Солнечная радиация на земной поверхности Солнечная

Солнечная радиация на земной поверхности Солнечная радиация, поступившая на верхнюю границу атмосферы, на пути к земной поверхности проходит всю толщу атмосферы и значительно ослабляется. Физическими процессами, обуславливающими ослабление солнечной радиации в атмосфере, является поглощение термодинамическими примесями и рассеяние.

Солнечная радиация Суммарная = прямая = прямая + рассеянная рассеянная Часть прямой радиации рассеивается в воздухе отраженная Тепловое излучение Земли поглощенная

Прямая радиация Возможная при безоблачном небе прямая солнечная радиация (МДж/м 2) Коэфф-нт С. ш град прозр-ти Март Июнь Сентябрь Декабрь Год Р 90 0. 85 8. 4 930. 2 8. 4 0 3230 50 0. 75 420. 2 817 465 67 5187 0 0. 7 716. 5 607. 5 703. 9 649. 5 8032

Суточные суммы прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность при средних величинах облачности и прозрачности атмосферы (МДж/м 2) Широтные зоны, °с. ш. Дни 0 -10 10 -20 20 -30 30 -40 40 -50 50 -60 60 -90 21. 03 11. 6 13. 5 12. 6 9. 8 7. 1 5. 9 3. 3 22. 06 8. 8 10. 4 13. 2 14. 2 11. 2 9. 7 8. 1 23. 09 10. 4 9. 8 12. 2 11. 2 8. 0 4. 8 1. 7 22. 12 9. 9 9. 8 8. 0 4. 9 2. 2 0. 8 0. 04

Количество прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность за год Широта, град Средняя Коэффициент Радиация (МДж/м 2 год) с. ш. годовая прозр-ти Возможная Действительная облачность % Р 60 61 0. 8 4525 1717 40 50 0. 75 6369 3100 20 42 0. 7 7500 4190 0 56 0. 7 8044 3435

Рассеянная радиация Средние годовые суммы рассеянной радиации (МДж/м 2) Широтная зона, °с. ш. 0 -10 10 -20 20 -30 30 -40 40 -50 50 -60 60 -70 70 -90 3180 2631 2157 2030 1990 1986 1835 1881

Суммарная радиация Географическое распределение годовых суммарной радиации (МДж/м 2)

Альбедо земной поверхности Свежий сухой снег 85 -95 % Загрязненный снег 40 -50 % Поля ржи и пшеницы 10 -25% хлопковые поля 20 -25% Морской лед 30 -40% Луга 15 -25% Темные почвы 5 -15% Хвойные леса 10 -15% Влажные серые почвы 10 -20% Лиственные леса 15 -20%

Эффективное излучение земной поверхности Еэф = Ез - Еа Годовые величины Еэф на земном шаре изменяются от 840 до 3750 МДж/м 2 Наибольшие годовые суммы Еэф - в областях тропических пустынь, достигают 3300 -3750 МДж/м 2. На тех же широтах, но на океанах и в пассатных областях Еэф - около 1700 МДж/м 2 в год. Наименьшие потери длинноволновой радиации наблюдаются в полярных районах. Годовые суммы Еэф в Арктике, Антарктике - около 840 МДж/м 2. В умеренных широтах годовые значения Еэф изменяются в пределах 840 -1250 МДж/м 2 на океанах, 1250 -2100 МДж/м 2 на суше

Радиационный баланс подстилающей поверхности Радиационный баланс поверхности Земли представляет собой разность между приходом и расходом лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой поверхностью Земли. Его можно выразить следующим уравнением: • В = Вк - Еэф, • где, Еэф - эффективное излучение земной поверхности • Вк - поглощенная коротковолновая солнечная радиация, Вк = Q(1 -A), • Q – суммарная радиация, • А – альбедо земной поверхности

Географическое распределение радиационного баланса земной пов за год (МДж/м 2)

• Годовые суммы радиационного баланса поверхности суши изменяются от значений менее 200 МДж/м 2 в Антарктиде до 3700 - 4000 МДж/м 2 в тропических широтах

В различных географических зонах годовые суммы радиационного баланса достигают значений (МДж/м 2): Арктическая тундра менее 400 Тундра, лесотундра 400 -800 Северная и средняя тайга 800 -1000 Смешанные, лиственные 1200 -1450 леса и степи умеренных широт 2300 -2900 В субтропической, тропической и экваториальной

• Географическое распределение радиационного баланса на поверхности океанов во многом сходно с распределением суммарной радиации. Наибольшие значения баланса, достигающие 5800 МДж/м 2 в год, приходятся на тропические и субтропические зоны океанов, наименьшие - на границы плавучих льдов, и составляют 600 -800 МДж/м 2 в год.

Представляют интерес значения радиационного баланса в летние и зимние месяцы. • Над сушей в январе в полярных и умеренных широтах наблюдается отрицательный радиационный баланс, изменяющийся от -40 до -90 МДж/м 2 в месяц. • В тропических широтах радиационный баланс положительный и составляет 120 -200 МДж/м 2. • Летом радиационный баланс положительный над все летним полушарием, и изменяется примерно от 200 МДж/м 2 за месяц в полярных районах до 350 МДж/м 2 в тропических.

• В зимние месяцы РБ океанов изменяется от 330 до 410 МДж/м 2 за месяц в экваториальных районах до небольших отрицательных значений в полярных районах. Зимой радиационный баланс отрицательный в обоих полушариях уже начиная с широты 40 -45°. • В летние месяцы максимальные значения радиационного баланса над океанами тропических широт составляют около 600 МДж/м 2 в месяц, а минимальные – в полярных районах, 350 -400 МДж/м 2

Тепловой баланс подстилающей поверхности Рассмотренный радиационный баланс подстилающей поверхности характеризует ту часть лучистой энергии, которая ею приобретается или теряется за определенный промежуток времени. При положительном радиационном балансе подстилающая поверхность поглощает коротковолновую радиацию больше, чем излучает в области длинных волн, и нагревается. Преобладание эффективного излучения над поглощенной радиацией вызывает охлаждение подстилающей поверхности.

• Как в том, так и в другом случае температура подстилающей поверхности изменяется, что в соответствии с законом сохранения энергии приводит к возникновению физических процессов, под действием которых происходит теплообмен между атмосферой и другими звеньями климатической системы, а также между подстилающей поверхностью и более глубокими слоями суши и океана.

• Физические механизмы теплообмена можно представить уравнением теплового (энергетического) баланса подстилающей поверхности: ± B = ± LE ± P ± A, где B - радиационный баланс, LE - поток тепла, связанный с фазовыми преобразованиями воды, P - турбулентный теплообмен, А – поток тепла между поверхностью и нижележащими слоями почвы или воды.

• В некоторых случаях уравнение теплового баланса может быть представлено в сокращенном виде. • Так в многолетнем выводе средняя годовая температура верхних слоев почвы и воды Мирового океана считается постоянной. Поэтому вертикальный и горизонтальный теплообмен в почве и Мировом океане (А) в целом практически можно приравнять к 0. Следовательно, уравнение теплового баланса будет иметь вид: B=LE+P. • А для пустыни, где испарение близко к 0, уравнение теплового баланса подстилающей поверхности в годовом выводе может быть представлено в форме: B=P.

Затраты тепла на испарение