischen Breiten der südlichen Hemisphäre ist fast nicht ausgeprägt. Es manifestiert sich besser in der nördlichen Hemisphäre über dem Ozean und kommt deutlich in den außertropischen Breiten der südlichen Hemisphäre zum Ausdruck. Am südlichen Polarkreis nähert sich der Wert der gesamten Sonneneinstrahlung 0.
Im Dezember gelangen die größten Strahlungsmengen auf die Südhalbkugel. Die hochgelegene Eisfläche der Antarktis mit hoher Luftdurchlässigkeit erhält im Juni deutlich mehr Gesamtstrahlung als die Oberfläche der Arktis. In den Wüsten (Kalahari, Great Australian) gibt es viel Hitze, aber aufgrund der größeren Ozeanität der südlichen Hemisphäre (Einfluss von hoher Luftfeuchtigkeit und Bewölkung) sind ihre Mengen hier etwas geringer als im Juni in den gleichen Breiten der Nordhalbkugel. In den äquatorialen und tropischen Breiten der nördlichen Hemisphäre variiert die Gesamtstrahlung relativ wenig, und die Zonierung in ihrer Verteilung ist nur nördlich des nördlichen Wendekreises deutlich ausgeprägt. Mit zunehmendem Breitengrad nimmt die Gesamtstrahlung ziemlich schnell ab, ihre Null-Isolinie verläuft etwas nördlich des Polarkreises.
Die gesamte Sonnenstrahlung, die auf die Erdoberfläche fällt, wird teilweise zurück in die Atmosphäre reflektiert. Das Verhältnis der von einer Oberfläche reflektierten Strahlungsmenge zur auf diese Oberfläche einfallenden Strahlungsmenge wird als bezeichnet Albedo. Albedo charakterisiert das Reflexionsvermögen einer Oberfläche.
Die Albedo der Erdoberfläche hängt von ihrem Zustand und ihren Eigenschaften ab: Farbe, Feuchtigkeit, Rauheit usw. Frisch gefallener Schnee hat das höchste Reflexionsvermögen (85-95%). Ruhig Wasseroberfläche Wenn die Sonnenstrahlen senkrecht darauf fallen, werden nur 2-5% reflektiert, und wenn die Sonne tief steht, fast alle Strahlen, die darauf fallen (90%). Albedo von trockenem Schwarzerde - 14%, nass - 8, Wald - 10-20, Wiesenvegetation - 18-30, sandige Wüstenoberflächen - 29-35, Oberflächen Meereis - 30-40%.
Die große Albedo der Eisfläche, insbesondere bei Neuschneebedeckung (bis zu 95 %), ist der Grund für niedrige Temperaturen in den Polarregionen im Sommer, wenn dort die Sonneneinstrahlung erheblich ist.
Strahlung der Erdoberfläche und Atmosphäre. Jeder Körper mit einer Temperatur über dem absoluten Nullpunkt (größer als minus 273°) sendet Strahlungsenergie aus. Der Gesamtemissionsgrad eines schwarzen Körpers ist proportional zur vierten Potenz von ihm Absolute Temperatur(T):
E \u003d σ * T4 kcal / cm2 pro Minute (Stefan-Boltzmann-Gesetz), wobei σ ein konstanter Koeffizient ist.
Je höher die Temperatur strahlender Körper, desto kürzer ist die Wellenlänge der emittierten nm-Strahlung. Die glühende Sonne sendet in den Weltraum kurzwellige Strahlung. Die Erdoberfläche, die kurzwellige Sonnenstrahlung absorbiert, erwärmt sich und wird auch zu einer Strahlungsquelle (terrestrische Strahlung). Ho, da die Temperatur der Erdoberfläche mehrere zehn Grad nicht überschreitet, ist es langwellige Strahlung, unsichtbar.
Die Erdstrahlung wird größtenteils von der Atmosphäre zurückgehalten (Wasserdampf, Kohlendioxid, Ozon), aber Strahlen mit einer Wellenlänge von 9-12 Mikrometern gehen ungehindert über die Atmosphäre hinaus, und daher verliert die Erde einen Teil ihrer Wärme.
Die Atmosphäre, die einen Teil der durch sie hindurchtretenden Sonnenstrahlung und mehr als die Hälfte der Erdstrahlung absorbiert, strahlt selbst Energie ab und ein Weltraum, und zur Erdoberfläche. Atmosphärische Strahlung, die auf die Erdoberfläche gerichtet ist, wird als Richtung Erdoberfläche bezeichnet entgegengesetzte Strahlung. Diese Strahlung ist, wie die irdische, langwellig, unsichtbar.
In der Atmosphäre treffen zwei Ströme langwelliger Strahlung aufeinander - die Strahlung der Erdoberfläche und die Strahlung der Atmosphäre. Die Differenz zwischen ihnen, die den tatsächlichen Wärmeverlust durch die Erdoberfläche bestimmt, wird genannt effiziente Strahlung. 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 beobachtet - 80 kcal/cm2 pro Jahr - aufgrund von hohe Temperatur Oberfläche, Trockenheit der Luft und Klarheit des Himmels. Am Äquator beträgt die effektive Strahlung bei hoher Luftfeuchtigkeit nur etwa 30 kcal/cm2 pro Jahr, und ihr Wert für Land und Meer unterscheidet sich kaum. Die niedrigste effektive Strahlung in den Polarregionen. In gemäßigten Breiten verliert die Erdoberfläche etwa die Hälfte der Wärmemenge, die sie durch die Absorption der Gesamtstrahlung erhält.
Die Fähigkeit der Atmosphäre, die kurzwellige Strahlung der Sonne (direkte und diffuse Strahlung) durchzulassen und die langwellige Strahlung der Erde zu verzögern, wird Treibhauseffekt (Treibhauseffekt) genannt. Aufgrund des Treibhauseffekts beträgt die durchschnittliche Temperatur der Erdoberfläche +16°, ohne Atmosphäre wären es -22° (38° niedriger).
Strahlungsbilanz (Reststrahlung). Die Erdoberfläche nimmt gleichzeitig Strahlung auf und gibt sie ab. Die ankommende Strahlung ist die gesamte Sonnenstrahlung und die Gegenstrahlung der Atmosphäre. Verbrauch - die Reflexion des Sonnenlichts von der Oberfläche (Albedo) und die Eigenstrahlung der Erdoberfläche. Der Unterschied zwischen einfallender und austretender Strahlung ist Strahlungsbilanz, oder Reststrahlung. Der Wert der Strahlungsbilanz wird durch die Gleichung bestimmt

