Radiačná bilancia podkladového povrchu sa rovná rozdielu medzi celkovým žiarením absorbovaným zemským povrchom a efektívnym žiarením:

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

kde S' je priame slnečné žiarenie; D - rozptýlené žiarenie; Q - celkové slnečné žiarenie; R - odrazené žiarenie; Ak - albedo podkladového povrchu, Ез - samovyžarovanie zemského povrchu; b- relatívny koeficient absorpcie dlhovlnného žiarenia podkladovým povrchom; E a - protižiarenie atmosféry; Eef je efektívne žiarenie podkladového povrchu.

Množstvo absorbovaného žiarenia je do značnej miery určené hodnotou albeda – odrazivosťou zemského povrchu. Albedo namerané na aktinometrických staniciach (v zime je lokalita pokrytá snehom, v lete trávou) úplne necharakterizuje reflexné vlastnosti veľkých plôch. V zime sa rozdiel v albede medzi otvorenými zasneženými oblasťami a lesmi pokrytými snehom pohybuje od 15 do 30 %. V období bez snehu sa albedo zelenej trávy mierne líši od albeda lesa, preto aj v oblastiach s veľkými lesnými plochami je rozdiel medzi absorbovaným žiarením otvorených plôch (meteorologických lokalít) a skutočným podložným povrchom v rámci hlavná chyba vo výpočte mesačných súm absorbovaného žiarenia. Vo všeobecnosti zemský povrch počas roka absorbuje od 50 % (v Arktíde) do 80 % (v južných oblastiach) prichádzajúceho celkového žiarenia. Väčšina ročného množstva absorbovaného žiarenia pripadá na obdobie od apríla do septembra. V severných regiónoch to zostáva 90 – 95 % ročného množstva, v južných regiónoch 70 – 80 %.

Zemský povrch zohriaty v dôsledku absorpcie slnečného žiarenia sa stáva zdrojom vlastného žiarenia smerujúceho do atmosféry. Atmosféra, ktorá sa ohrieva v dôsledku turbulentnej výmeny tepla so zemským povrchom, zase vyžaruje tepelné žiarenie smerujúce k zemskému povrchu (atmosférické protižiarenie). Rozdiel medzi vlastným vyžarovaním zemského povrchu a časťou protižiarenia atmosféry absorbovanej zemským povrchom sa nazýva efektívne žiarenie. Rozloženie ročných súm efektívneho žiarenia je blízke zemepisnej šírke, nárast zo severu na juh sa pohybuje v rozmedzí 800–1800 MJ/km2.

Radiačná bilancia sa mení pod vplyvom faktorov ovplyvňujúcich jej hlavné zložky. V noci sú hodnoty radiačnej bilancie, určené len efektívnym žiarením, závislé od teploty podkladového povrchu, oblačnosti a atmosférického zvrstvenia. Počas dňa hlavná zložka radiačnej bilancie – celkové žiarenie – závisí od výšky slnka, oblačnosti a albeda podložného povrchu.

V noci má radiačná bilancia záporné hodnoty. Prechod z negatívnych na kladné hodnoty nastáva v priemere 1 hodinu po východe slnka a opačný prechod z kladných na záporné hodnoty nastáva 1 hodinu 30 minút pred západom slnka. V zimných mesiacoch na severe je cez deň pozorovaná negatívna radiačná bilancia.V ročnom chode je zmena znamienka radiačnej bilancie spojená s dátumami vzniku a deštrukcie stabilnej snehovej pokrývky. Na ostrovných polárnych staniciach (do 75–77°N) sa negatívna radiačná bilancia pozoruje 7–8 mesiacov a v miernych šírkach 3–4 mesiace. (od novembra do februára), na juhu (do 45–46 ° N) - do 1–2 mesiacov. (december-január) a južnejšie je radiačná bilancia pozitívna počas celého roka.

Radiačná bilancia otvorených plôch zemského povrchu (meteorologické lokality) najpresnejšie charakterizuje podmienky miest ľudského osídlenia a hospodárskej činnosti, ale líši sa od radiačnej bilancie reálneho povrchu (napríklad lesov). Radiačná bilancia ihličnatých lesov je teda o 50 – 60 % vyššia ako na otvorenom priestranstve. Pri listnatých lesoch sú tieto rozdiely menšie. Lesostepi, stepi a iné nelesné povrchy sú svojou odrazivosťou blízke meteorologickým lokalitám, takže údaje aktinometrických pozorovaní možno využiť na hodnotenie radiačnej bilancie polí obilnín.

V zimných mesiacoch (pre väčšinu Ruska je to obdobie od novembra do februára) má radiačná bilancia záporné hodnoty a jej rozloženie na území je veľmi odlišné od zemepisnej šírky. V januári je porušenie zónovania spojené s prítomnosťou dvoch rozsiahlych oblastí v miernych zemepisných šírkach, ktoré sa vyznačujú miernym poklesom negatívnych hodnôt radiačnej bilancie. Jedna z nich sa nachádza na severozápade európskej časti Ruska, kde je nárast radiačnej bilancie spojený s veľkou oblačnosťou pod vplyvom západného transportu vlhkých vzdušných hmôt. Druhý región sa nachádza vo východnej Sibíri, kde je nárast radiačnej bilancie spojený s prevahou anticyklonálnej cirkulácie v zimných mesiacoch, čo prispieva k tvorbe inverzií.

Hranica nulovej radiačnej bilancie v januári a decembri prechádza v zemepisnej šírke 45–46° s. š. na území Krasnodar. V novembri a februári v európskej časti Ruska stúpa nulová izolína na 50° severnej šírky. a v ázijskej časti vedie pozdĺž juhu Prímorského kraja.

