КЛИМАТОЛОГИЯ Лекция № 1

КЛИМАТОЛОГИЯ Лекция № 1 Климатическая система Климатообразующие факторы

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Алисов Б. П. , Дроздов О. А. , Рубинштейн Е. С. Курс КЛИМАТОЛОГИИ. Гидрометеоиздат. 1952. 2. Дроздов О. А. Васильев В. А. , Кобышева Н. В. и др. Климатология. Гидрометеоиздат. 1989. 3. Израэль Ю. А. Экология и контроль состояния природной среды. Гидрометеоиздат, 1992. 4. Хромов С. П. , Петросянц М. А. Метеорология и климатология (для географических факультетов). Из- во Московского университета, 1994 г. 5. Кобышева Н. В. , Костин С. И. , Струнников Э. А. Климатология. – Л. : Гидрометеоиздат, 1980. – 344 с.

Дополнительная литература 1. Костин С. И. , Покровская Т. В. Климатология. Гидрометеоиздат, 1961. 2. Борисов А. А. Климаты СССР. М. , Просвещение. 1967. 3. Лебедев Н. А. Климат СССР. Европейская территория СССР. Гидрометеоиздат. Л. , 1958 4. Парниковый эффект. Изменения климата и экосистем. Гидрометеоиздат, 1989. 5. Микроклимат СССР, Гидрометеоиздат, 1967. 6. Будыко М. И. Климат в прошлом и будущем. Гидрометеоиздат, 1980. 7. Лемешко Н. А. 2007. Изменения климата. Сценарии глобального потепления. Региональные изменения температуры воздуха, осадков. Возможные изменения режима влагосодержания почвы. Сборник лекций «Перспективные технологии для современного сельскохозяйственного производства» . Санкт- Петербург, с. 144 -171. 8. Кароль И. Л. , Катцов В. М. , Киселев А. А. , Кобышева Н. В. О климате по существу и всерьез. СПб. 2008. 55 с.

Немного истории • Во 2 в. до н. э. древнегреческий астроном Гиппарх условно разделил поверхность Земли параллелями на широтные зоны, отличающиеся по высоте полуденного стояния Солнца в самый длинный день года. • Эти зоны были названы климатами (от греч. klima – наклон, первоначально означавшего «наклон солнечных лучей» ). • Было выделено пять климатических зон: 1. одна жаркая 2. две умеренных и 3. две холодных – которые и составили основу географической зональности земного шара.

Климат v в широком смысле - обобщение (осреднение) состояний погоды в некоторой области пространства в заданный интервал времени. v Для характеристики климата используется статистическое описание v средние и экстремумы, v изменчивость соответствующих величин и частот метеорологических явлений за выбранный период времени. Для оценки параметров климата используются данные за период не менее 20– 30 лет

• Климат — статистический ансамбль состояний, через который проходит система: атмосфера, гидросфера, литосфера, криосфера и биосфера за несколько десятилетий Отклонение погоды от климатической нормы не может рассматриваться как изменение климата, например, очень холодная зима не говорит о похолодании климата. Для выявления изменений климата нужен значимый тренд (однонаправленные изменения) характеристик климатической системы за длительный период времени порядка десятка лет.

Первый климатолог мира • Александр Гумбольт • немецкий естествоиспытатель, географ и путешественник. Именем Гумбольдта назван целый ряд географических объектов • В книге 1808 г впервые указал на зависимость между климатом и природой

Первый климатолог России • Воейков Александр Иванович [8(20). 5. 1842, Москва, — 27. 1(9. 2). 1916, Петроград], русский климатолог и географ, основоположник климатологии в России. • Профессор кафедры физической географии СПб. ГУ

Погода и Климат Погода – состояние атмосферы в определенном месте и времени Климат – это совокупность состояний атмосферы (атмосферных условий), характерных для географических особенностей данной местности Климат характеризуется средними значениями и экстремальными значениями метеорологических величин