R \u003d Q * (1-α) - ich,

wobei Q die gesamte Sonneneinstrahlung pro Flächeneinheit ist; α - Albedo (Bruch); I - effektive Strahlung.
Ist der Input größer als der Output, ist die Strahlungsbilanz positiv, ist der Input kleiner als der Output, ist die Bilanz negativ. Nachts ist die Strahlungsbilanz in allen Breitengraden negativ, tagsüber bis mittags überall positiv, außer in hohen Breitengraden im Winter; am Nachmittag - wieder negativ. Im Durchschnitt pro Tag kann die Strahlungsbilanz sowohl positiv als auch negativ sein (Tabelle 11).


Auf der Karte sind die Jahressummen der Strahlungsbilanz der Erdoberfläche zu sehen abrupte Änderung Positionen von Isolinien während ihres Übergangs vom Land zum Ozean. In der Regel übersteigt die Strahlungsbilanz der Meeresoberfläche die Strahlungsbilanz des Landes (Einfluss von Albedo und effektiver Strahlung). Die Verteilung der Strahlungsbilanz ist im Allgemeinen zonal. Am Ozean in tropischen Breiten erreichen die Jahreswerte der Strahlungsbilanz 140 kcal/cm2 (Arabisches Meer) und überschreiten in Grenznähe 30 kcal/cm2 nicht schwimmendes Eis. Abweichungen von der zonalen Verteilung der Strahlungsbilanz im Ozean sind unbedeutend und werden durch die Wolkenverteilung verursacht.
An Land in den äquatorialen und tropischen Breiten schwanken die Jahreswerte der Strahlungsbilanz je nach Feuchtigkeitsverhältnissen zwischen 60 und 90 kcal/cm2. Die größten Jahressummen der Strahlungsbilanz werden in den Regionen verzeichnet, in denen die Albedo und die effektive Strahlung relativ klein sind (Feuchtigkeit Regenwald, Savanne). Ihr niedrigster Wert liegt in sehr feuchten (große Bewölkung) und in sehr trockenen (große Wirkstrahlung) Gebieten. In gemäßigten und hohen Breiten nimmt der Jahreswert der Strahlungsbilanz mit zunehmendem Breitengrad ab (Effekt einer Abnahme der Gesamtstrahlung).
Die Jahressummen der Strahlung gleichen sich aus zentrale Regionen Antarktis sind negativ (wenige Kalorien pro 1 cm2). In der Arktis liegen diese Werte nahe bei Null.
Im Juli ist die Strahlungsbilanz der Erdoberfläche in einem erheblichen Teil der Südhalbkugel negativ. Die Nullsaldolinie verläuft zwischen 40 und 50°S. Sch. Der höchste Wert der Strahlungsbilanz wird an der Meeresoberfläche in den tropischen Breiten der Nordhalbkugel und an der Oberfläche einiger erreicht Binnenmeere, zum Beispiel Schwarz (14-16 kcal / cm2 pro Monat).
Im Januar liegt die Nullsaldolinie zwischen 40 und 50°N. Sch. (über den Ozeanen steigt er etwas nach Norden an, über den Kontinenten fällt er nach Süden ab). Ein erheblicher Teil der Nordhalbkugel weist eine negative Strahlungsbilanz auf. Die größten Werte der Strahlungsbilanz beschränken sich auf die tropischen Breiten der Südhalbkugel.