Obdobie prechodu zo zimy do leta zahŕňa marec, apríl a máj. Rozloženie radiačnej bilancie na území v týchto mesiacoch je určené najmä vlastnosťami podkladového povrchu (albeda). V marci severne od 60° s. radiačná bilancia zostáva naďalej negatívna a v apríli zostávajú negatívne hodnoty bilancie len na pobreží severných morí. V máji má radiačná bilancia kladné znamenie na celom území, jej hodnoty oproti aprílu prudko stúpajú. Na ďalekom severe je nárast z nulových hodnôt na 80 MJ/m2 a v miernych zemepisných šírkach zo 100–120 na 280–320 MJ/m2. Spolu so všeobecným zvýšením radiačnej bilancie v apríli aj máji sa v páse 55–62° severnej šírky pozoruje výrazný gradient (asi 20 MJ/m2 na 1° zemepisnej šírky). (apríl) a v páse 65–73°N. (Smieť). Je to spôsobené veľkými rozdielmi v albede podkladového povrchu v dôsledku rôznych časov topenia snehovej pokrývky. Ako je zrejmé z uvedených grafov dennej variácie, od zimy do jari intenzita radiačnej bilancie počas dňa prudko stúpa.

V letných mesiacoch je zmena radiačnej bilancie nad územím Ruska ako celku charakteristická jej nárastom zo severu na juh. V júni sú najnižšie mesačné bilančné hodnoty (menej ako 240 MJ/m2) v severných pobrežných oblastiach na východe európskej časti Ruska a na západnej Sibíri. Pri pohybe na juh je zaznamenaný prudký nárast radiačnej bilancie.

Na jeseň, na rozdiel od jarných mesiacov, nastáva zmena salda na celom území rovnomernejšie a jej rozloženie v septembri a októbri sa približuje k zemepisnej šírke. V septembri je síce radiačná bilancia pozitívna, jej absolútne hodnoty však v porovnaní s letnými mesiacmi prudko klesajú. Prejavuje sa to najmä na severe, kde je hodnota salda v tomto mesiaci 40 MJ/m 2 , čo je štyrikrát menej ako v auguste. V októbri je pozdĺž 60-stupňovej rovnobežky hranica medzi severnými regiónmi s negatívnou radiačnou bilanciou a s pozitívnou radiačnou bilanciou. Najvyššie hodnoty 120 MJ/m 2 sú pozorované na juhu Prímorského kraja.

Radiačná bilancia je v novembri negatívna takmer na celom území Ruska, iba južne od 50°s. udržiava si malé kladné hodnoty. Zemepisná povaha distribúcie, na rozdiel od predchádzajúcich mesiacov, je narušená kvôli zvláštnostiam cirkulačných procesov a charakteru podkladového povrchu. K zvýšeniu radiačnej bilancie nedochádza zo severu na juh, ale zo severovýchodu na juhozápad.

Bol by som vďačný, keby ste tento článok zdieľali na sociálnych sieťach:

Slnko je zdrojom korpuskulárneho a elektromagnetického žiarenia. Korpuskulárne žiarenie nepreniká atmosférou pod 90 km, zatiaľ čo elektromagnetické žiarenie dopadá na zemský povrch. V meteorológii sa nazýva slnečné žiarenie alebo jednoducho žiarenie. Je to jedna dvemiliardina celkovej energie Slnka a zo Slnka sa na Zem dostane za 8,3 minúty. Slnečné žiarenie je zdrojom energie pre takmer všetky procesy prebiehajúce v atmosfére a na zemskom povrchu. Je väčšinou krátkovlnné a pozostáva z ~9% neviditeľného ultrafialového žiarenia, ~47% žiarenia viditeľného svetla a ~44% neviditeľného infračerveného žiarenia. Keďže takmer polovicu slnečného žiarenia tvorí viditeľné svetlo. Slnko slúži ako zdroj nielen tepla, ale aj svetla – tiež nevyhnutnou podmienkou života na Zemi.

Žiarenie prichádzajúce na Zem priamo zo slnečného disku sa nazýva priame slnečné žiarenie. Vzhľadom na to, že vzdialenosť od Slnka k Zemi je veľká a Zem je malá, žiarenie dopadá na ktorýkoľvek z jej povrchov vo forme zväzku rovnobežných lúčov.

Slnečné žiarenie má určitú hustotu toku na jednotku plochy za jednotku času. Jednotkou merania intenzity žiarenia je množstvo energie (v jouloch alebo kalóriách), ktoré prijme 1 cm 2 povrchu za minútu, keď slnečné lúče dopadajú kolmo. Na hornej hranici atmosféry, v priemernej vzdialenosti od Zeme k Slnku, je to 8,3 J / cm "/min alebo 1,98 cal / cm 2 / min. Táto hodnota je akceptovaná ako medzinárodná norma a nazýva sa slnečná konštanta (S 0). Jej periodické výkyvy v priebehu roka sú nevýznamné (± 3,3 %) a sú spôsobené zmenou vzdialenosti Zeme od Slnka. Neperiodické výkyvy sú spôsobené rozdielnou emisivitou Slnka. klíma na hornej hranici atmosféry sa nazýva radiácia alebo slnečná a počíta sa teoreticky na základe uhla sklonu slnečných lúčov na vodorovnom povrchu.