Сведения о климате собирают по специальной программе наблюдений

• Климат – это природный ресурс, жизненно важный для нашего благосостояния, здоровья и процветания. Информация, собираемая, управляемая и анализируемая НМГС при координации со стороны ВМО и в сотрудничестве с другими региональными, международными организациями и программами, помогает лицам, принимающим решения, и пользователям планировать и адаптировать свою деятельность и проекты с учетом ожидаемых условий. Таким образом, могут приниматься решения в процессе планирования, уменьшающие риски и оптимизирующие социально-экономические выгоды. • http: //www. wmo. int/pages/members_ru. html

• ВМО координирует деятельность, направленную на удовлетворение потребностей в климатической информации, такую как мониторинг климата, управление климатическими данными, обнаружение изменения климата, сезонные-межгодовые прогнозы климата и оценки воздействия изменения климата. • В рамках Всемирной климатической программы (ВКП) Всемирная программа климатических применений и обслуживания (ВПКПО) способствует эффективному применению знаний и информации о климате на благо общества и для предоставления климатического обслуживания, включая прогнозирование значительных колебаний климата как естественного, так и антропогенного характера. В рамках проекта по обслуживанию климатической информацией и прогнозами (КЛИПС) рассматриваются вопросы, связанные с осуществлением климатического обслуживания по всему миру. Он выполняется в целях использования преимуществ современных баз данных, повышения уровня знаний о климате и возможностей предсказания для ограничения негативного влияния изменчивости климата и улучшения деятельности по планированию на основе развития потенциала науки о климате.

• С помощью Всемирной программы исследований климата ВМО вместе со своими партнерами содействует исследованиям климата для фундаментального научного понимания физической системы и процессов, необходимого для определения степени предсказуемости климата и влияния на него человеческой деятельности. Программы наблюдений, такие как Глобальная система наблюдений за климатом и Глобальная система наблюдений за океаном, играют важную роль в улучшении сбора данных, необходимых для подготовки климатических прогнозов и обнаружения изменения климата.

Климатограмма – простейший метод представления данных о климате места Лесбридж, АВ Ванкувер, ВС

Сведения о палеоклимате собирают из разных источников

Палинологический метод • Соотношение видов растительности в прошлом было связано с климатом так же как и сейчас

Дендрологические методы Дендрохронопогические построения: 1 - поперечный срез древесного ствола; 2 - сопоставление синхронно образовавшихся годичных колец по срезам нескольких деревьев; 3 - изменение прироста годичных колец хвойных растений в лесах Новгородской области с 900 до 1100 года.

Палеоботанические методы

Палеонтологические методы

Гляциологический метод

Климатическая система Земли включает пять основных компонентов: атмосферу, гидросферу, криосферу, литосферу (деятельный слой почвы) и биосферу. Компоненты климатической системы находятся в постоянном взаимодействии между собой в силу тесной физической связи.

Климатическая система - атмосфера, гидросфера, литосфера, криосфера и биосфера .

климатообразующие факторы • Физические процессы, определяющие внешние воздействия на климатическую систему, а также основные взаимодействия между звеньями климатической системы называют климатообразующими факторами. • Компоненты климатической системы и различные процессы, влияющие на формирование и изменения климата, делят на внешние и внутренние.

К внешним процессам относят: • приток солнечной радиации, • изменения состава атмосферы, вызванные процессами в литосфере и притоком аэрозолей и газов из космоса; • изменения распределения суши и океанов, • изменения орографии и растительности.

К внутренним процессам относят: • взаимодействия атмосферы с океаном, с поверхностью суши и льдом (снегом): (теплообмен, испарение, осадки) • взаимодействие лед-океан, • изменение газового и аэрозольного состава атмосферы, • облачность, • снежный и растительный покров, • рельеф • очертания материков

• Сопоставление внешних и внутренних процессов показывает, что часть из них присутствует в обоих факторах. • Это объясняется тем, что разделение на внешние и внутренние процессы зависит от периода времени, за который рассматривается состояние климатической системы. • При совокупности состояний климатической системы за 1000 лет влияние очертания материков и крупномасштабной орографии на атмосферу можно рассматривать как внешний процесс, а при масштабе времени 1 млн. лет и более это влияние можно считать внутренним процессом.