Im Jahresmittel ist die Strahlungsbilanz der Erdoberfläche positiv. Die Oberflächentemperatur steigt dabei nicht an, sondern bleibt annähernd konstant, was nur durch den kontinuierlichen Verbrauch überschüssiger Wärme zu erklären ist.
Die Strahlungsbilanz der Atmosphäre setzt sich aus der von ihr absorbierten solaren und terrestrischen Strahlung einerseits und der atmosphärischen Strahlung andererseits zusammen. Sie ist immer negativ, da die Atmosphäre nur einen kleinen Teil der Sonnenstrahlung absorbiert und fast so viel strahlt wie die Oberfläche.
Die Strahlungsbilanz der Oberfläche und der Atmosphäre zusammen für die gesamte Erde ist für ein Jahr im Durchschnitt gleich Null, kann aber in Breitengraden sowohl positiv als auch negativ sein.
Die Folge einer solchen Verteilung der Strahlungsbilanz sollte die Wärmeübertragung in Richtung vom Äquator zu den Polen sein.
Thermisches Gleichgewicht. Die Strahlungsbilanz ist die wichtigste Komponente Wärmebilanz. Die Oberflächenwärmebilanzgleichung zeigt, wie die einfallende solare Strahlungsenergie auf der Erdoberfläche umgewandelt wird:

wobei R die Strahlungsbilanz ist; LE - Wärmeverbrauch für Verdampfung (L - latente Wärme Verdampfung, E - Verdampfung);
P - turbulenter Wärmeaustausch zwischen der Oberfläche und der Atmosphäre;
A - Wärmeaustausch zwischen der Oberfläche und darunter liegenden Boden- oder Wasserschichten.
Die Strahlungsbilanz einer Oberfläche gilt als positiv, wenn die von der Oberfläche absorbierte Strahlung den Wärmeverlust übersteigt, und als negativ, wenn sie diese nicht ergänzt. Alle anderen Terme der Wärmebilanz werden als positiv angesehen, wenn sie einen Wärmeverlust durch die Oberfläche verursachen (wenn sie einem Wärmeverbrauch entsprechen). Als. alle Terme der Gleichung können sich ändern, der Wärmehaushalt wird ständig gestört und wiederhergestellt.
Die oben betrachtete Gleichung der Oberflächenwärmebilanz ist ungefähr, da sie einige sekundäre, aber unter bestimmten Bedingungen erworbene Bedingungen nicht berücksichtigt Bedeutung Faktoren wie Wärmefreisetzung beim Einfrieren, Wärmeverbrauch beim Auftauen usw.
Die Wärmebilanz der Atmosphäre setzt sich aus der Strahlungsbilanz der Atmosphäre Ra, der von der Oberfläche kommenden Wärme Pa, der bei der Kondensation in die Atmosphäre freigesetzten Wärme LE und dem horizontalen Wärmeübergang (Advektion) Aa zusammen. Die Strahlungsbilanz der Atmosphäre ist immer negativ. Positiv sind der Wärmeeintrag durch Feuchtigkeitskondensation und die Größe der turbulenten Wärmeübertragung. Wärmeadvektion führt im Jahresdurchschnitt zu einer Übertragung von niedrigen Breiten in hohe Breiten: Sie bedeutet also Wärmeverbrauch in niedrigen Breiten und Ankunft in hohen Breiten. In einer mehrjährigen Ableitung lässt sich die Wärmebilanz der Atmosphäre durch die Gleichung Ra=Pa+LE ausdrücken.
Die Wärmebilanz der Oberfläche und der Atmosphäre zusammengenommen ist im langjährigen Mittel gleich 0 (Abb. 35).