Vo všeobecnosti sa slnečná klíma odráža na zemskom povrchu. Reálne žiarenie a teplota na Zemi sa zároveň výrazne líšia od slnečnej klímy v dôsledku rôznych pozemských faktorov. Hlavným je útlm žiarenia v atmosfére v dôsledku odrazu, absorpcie a rozptylu, ako aj v dôsledku odrazu žiarenia od zemského povrchu.

V hornej časti atmosféry prichádza všetko žiarenie vo forme priameho žiarenia. Podľa S. P. Khromova a M. A. Petrosyantsa sa 21 % z neho odráža od oblakov a vzduchu späť do vesmíru. Zvyšok žiarenia sa dostáva do atmosféry, kde je priame žiarenie čiastočne absorbované a rozptýlené. Zvyšné priame žiarenie (24 %) sa dostáva na zemský povrch, ale je oslabené. Vzorce jeho oslabovania v atmosfére vyjadruje Bouguerov zákon:

S \u003d S 0 * p m (J alebo cal / cm 2, za minútu),

kde S je množstvo priameho slnečného žiarenia, ktoré dosiahlo zemský povrch, na jednotku plochy (cm 2) umiestnenú kolmo na slnečné lúče, S 0 je slnečná konštanta, p je koeficient priehľadnosti v zlomkoch jednotky, ktorý ukazuje, aká časť žiarenia dopadajúceho na zemský povrch, m je dĺžka dráhy lúča v atmosfére.

V skutočnosti slnečné lúče dopadajú na zemský povrch a na akúkoľvek inú úroveň atmosféry pod uhlom menším ako 90°. Tok priameho slnečného žiarenia na vodorovný povrch sa nazýva insolácia (S 1). Vypočítava sa podľa vzorca S 1 \u003d S * sin h ☼ (J alebo cal / cm 2 za minútu), kde h ☼ je výška Slnka. Prirodzene, na jednotku vodorovného povrchu pripadá menej energie ako na jednotku plochy umiestnenej kolmo na slnečné lúče (obr. 22).

Atmosféra pohltí asi 23 % a rozptýli asi 32 % priameho slnečného žiarenia vstupujúceho do atmosféry a 26 % rozptýleného žiarenia potom prichádza na zemský povrch a 6 % ide do vesmíru.

Slnečné žiarenie podlieha v atmosfére nielen kvantitatívnym, ale aj kvalitatívnym zmenám, pretože vzdušné plyny a aerosóly selektívne absorbujú a rozptyľujú slnečné lúče. Hlavnými absorbérmi žiarenia sú vodná para, oblaky a aerosóly, ako aj ozón, ktorý silne pohlcuje ultrafialové žiarenie. Na rozptyle žiarenia sa podieľajú molekuly rôznych plynov a aerosólov. Rozptyl je odchýlka svetelných lúčov všetkými smermi od pôvodného smeru, takže rozptýlené žiarenie neprichádza na zemský povrch zo slnečného disku, ale z celej nebeskej klenby. Rozptyl závisí od vlnovej dĺžky: podľa Rayleighovho zákona platí, že čím je vlnová dĺžka kratšia, tým je rozptyl intenzívnejší. Preto sú ultrafialové lúče rozptýlené najviac, z viditeľných fialové a modré. Preto modrá farba vzduchu a teda aj obloha za jasného počasia. Priame žiarenie je naopak väčšinou žlté, takže slnečný kotúč sa javí ako žltkastý. Pri východe a západe Slnka, keď je dráha lúča v atmosfére dlhšia a rozptyl väčší, sa na povrch dostávajú iba červené lúče, vďaka ktorým sa Slnko javí ako červené. Rozptýlené žiarenie spôsobuje svetlo vo dne za oblačného počasia a v tieni za jasného počasia, spája sa s ním fenomén súmraku a bielych nocí. Na Mesiaci, kde nie je atmosféra, a teda rozptýlené žiarenie, sa objekty, ktoré padajú do tieňa, stávajú úplne neviditeľnými.

S výškou, ako klesá hustota vzduchu, a teda aj počet rozptylových častíc, farba oblohy stmavne, najskôr sa zmení na tmavomodrú, potom na modrofialovú, čo je jasne viditeľné v horách a odráža sa v Himalájske krajiny N. Roericha. V stratosfére je farba vzduchu čierna a fialová. Astronauti dosvedčujú, že vo výške 300 km je farba oblohy čierna.

V prítomnosti veľkých aerosólov, kvapiek a kryštálov v atmosfére už nedochádza k rozptylu, ale k difúznemu odrazu, a keďže difúzne odrazené žiarenie je biele svetlo, farba oblohy sa stáva belavou.

Priame a difúzne slnečné žiarenie má určitý denný a ročný chod, ktorý závisí predovšetkým od výšky Slnka nad obzorom, od priehľadnosti vzduchu a oblačnosti.

Ryža. 22. Prílev slnečného žiarenia na plochu AB, kolmú na lúče, a na vodorovnú plochu AC (podľa S. P. Khromova)

Tok priameho žiarenia počas dňa od východu do poludnia sa zvyšuje a následne klesá až do západu slnka v dôsledku zmien výšky Slnka a dráhy lúča v atmosfére. Keďže však okolo poludnia klesá priehľadnosť atmosféry v dôsledku zvýšenia vodnej pary vo vzduchu a prachu a zvyšuje sa konvektívna oblačnosť, maximálne hodnoty žiarenia sa posúvajú do predpoludňajších hodín. Tento vzor je vlastný rovníkovo-tropickým zemepisným šírkam po celý rok a miernym zemepisným šírkam v lete. V zime v miernych zemepisných šírkach nastáva maximum žiarenia na poludnie.