Климатообразующие факторы • Широта формирует распределение и сезонные изменения солнечной радиации (высоты солнца и долготы дня) • Положение на континенте (в океане) • Вращение Земли и Распределение суши и океана формирует системы циркуляции – Атмосферную циркуляцию – Океанические течения • Орография – Высота – Ориентация склона • Вид поверхности – почва, растительность, вода, снег, лед

Климатическая система эволюционирует под влиянием внутренней динамики своих компонентов, их взаимодействия, а также под действием внешних причин — извержения вулканов, изменения солнечной активности, антропогенного изменения газового состава атмосферы и изменения землепользования в результате хозяйственной деятельности.

Современные изменения климата: возможные причины 1. Естественные факторы 2. Антропогенные факторы (1) Астрономические факторы (солнечная постоянная), геофизические факторы, прозрачность атмосферы (вулканические извержения), циркуляция атмосферы и океана (NAO, Эль-Ниньо) (1)-(2) Изменение химического состава атмосферы: (углекислый газ , метан, окислы азота, озон, фреоны)

Глобальный климат - статистическая совокупность состояний, проходимых климатической системой ЗЕМЛИ за периоды в несколько десятилетий.

глобальный климат формируется процессами, происходящими в климатической системе в глобальном масштабе (Земля в целом или полушария). 20 лет назад в теории климата в качестве внутренних параметров климатической системы рассматривалась совокупность двух ее подсистем - атмосферы и океана. Другие составляющие климатической системы считались внешними. Состоянию глобального климата соответствуют свои закономерности в теплообороте, влагообороте и атмосферной циркуляции. Эти климатообразующие факторы определяют многолетний режим метеорологических величин и явлений погоды. Распределение метеорологических величин в пространстве и во времени определяет распределение локальных климатов на земном шаре. Локальный климат - совокупность климатических условий за многолетний период, характерный для данной местности в зависимости от ее географического положения.

Глобальные черты климата места определяется: лед • Широтой места- – Экватор – Тропики – Умеренный пустыня – полярный лес • Положением на континенте (океане) – Западная часть – Восточная часть

Региональные особенности климата места определяются: • Высотой места • Преобладающими ветрами • Расстоянием от моря • Океаническими течениями

Локальный климат , характерный для отдельных территорий, районов, водных бассейнов и т. п. Типы локальных климатов зависят от широты, распределения суши и моря, орографии, почвы, растительного и снежного покрова, океанических течений.

микроклимат Местные особенности климата, обусловленные неоднородностью строения подстилающей поверхности и существенно меняющиеся на небольших расстояниях, называют микроклиматом: В географическом районе с одним и тем же типом климата могут наблюдаться различные варианты микроклимата: леса, поляны, холмов, долин, озер, болот, города.

мезоклимат • Наряду с понятием “микроклимат” существует понятие "мезоклимат" как промежуточное звено между макроклиматом и микроклиматом. • Мезоклиматические особенности формируются под действием как макромасштабных (горный рельеф, океаны, моря), так и мезомасштабных неоднородностей (холмистый рельеф, реки, озера, пестрота почвенно-растительного покрова, большие города) достаточно большой площади.

Критерии распределения мезо-, микро- и нано климата Неоднородности подстилающей поверхности Масштаб возмущений Тип Характеристика горизонтальны вертикальны й Мезоклимат Горный рельеф Система гор Холмистый рельеф Массивы площадью > 100 км 2 Реки Ширина > 1 км < 100 км < 1000 Озера, моря, океаны Площадь зеркала 50 -100 км 2 м Почвенно-растительный Массивы площадью > 100 км 2 покров Большой город Районы города Микроклимат Горный рельеф Отдельные участки Холмистый рельеф Отдельно стоящие холмы или группа холмов Реки Ширина < 1 км <10 км 100 -200 Озера, пруды Площадь зеркала < 50 км 2 м Почвенно-растительный Массивы площадью < 100 км 2 покров Город, поселок Элементы застройки, отдельные здания, улицы Наноклимат Микровозвышения и Отдельные неровности с перепадом 1 -3 м < 0, 5 м микропонижения (бугры, высот, измеряемым единицами и кочки, гребни, борозды) десятками сантиметров

• В зависимости от того, формируется ли климат в основном под влиянием океана или суши, его называют морским или континентальным.