Die pro Jahr in die Atmosphäre eintretende Menge an Sonnenstrahlung (250 kcal/cm2) wird zu 100 % angenommen. Sonnenstrahlung, die in die Atmosphäre eindringt, wird teilweise von den Wolken reflektiert und geht über die Atmosphäre hinaus zurück - 38%, teilweise von der Atmosphäre absorbiert - 14% und teilweise in Form direkter Sonnenstrahlung auf die Erdoberfläche - 48%. Von den 48 %, die die Oberfläche erreichen, werden 44 % von ihr absorbiert und 4 % werden reflektiert. Somit beträgt die Albedo der Erde 42 % (38+4).
Die von der Erdoberfläche absorbierte Strahlung wird wie folgt verbraucht: 20 % gehen durch effektive Strahlung verloren, 18 % werden für die Verdunstung von der Oberfläche verbraucht, 6 % werden für die Erwärmung der Luft bei turbulenter Wärmeübertragung verbraucht (insgesamt 24 %). Der Wärmeverlust durch die Oberfläche gleicht ihre Ankunft aus. Die von der Atmosphäre aufgenommene Wärme (14 % direkt von der Sonne, 24 % von der Erdoberfläche) wird zusammen mit der effektiven Strahlung der Erde in den Weltall geleitet. Die Albedo (42 %) und die Strahlung (58 %) der Erde gleichen den Eintrag von Sonnenstrahlung in die Atmosphäre aus.

(Q) ist die Kombination aus direkter Sonnenstrahlung, die direkt von der Sonne kommt, und diffuser Strahlung (Strahlungsenergie, die von Wolken und sich selbst gestreut wird).

Die Gesamtstrahlung bei wolkenlosem Himmel ( mögliche Strahlung) hängt vom Breitengrad des Ortes, der Höhe der Sonne, der Beschaffenheit der darunter liegenden Oberfläche und der Transparenz der Atmosphäre ab, d.h. aus dem Gehalt an Aerosolen darin und. Eine Erhöhung des Aerosolgehalts führt zu einer Abnahme der Direktstrahlung und einer Zunahme der Streustrahlung. Letzteres tritt auch bei einer Erhöhung der Albedo des Untergrunds auf. Der Anteil der Streustrahlung an der Gesamtstrahlung beträgt bei wolkenlosem Himmel 20–25 %.

Die Verteilung der monatlichen und jährlichen Summen der Gesamtstrahlung über das Territorium Russlands bei wolkenlosem Himmel ist in der Tabelle in Form von Breitengrad-Mittelwerten angegeben.

In allen Jahreszeiten nimmt die Gesamtstrahlungsmenge von Nord nach Süd entsprechend der Änderung des Sonnenstandes zu. Die Ausnahme ist die Zeit von Mai bis Juli, wenn die Kombination aus einem langen Tag und der Höhe der Sonne im Norden für ziemlich hohe Werte der Gesamtstrahlung sorgt.

Die Gesamtstrahlung bei wolkenlosem Himmel ist durch das Vorhandensein höherer Werte im asiatischen Teil im Vergleich zum europäischen Teil gekennzeichnet.

Unter Bedingungen klarer Himmel die Gesamtstrahlung hat einen einfachen Tagesgang mit einem Maximum um die Mittagszeit. Im Jahresverlauf wird das Maximum im Juni - dem Monat - notiert größte Höhe Sonne.

Die unter realen Bedingungen monatlich und jährlich ankommende Gesamtstrahlung ist nur ein Teil des Möglichen, was eine Manifestation des Einflusses der Bewölkung ist. Die größten Abweichungen des realen Monatseinkommens vom möglichen sind im Sommer zu beobachten Fernost, wo unter dem Einfluss des Monsuns die Bewölkung die Gesamtstrahlung um 40–60% reduziert. Insgesamt für das Jahr den größten Anteil von der möglichen Gesamtstrahlung am meisten südlichen Regionen Russland - bis zu 80%.

Bei Anwesenheit von Wolken wird die Gesamtstrahlung nicht nur durch die Anzahl und Form der Wolken, sondern auch durch den Zustand der Sonnenscheibe bestimmt. Wenn offen Sonnenscheibe Das Auftreten von Bewölkung führt zu einer Erhöhung der Gesamtstrahlung aufgrund einer Erhöhung der Streustrahlung. An manchen Tagen kann die diffuse Strahlung der direkten Strahlung entsprechen. In diesen Fällen kann die tägliche Einstrahlung der Gesamtstrahlung die Strahlung bei wolkenlosem Himmel übersteigen.

Der astronomische Faktor ist im Jahresverlauf der Gesamtstrahlung ausschlaggebend, allerdings ist aufgrund des Wolkeneinflusses der maximale Strahlungseinfall nicht wie bei wolkenlosem Himmel typisch im Juni, sondern im Juli und sogar noch zu beobachten im Mai.

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