Ročná zmena priemerných mesačných hodnôt priameho žiarenia závisí od zemepisnej šírky. Na rovníku má ročný chod priameho žiarenia podobu dvojitej vlny: maximá v obdobiach jarnej a jesennej rovnodennosti, minimá v obdobiach letného a zimného slnovratu. V miernych zemepisných šírkach sa maximálne hodnoty priameho žiarenia vyskytujú na jar (apríl na severnej pologuli), a nie v letných mesiacoch, pretože vzduch je v tomto období priehľadnejší kvôli nižšiemu obsahu vodných pár a prachu, ako aj mierna oblačnosť. Minimum žiarenia sa pozoruje v decembri, keď je slnko najnižšie, denné hodiny sú krátke a je to najoblačnejší mesiac v roku.

Denný a ročný chod rozptýleného žiarenia je určený zmenou výšky Slnka nad obzorom a dĺžkou dňa, ako aj priehľadnosťou atmosféry. Maximum rozptýleného žiarenia cez deň je pozorované cez deň s nárastom radiácie ako celku, hoci jeho podiel v ranných a večerných hodinách je väčší ako priame žiarenie a cez deň naopak prevažuje priame žiarenie nad difúzne žiarenie. Ročný chod rozptýleného žiarenia na rovníku vo všeobecnosti opakuje priebeh priamky. V iných zemepisných šírkach je väčšia v lete ako v zime, v dôsledku zvýšenia celkového prílevu slnečného žiarenia v lete.

Pomer medzi priamym a rozptýleným žiarením sa mení v závislosti od výšky Slnka, priehľadnosti atmosféry a oblačnosti.

Pomery medzi priamym a rozptýleným žiarením nie sú v rôznych zemepisných šírkach rovnaké. V polárnych a subpolárnych oblastiach tvorí difúzne žiarenie 70 % celkového toku žiarenia. Jeho hodnotu okrem nízkej polohy Slnka a oblačnosti ovplyvňujú aj viacnásobné odrazy slnečného žiarenia od povrchu snehu. Od miernych zemepisných šírok až takmer k rovníku prevláda priame žiarenie nad rozptýleným žiarením. Jeho absolútny a relatívny význam je obzvlášť veľký vo vnútrozemských tropických púšťach (Sahara, Arábia), ktoré sa vyznačujú minimálnou oblačnosťou a čistým suchým vzduchom. Pozdĺž rovníka opäť dominuje rozptýlené žiarenie nad priamkou v dôsledku vysokej vlhkosti vzduchu a prítomnosti kupovitých oblakov, ktoré dobre rozptyľujú slnečné žiarenie.

So zvyšovaním výšky miesta nad hladinou mora sa absolútne a relatívne hodnoty priameho žiarenia výrazne zvyšujú a difúzne žiarenie klesá, pretože vrstva atmosféry sa stenčuje. Vo výške 50–60 km sa priamy tok žiarenia približuje slnečnej konštante.

Celé slnečné žiarenie - priame a difúzne, prichádzajúce na zemský povrch, sa nazýva celkové žiarenie:

Q = S * sin h ☼ + D,

kde Q je celkové žiarenie, S je priame, D je difúzne, h ☼ je výška Slnka nad horizontom. Celkové žiarenie predstavuje asi 50 % slnečného žiarenia prichádzajúceho na hornú hranicu atmosféry.

Pri bezoblačnej oblohe je celkové žiarenie významné a má denné kolísanie s maximom okolo poludnia a ročné kolísanie s maximom v lete. Oblačnosť znižuje radiáciu, takže v lete je jej príchod v predpoludňajších hodinách v priemere väčší ako popoludní. Z rovnakého dôvodu je v prvom polroku väčší ako v druhom.

V rozložení celkového žiarenia na zemský povrch sa pozoruje množstvo zákonitostí.

Ryža. 23. Ročné množstvo celkového slnečného žiarenia (MJ / (m 2 rok))

Hlavným modelom je, že celkové žiarenie je rozdelené zonálne, pričom klesá od rovníkovo-tropických šírok k pólom v súlade so zmenšovaním uhla dopadu slnečných lúčov (obr. 23). Odchýlky od zonálneho rozloženia sa vysvetľujú odlišnou oblačnosťou a priehľadnosťou atmosféry. Najvyššie ročné hodnoty celkovej radiácie 7200–7500 MJ/m2 za rok (asi 200 kcal/cm2 za rok) sa vyskytujú v tropických zemepisných šírkach, kde je malá oblačnosť a nízka vlhkosť vzduchu. Vo vnútrozemských tropických púšťach (Sahara, Arábia), kde je dostatok priameho žiarenia a takmer žiadna oblačnosť, dosahuje celkové slnečné žiarenie aj viac ako 8000 MJ/m 2 za rok (až 220 kcal/cm 2 za rok) . V blízkosti rovníka celková radiácia klesá na 5600-6500 MJ/m za rok (140-160 kcal/cm2 za rok) v dôsledku výraznej oblačnosti, vysokej vlhkosti a menšej priehľadnosti vzduchu. V miernych zemepisných šírkach je celková radiácia 5 000 - 3 500 MJ / m 2 za rok (= 120 - 80 kcal / cm 2 za rok), v polárnych oblastiach - 2 500 MJ / m za rok (= 60 kcal / cm 2 za rok ). Navyše v Antarktíde je 1,5 – 2-krát väčšia ako v Arktíde, predovšetkým kvôli väčšej absolútnej výške pevniny (viac ako 3 km), a teda nízkej hustote vzduchu, jeho suchosti a priehľadnosti, ako aj zamračenému počasiu. . Zonalita celkového žiarenia je lepšie vyjadrená nad oceánmi ako nad kontinentmi.