Солнечная радиация является важнейшим фактором климатообразования

Радиационный режим атмосферы и земной поверхности • Солнечная радиация • Единицы измерения потока радиации • Спектральный состав солнечной радиации • Ослабление солнечной радиации в атмосфере

Солнце как источник радиации • Солнечная радиация- это электромагнитное и корпускулярное излучение • Электромагнитная составляющая солнечной радиации распространяется со скоростью света и проникает в земную атмосферу. • корпускулярная составляющая солнечной радиации - это протоны, движущихся от Солнца со скоростями 300— 1500 км/с, так называемый «Солнечный ветер»

Магнитные бури и полярные сияния в ионосфере вызываются солнечным ветром

Энергетический вклад корпускулярной составляющей солнечной радиации в её общую интенсивность невелик по сравнению с электромагнитной. • Метеорология изучает лучистую энергию Солнца, поступающую на верхнюю границу атмосферы и на поверхность Земли. Земля получает от Солнца менее одной двухмиллиардной его излучения И тем не менее- • Солнечная радиация — главный источник энергии для всех физических процессов, происходящих на земной поверхности и в атмосфере

Единицы измерения радиации: (Вт/м 2) • Единица поверхностной плотности потока радиации (интенсивности радиации) в Международной системе единиц (СИ)- Вт/м 2 это поверхностная плотность потока радиации, при которой через поверхность площадью 1 м 2 проходит поток излучения, равный 1 Вт. Т. е. за время 1 секунду переносится через эту поверхность энергия, равная 1 Дж. Применяется также к потокам тепла и звуковой энергии.

Спектральный диапазон электромагнитного излучения Солнца В зависимости от длины электромагнитных волн спектр солнечной радиации делиться на три области: ü УФР с длиной волны от 0, 01 до 0, 39 мкм ü Видимая часть спектра- от 0, 391 до 0, 76 мкм ü ИКР –от 0, 761 до 3000 мкм 1 микрометр (мкм) = 10 -6 м = 1 микрон (мк) = 1000 миллимикрон (ммк) ü Кроме того, рентгеновское излучение с длиной волн от 0, 00001 до 0, 01 мкм ü Радиоволны - от 3 мм до километров

ü максимум интенсивности электромагнитного излучения приходится на видимую (жёлто- зелёную) часть спектра. ü Лучи с длиной волны менее 0, 29 мкм (ультрафиолетовая часть спектра) до земной поверхности не доходят, т. к поглощаются озоном в верхних слоях атмосферы.

В метеорологии принято выделять коротковолновую и длинноволновую радиацию • Коротковолновая радиация- от 0, 1 до 4 мкм: включает видимый свет, УФР и ИКР. • длинноволновая радиация – от 4 до 120 мкм. • Солнечная радиация на 99% является коротковолновой радиацией.

Солнечное излучение на верхней границе атмосферы. Солнечная постоянная - это интенсивность солнечного излучения, приходящего на верхнюю границу атмосферы. По данным измерений солнечная постоянная составляет 1367 Вт/м², или 1, 959 кал / (см² *мин) Солнечная постоянная не является неизменной во времени величиной, известно, что на её величину влияет солнечная активность за счет изменения числа и суммарной площади солнечных пятен. Прямые измерения солнечной постоянной начаты после 1961 г. , то её изменения на протяжении 11 -летнего цикла солнечной активности, по видимому, не превышают ~ 10− 3 Приток прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность называют инсоляцией.