Druhým dôležitým modelom celkového žiarenia je, že kontinenty ho prijímajú viac ako oceány, a to v dôsledku menšej (o 15 - 30 %) oblačnosti nad kontinentmi. Výnimkou sú len rovníkové zemepisné šírky, pretože cez deň je konvektívna oblačnosť nad oceánom menšia ako nad pevninou.

Tretím znakom je, že na severnej, kontinentálnejšej pologuli je celkové žiarenie vo všeobecnosti väčšie ako na južnej oceánskej.

V júni najväčšie mesačné množstvá slnečného žiarenia prijíma severná pologuľa, najmä vnútrozemské tropické a subtropické oblasti. V miernych a polárnych zemepisných šírkach sa množstvo žiarenia v rôznych zemepisných šírkach mierne líši, pretože pokles uhla dopadu lúčov je kompenzovaný trvaním slnečného svitu až do polárneho dňa za polárnym kruhom. Na južnej pologuli so zväčšujúcou sa zemepisnou šírkou radiácia rýchlo klesá a za polárnym kruhom je nulová.

V decembri dostáva južná pologuľa viac žiarenia ako severná. V tomto čase dopadá najväčšie mesačné množstvo slnečného tepla na púšte Austrálie a Kalahari; ďalej v miernych zemepisných šírkach žiarenie postupne klesá, no v Antarktíde sa opäť zvyšuje a dosahuje rovnaké hodnoty ako v trópoch. Na severnej pologuli s rastúcou zemepisnou šírkou rýchlo klesá a chýba za polárnym kruhom.

Vo všeobecnosti je najväčšia ročná amplitúda celkového žiarenia pozorovaná za polárnymi kruhmi, najmä v Antarktíde, najmenšia - v rovníkovej zóne.

Najdôležitejším zdrojom, z ktorého povrch Zeme a atmosféra získavajú tepelnú energiu, je Slnko. Vysiela do svetového priestoru obrovské množstvo žiarivej energie: tepelnú, svetelnú, ultrafialovú. Elektromagnetické vlny vyžarované Slnkom sa šíria rýchlosťou 300 000 km/s.

Ohrievanie zemského povrchu závisí od uhla dopadu slnečných lúčov. Všetky slnečné lúče dopadajú na zemský povrch navzájom rovnobežne, no keďže má Zem guľovitý tvar, slnečné lúče dopadajú na rôzne časti jej povrchu pod rôznymi uhlami. Keď je Slnko na svojom zenite, jeho lúče dopadajú vertikálne a Zem sa viac zahrieva.

Celková energia žiarenia vyslaná Slnkom sa nazýva slnečné žiarenie, zvyčajne sa vyjadruje v kalóriách na plochu povrchu za rok.

Slnečné žiarenie určuje teplotný režim vzdušnej troposféry Zeme.

Treba si uvedomiť, že celkové množstvo slnečného žiarenia je viac ako dvojmiliardkrát väčšie ako množstvo energie prijatej Zemou.

Žiarenie dopadajúce na zemský povrch pozostáva z priameho a difúzneho.

Žiarenie, ktoré prichádza na Zem priamo zo Slnka vo forme priameho slnečného žiarenia na bezoblačnej oblohe, sa nazýva rovno. Prenáša najväčšie množstvo tepla a svetla. Ak by naša planéta nemala atmosféru, zemský povrch by dostával len priame žiarenie.

Pri prechode atmosférou je však asi štvrtina slnečného žiarenia rozptýlená molekulami plynu a nečistotami, odchyľuje sa od priamej cesty. Niektoré z nich sa dostávajú na povrch Zeme a tvoria sa rozptýlené slnečné žiarenie. Svetlo vďaka rozptýlenému žiareniu preniká aj do miest, kam nepreniká priame slnečné žiarenie (priame žiarenie). Toto žiarenie vytvára denné svetlo a dáva farbu oblohe.

Celkové slnečné žiarenie

Všetky lúče slnka, ktoré dopadnú na zem, sú celkové slnečné žiarenie tj súhrn priameho a difúzneho žiarenia (obr. 1).

Ryža. 1. Celkové slnečné žiarenie za rok

Rozloženie slnečného žiarenia po zemskom povrchu

Slnečné žiarenie je na Zemi rozložené nerovnomerne. Záleží:

1. na hustote a vlhkosti vzduchu - čím sú vyššie, tým menej žiarenia dostáva zemský povrch;

2. od zemepisnej šírky oblasti - množstvo žiarenia stúpa od pólov k rovníku. Množstvo priameho slnečného žiarenia závisí od dĺžky dráhy, ktorú slnečné lúče prechádzajú atmosférou. Keď je Slnko v zenite (uhol dopadu lúčov je 90°), jeho lúče dopadajú na Zem najkratšou cestou a intenzívne odovzdávajú svoju energiu malej ploche. Na Zemi k tomu dochádza v pásme medzi 23° severnej šírky. sh. a 23° j sh., teda medzi trópomi. Pri vzďaľovaní sa od tejto zóny na juh alebo sever sa dĺžka dráhy slnečných lúčov zväčšuje, teda zmenšuje sa uhol ich dopadu na zemský povrch. Lúče začínajú dopadať na Zem pod menším uhlom, akoby kĺzali a blížia sa k dotyčnici v oblasti pólov. V dôsledku toho sa rovnaký tok energie rozloží na väčšiu plochu, takže množstvo odrazenej energie sa zvyšuje. V oblasti rovníka, kde slnečné lúče dopadajú na zemský povrch pod uhlom 90°, je teda množstvo priameho slnečného žiarenia prijímané zemským povrchom vyššie, a keď sa pohybujete smerom k pólom, toto množstvo je vyššie. prudko znížená. Okrem toho dĺžka dňa v rôznych ročných obdobiach závisí aj od zemepisnej šírky oblasti, ktorá určuje aj množstvo slnečného žiarenia vstupujúceho na zemský povrch;