Земля вращается вокруг Солнца по орбите, имеющей форму эллипса, в одном из фокусов которого находится Солнце. В начале января она наиболее близка к Солнцу (147 млн. км), в начале июля — наиболее далека от него (152 млн. км). Так как интенсивность радиации меняется обратно пропорционально квадрату расстояния, то солнечная постоянная в течение года меняется на ± 3, 5%.

• Эксцентриситет земной орбиты не является постоянным - с течением тысячелетий он меняется, периодически образуя то практически идеальную орбиту - круг, иногда же эксцентриситет достигает 5% (в настоящее время он равен 1, 67%), то есть в перигелии Земля получает в настоящее время в 1, 033 больше солнечной радиации, чем в афелии. • Однако гораздо более сильно количество поступающей солнечной радиации зависит от смен времён года — в настоящее время общее количество солнечной радиации, поступающее на Землю, остаётся практически неизменным, но на широтах 65 С. Ш. (широта северных городов Рф) летом количество поступающей солнечной радиации более чем на 25% больше, чем зимой. • Это происходит из-за того, что Земля по отношению к Солнцу наклонена под углом 23, 3 градуса. • на экваторе разницы между зимой и летом нет. • За полярным коугом летом поступление солнечной радиации очень высоко, а зимой очень мало.

Распределение радиации «на границе атмосферы» • Для климатологии представляет существенный интерес о распределении притока радиации по Земному шару. • Рассмотрим сначала распределение солнечной радиации на горизонтальную поверхность «на границе атмосферы» или «в отсутствии атмосферы» . • Этим мы допускаем, что нет ни поглощения, ни рассеяния радиации, ни отражения ее облаками. Распределение солнечной радиации на границе атмосферы является простейшим. • Оно действительно существует на высоте нескольких десятков километров. Указанное распределение называют солярным климатом.

• Величина солнечной радиации, поступающей за сутки на внешнюю границу атмосферы выражается в ваттах на квадратный метр горизонтальной поверхности и зависит от солнечной постоянной, угла наклона солнечных лучей и продолжительности дня.

ПОСТУПЛЕНИЕ СОЛНЕЧНОЙ РАДИАЦИИ НА ВЕРХНЮЮ ГРАНИЦУ АТМОСФЕРЫ (Вт/м 2 в сутки) Широта, ° 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 с. ш. 21 июня 375 414 443 461 470 467 463 479 501 510 21 декабря 399 346 286 218 151 83 23 0 0 0 Среднегодо 403 397 380 352 317 273 222 192 175 167 вое значение контраст между летом и зимой велик 21 июня в Северном полушарии величина инсоляции примерно одинакова. 21 декабря между низкими и высокими широтами существуют значительные различия, и это основная причина того, что климатическая дифференциация этих широт зимой намного больше, чем летом. Макроциркуляция атмосферы, которая зависит главным образом от различий в прогревании атмосферы, лучше развита зимой. Годовая амплитуда величины потока солнечной радиации на экваторе довольно мала, но резко возрастает по направлению к северу. Поэтому при прочих равных условиях годовая амплитуда температуры определяется главным образом широтой местности.

От чего зависит распределение радиации при солярном типе климата: 1) Количество радиации, получаемое за сутки на границе атмосферы, зависит от времени года и широты места. На каждой широте время года определяет продолжительность дневной части суток и, стало быть, продолжительность притока радиации. Но на разных широтах продолжительность дневной части суток в одно и то же время разная. По-разному меняется она и в течение года: На полюсе солнце летом не заходит, а зимой не восходит в течение 6 месяцев. Между полюсом и полярным кругом солнце летом не заходит, а зимой не восходит в течение периода от полугода до суток. На экваторе дневная часть суток всегда продолжается 12 ч. От полярного круга до экватора дневное время суток летом убывает, а зимой возрастает.

2) от высоты солнца: • Количество радиации, приходящее на границе атмосферы на единицу горизонтальной поверхности, пропорционально синусу высоты солнца. • Высота солнца не только меняется в каждом месте в течение дня, но зависит и от времени года. • Максимальная (в полдень) высота солнца в день летнего солнцестояния равна 90° — φ + 23, 5° где φ —широта места. • Наименьшая высота солнца — в день зимнего солнцестояния: 90°— φ — 23, 5°; • В дни равноденствий (21 марта и 23 сентября) высота солнца равна • 90° — φ. • Т. о. , высота солнца на экваторе меняется в течение года от 90 до 66, 5°, на тропиках — от 90 до 43°, на полярных кругах — от 47 до 0° и на полюсах от 23, 5 до 0°.