3. z ročného a denného pohybu Zeme - v stredných a vysokých zemepisných šírkach sa prílev slnečného žiarenia veľmi mení podľa ročných období, čo súvisí so zmenou poludňajšej nadmorskej výšky Slnka a dĺžky dňa. ;

4. na charakter zemského povrchu – čím je povrch svetlejší, tým viac slnečného svetla odráža. Schopnosť povrchu odrážať žiarenie je tzv albedo(z lat. belosť). Sneh odráža žiarenie obzvlášť silno (90 %), piesok je slabší (35 %), černozeme ešte slabšie (4 %).

Zemský povrch, absorbuje slnečné žiarenie (absorbované žiarenie), zahrieva a vyžaruje teplo do atmosféry (odrazené žiarenie). Spodné vrstvy atmosféry do značnej miery oneskorujú pozemské žiarenie. Žiarenie absorbované zemským povrchom sa spotrebuje na ohrev pôdy, vzduchu a vody.

Tá časť celkového žiarenia, ktorá zostane po odraze a tepelnom žiarení zemského povrchu, sa nazýva tzv radiačnej bilancie. Radiačná bilancia zemského povrchu sa mení počas dňa a ročných období, no v priemere za rok má všade kladnú hodnotu, s výnimkou ľadových púští Grónska a Antarktídy. Radiačná bilancia dosahuje maximálne hodnoty v nízkych zemepisných šírkach (medzi 20°N a 20°J) - nad 42*102 J/m2, v zemepisnej šírke okolo 60° na oboch pologuliach klesá na 8*102 - 13 * 102 J / m2.

Slnečné lúče odovzdávajú až 20% svojej energie atmosfére, ktorá je rozložená po celej hrúbke vzduchu, a preto je nimi spôsobené ohrievanie vzduchu relatívne malé. Slnko ohrieva zemský povrch, ktorý odovzdáva teplo atmosférickému vzduchu v dôsledku konvekcia(z lat. konvekcia- dodanie), t.j. vertikálny pohyb vzduchu ohriateho na zemskom povrchu, na miesto ktorého klesá chladnejší vzduch. Atmosféra tak prijíma väčšinu tepla – v priemere trikrát viac ako priamo zo Slnka.

Prítomnosť oxidu uhličitého a vodnej pary nedovoľuje teplu odrážanému od zemského povrchu voľne uniknúť do vesmíru. Tvoria skleníkový efekt, vďaka čomu pokles teploty na Zemi počas dňa nepresiahne 15 °C. Pri absencii oxidu uhličitého v atmosfére by sa zemský povrch cez noc ochladil o 40-50 °C.

V dôsledku nárastu rozsahu ľudskej ekonomickej aktivity - spaľovanie uhlia a ropy v tepelných elektrárňach, emisie z priemyselných podnikov, zvyšovanie emisií automobilov - sa zvyšuje obsah oxidu uhličitého v atmosfére, čo vedie k nárast skleníkového efektu a ohrozuje globálnu zmenu klímy.

Slnečné lúče, ktoré prešli atmosférou, dopadajú na povrch Zeme a ohrievajú ho, čo zase odovzdáva teplo atmosfére. To vysvetľuje charakteristický rys troposféry: pokles teploty vzduchu s výškou. Ale sú chvíle, keď sú horné vrstvy atmosféry teplejšie ako spodné. Takýto jav sa nazýva teplotná inverzia(z lat. inversio - prevrátenie).

Ako je známe, radiačná bilancia je rozdiel medzi celkovým žiarením a efektívnym žiarením. Preto najprv stručne zvážime geografické rozloženie celkového žiarenia efektívneho žiarenia.

Rozloženie ročných a mesačných množstiev (sumov) celkového (priameho plus rozptýleného) slnečného žiarenia na zemeguli nie je celkom zónové: izočiary (t. j. čiary s rovnakými hodnotami) toku žiarenia na mapách sa nezhodujú s kruhmi zemepisnej šírky . Tieto odchýlky sa vysvetľujú tým, že distribúciu žiarenia na zemeguli ovplyvňuje priehľadnosť atmosféry a oblačnosť.

Ročné množstvo celkovej radiácie v tropických a subtropických zemepisných šírkach je viac ako 59 ·10 2 MJ/m 2 . Obzvlášť vysoké sú v subtropických púšťach s nízkou oblačnosťou av severnej Afrike dosahujú 84 ·10 2 - 92 ·10 2 MJ/m 2 . Na druhej strane nad rovníkovými lesnými oblasťami s vysokou oblačnosťou (nad povodím Amazonky a Konga (Zaire), nad Indonéziou) sú znížené na 42 ·10 2 - 50 ·10 2 MJ/m 2 . Smerom k vyšším zemepisným šírkam oboch hemisfér sa ročné množstvo celkového žiarenia znižuje a na 60° zemepisnej šírky dosahuje 25 ·10 2 - 33 ·10 2 2 . Potom však opäť rastú - málo na severnej pologuli, ale veľmi výrazne nad zamračenou a zasneženou Antarktídou, kde v hĺbkach pevniny dosahujú 50 ·10 2 - 54 ·10 2 MJ/m 2, t.j. hodnoty blízke tropickým a presahujúce rovníkové hodnoty (Khromov a Petrosyants, 2004). Nad oceánmi je množstvo žiarenia nižšie ako nad pevninou. MJ/m

Na území Ruska a susedných krajín sa ročné množstvá celkovej radiácie pohybujú od 25 · 10 2 MJ/m 2 na Severnej zemi do 67 · 10 2 MJ/m 2 na juhu Turanskej nížiny a na Pamíre. V tej istej zemepisnej šírke sú väčšie v ázijskej časti ako v európskej časti (kvôli menšej oblačnosti) a obzvlášť veľké sú v mierne zamračenej Strednej Ázii. Na Ďalekom východe, kde je v lete veľká oblačnosť, sa zmenšujú.

Nie všetko celkové žiarenie je absorbované zemským povrchom. Časť z toho sa odráža. V dôsledku odrazu sa stratí 5 až 20 % celkového žiarenia. V púštiach a najmä v oblastiach pokrytých snehom a ľadom je strata žiarenia odrazom väčšia.

Efektívne žiarenie zemského povrchu je rozložené po celej zemeguli rovnomernejšie ako celkové žiarenie. So zvýšením teploty zemského povrchu, t.j. s prechodom do nižších zemepisných šírok sa zvyšuje vlastné žiarenie zemského povrchu; súčasne sa však zvyšuje aj protižiarenie atmosféry v dôsledku väčšej vlhkosti vzduchu a jeho vyššej teploty. Preto zmeny efektívneho žiarenia so zemepisnou šírkou nie sú príliš veľké.

V blízkosti rovníka, s vysokou vlhkosťou a oblačnosťou, na súši aj na mori, je efektívne žiarenie asi 13·10 2 MJ/m 2 za rok. Smerom do vysokých zemepisných šírok nad oceánmi rastie a pod 60. rovnobežkou dosahuje približne 17 ·10 2 – 21 ·10 3 MJ/m 2 za rok. Na súši je efektívna radiácia väčšia, najmä v suchých, zamračených a horúcich tropických púšťach, kde dosahuje 33 · 10 2 MJ/m 2 za rok.

Radiačná bilancia zemského povrchu za rok je všade na Zemi kladná, okrem ľadových plošín Grónska a Antarktídy. To znamená, že ročný prílev absorbovaného žiarenia je väčší ako efektívne žiarenie za rovnaký čas. To ale vôbec neznamená, že zemský povrch sa každým rokom otepľuje. Prebytok absorbovaného žiarenia nad žiarením sa vyrovnáva prenosom tepla zo zemského povrchu do ovzdušia vedením tepla a pri fázových premenách vody (pri vyparovaní zo zemského povrchu a následnej kondenzácii v atmosfére).

V dôsledku toho pre zemský povrch neexistuje radiačná rovnováha v príjme a návrate žiarenia, ale existuje tepelná rovnováha: prílev tepla na zemský povrch sálavým aj nežiarivým spôsobom sa rovná jeho návratu rovnakým metódy.

V blízkosti 60. rovnobežky na oboch hemisférach sa ročná radiačná bilancia na pevnine pohybuje od 8 10 2 do 13 10 2 MJ/m 2 . Vo vyšších zemepisných šírkach klesá a na pevnine Antarktídy sa stáva záporným: od 2,10 2 do 4,10 2 MJ/m 2 . Zvyšuje sa smerom k nízkym zemepisným šírkam: medzi
40° severnej šírky a 40° S ročná bilancia je viac ako 25 ·10 2 MJ/m 2 a medzi 20°N. a 20° S – viac
42 10 2 MJ/m 2 . V oceánoch je radiačná bilancia väčšia ako na súši v rovnakých zemepisných šírkach.
Je to spôsobené tým, že žiarenie v oceánoch pohlcuje väčšia vrstva ako na súši a efektívne žiarenie nie je také veľké kvôli nižšej teplote morského povrchu ako súše. Výrazné odchýlky od zonálneho rozloženia existujú v púšťach, kde je bilancia nižšia (napr. na Sahare až 25 · 10 2 MJ/m 2 ) v dôsledku veľkej efektívnej radiácie v suchom a mierne zamračenom vzduchu. Rovnováha je tiež znížená, ale v menšej miere, v oblastiach s monzúnovou klímou, kde v teplom období pribúda oblačnosť a klesá absorbované žiarenie v porovnaní s inými oblasťami v rovnakej zemepisnej šírke.

V Rusku je ročná radiačná bilancia na súši v severných zemepisných šírkach približne 4 · 10 2 MJ/m 2 a na juhu - až 21 · 10 2 MJ/m 2 (Khromov, Petrosyants, 2004).

Obsah
Klimatológia a meteorológia
DIDAKTICKÝ PLÁN
Meteorológia a klimatológia
Atmosféra, počasie, klíma
Meteorologické pozorovania
Aplikácia kariet
Meteorologická služba a Svetová meteorologická organizácia (WMO)
Klimotvorné procesy
Astronomické faktory
Geofyzikálne faktory
Meteorologické faktory
O slnečnom žiarení
Tepelná a radiačná rovnováha Zeme
priame slnečné žiarenie
Zmeny slnečného žiarenia v atmosfére a na zemskom povrchu
Fenomény rozptylu žiarenia
Celkové žiarenie, odrazené slnečné žiarenie, absorbované žiarenie, PAR, albedo Zeme
Žiarenie zemského povrchu
Protižiarenie alebo protižiarenie
Radiačná bilancia zemského povrchu
Geografické rozloženie radiačnej bilancie
Atmosférický tlak a barické pole
tlakové systémy
kolísanie tlaku
Zrýchlenie vzduchu v dôsledku barického gradientu
Vychyľovacia sila rotácie Zeme
Geostrofický a gradientný vietor
zákon barického vetra
Fronty v atmosfére
Tepelný režim atmosféry
Tepelná bilancia zemského povrchu
Denné a ročné zmeny teploty na povrchu pôdy
Teploty vzduchovej hmoty
Ročná amplitúda teploty vzduchu
Kontinentálne podnebie
Oblačnosť a zrážky
Odparovanie a nasýtenie
Vlhkosť
Geografické rozloženie vlhkosti vzduchu
atmosférická kondenzácia
Mraky
Medzinárodná klasifikácia cloudu
Oblačnosť, jej denná a ročná zmena
Zrážky z oblakov (klasifikácia zrážok)
Charakteristika zrážkového režimu
Ročný chod zrážok
Klimatický význam snehovej pokrývky
Atmosférická chémia
Chemické zloženie zemskej atmosféry
Chemické zloženie oblakov
Chemické zloženie zrážok
Kyslosť zrážok
Všeobecná cirkulácia atmosféry

Zemepisná poloha krajiny určuje množstvo slnečného žiarenia dopadajúceho na povrch a jeho medziročnú distribúciu. Rusko sa nachádza medzi 77 a 41° severnej šírky; jeho hlavná oblasť sa nachádza medzi 50 a 70 ° severnej zemepisnej šírky. To je dôvodom polohy Ruska hlavne v miernych a subarktických pásmach, čo predurčuje prudké zmeny množstva slnečného žiarenia podľa ročných období. Veľký rozsah územia od severu k juhu určuje výrazné rozdiely v ročnej celkovej radiácii medzi jeho severnými a južnými oblasťami. V arktických súostroviach Zem Františka Jozefa a Severná zem je ročná celková radiácia asi 60 kcal/cm2 (2500 mJ/m2) a na extrémnom juhu je to asi 120 kcal/cm2 (5000 mJ/m2).

Veľmi dôležitá je poloha krajiny vo vzťahu k oceánom, keďže od nej závisí rozloženie oblačnosti, ktorá ovplyvňuje pomer priameho a difúzneho žiarenia a prostredníctvom neho množstvo celkového žiarenia, ako aj prísun vlhkejšieho morský vzduch. Rusko, ako viete, obmývajú moria najmä na severe a východe, čo pri prevládajúcom západnom presune vzdušných hmôt v týchto zemepisných šírkach obmedzuje vplyv morí v relatívne úzkom pobrežnom páse. Prudký nárast oblačnosti na Ďalekom východe v lete však znižuje slnečné žiarenie v júli v oblasti Sikhote-Alin na 550 mJ/m2, čo sa rovná celkovej radiácii na severe polostrova Kola, Yamal a Taimyr.

Slnečné žiarenie dopadajúce na zemský povrch je hlavnou energetickou základňou pre tvorbu klímy. Určuje hlavný prílev tepla na zemský povrch. Čím ďalej od rovníka, tým menší je uhol dopadu slnečných lúčov, tým je intenzita slnečného žiarenia nižšia. Vzhľadom na veľkú oblačnosť v západných oblastiach arktickej panvy, ktorá oneskoruje priame slnečné žiarenie, najnižšia ročná celková radiácia je typická pre polárne ostrovy tejto časti Arktídy a oblasť fjordu Varanger na polostrove Kola (asi 2500 mJ /m2). Smerom na juh sa celková radiácia zvyšuje a dosahuje maximum na Tamanskom polostrove a v oblasti jazera Khanka na Ďalekom východe (viac ako 5000 mJ/m2). Ročná celková radiácia sa tak od severných hraníc k južným zdvojnásobí.

Celkové žiarenie je vstupnou časťou radiačnej bilancie: R = Q (1 - a) - J. Vychádzajúcou časťou je odrazené žiarenie (Q · a) a efektívne žiarenie (J). Odrazené žiarenie závisí od albeda podkladového povrchu, a preto sa mení v závislosti od zóny a ročného obdobia. Účinná radiácia sa zvyšuje s klesajúcou oblačnosťou, teda z pobrežia morí vo vnútrozemí. Okrem toho účinné žiarenie závisí od teploty vzduchu a teploty aktívneho povrchu. Vo všeobecnosti sa účinné žiarenie zvyšuje zo severu na juh.

Radiačná bilancia na najsevernejších ostrovoch je negatívna; na pevnine sa pohybuje od 400 mJ/m2 na extrémnom severe Taimyru do 2 000 mJ/m2 na extrémnom juhu Ďalekého východu, v dolnom toku Volhy a východnej Ciscaucasia. Radiačná bilancia dosahuje maximálnu hodnotu (2100 mJ/m2) v západnej Ciscaucasii. Radiačná bilancia určuje množstvo tepla, ktoré sa spotrebuje na rôzne procesy prebiehajúce v prírode. V dôsledku toho, v blízkosti severného kontinentálneho okraja Ruska, prírodné procesy a predovšetkým tvorba klímy spotrebujú päťkrát menej tepla ako v blízkosti jeho južného okraja.