РАВНЫЕ ПОТОКИ СОЛНЕЧНОЙ ЭНЕРГИИ представлены полосами А, Б и В. Форма земной поверхности (кривизна) приводит к тому, что энергия потоков А и В распределяется на большие площади, в то время как энергия потока Б концентрируется на меньшей. Таким образом, на поверхности, на которую приходится поток Б, будет теплее, чем в высоких широтах ( потоки А и В). На рисунке изображено положение Земли 21 июня, когда лучи Солнца на Северном тропике падают отвесно.

Итак, шарообразность Земли и наклон плоскости экватора к плоскости эклиптики (23, 5°) создают сложное распределение притока радиации по широтам на границе атмосферы и его изменения в течение года. Приток солнечной радиации на горизонтальную поверхность в отсутствии атмосферы (в ккал/см 2) в зимнее и летнее полугодия и за год в зависимости от географической широты.

Мы проанализировали распределение радиации на границе атмосферы. До земной поверхности она доходит ослабленной атмосферным поглощением и рассеянием. Кроме того, в атмосфере всегда есть облака, и прямая солнечная радиация часто вообще не достигает земной поверхности, поглощаясь, рассеиваясь и отражаясь обратно облаками. облаками.

Ослабление солнечной радиации в атмосфере

Прямая солнечная радиация Солнечная радиация, доходящая до земной поверхности в виде пучка параллельных лучей, исходящих непосредственно от солнечного диска. Приток солнечной радиации на поверхность, перпендикулярную к лучам (АВ), и на горизонтальную поверхность (АС); где h — высота солнца • единица площади, расположенной перпендикулярно к солнечным лучам, получит максимально возможное количество радиации. На единицу горизонтальной площади придется меньшее количество лучистой энергии • В самом деле, на горизонтальную площадку s' приходится количество радиации I's', равное количеству радиации Is, приходящему на перпендикулярную к лучам площадку s: • Но площадь s относится к площади s', как АВ к АС; отсюда I' = I только тогда, когда Солнце в зените, а во всех остальных случаях I' меньше I. • Приток прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность называют инсоляцией.

Солнечная радиация в атмосфере • При прохождении через атмосферу солнечная радиация ослабляется: она рассеивается и поглощается атмосферой, облаками. • Абсолютно чистая сухая атмосфера пропускает 91% радиации.

Изменения солнечной радиации в атмосфере и на земной поверхности 1. Проходя сквозь атмосферу, солнечная радиация частично рассеивается атмосферными газами и аэрозольными примесями и переходит в особую форму рассеянной радиации. Частично же она поглощается молекулами атмосферных газов и примесями к воздуху и переходит в теплоту, идет на нагревание атмосферы. 2. В результате поглощения и рассеяния радиации в атмосфере прямая радиация, дошедшая до земной поверхности, изменена в сравнении с тем, что было на границе атмосферы. Интенсивность радиации уменьшается, а спектральный состав ее изменяется, так как лучи разных длин волн поглощаются и рассеиваются в атмосфере по-разному

В реальной атмосфере солнечная радиация поглощается: водяным паром, углекислым газом, озоном, аэрозолями – 15 -20% от приходящей на верхнюю границу атмосферы.

Рассеяние солнечной радиации: • Солнечная радиация при рассеянии не поглощается молекулами воздуха и аэрозолями и не переходит в тепловую энергию, но она отклоняется от прямолинейного пути и рассеивается во все стороны, т. е. поступает на земную поверхность со всего небесного свода. • Около 25% энергии общего потока солнечной радиации превращается в атмосфере в рассеянную радиацию. • Значительная доля рассеянной радиации (60%) приходит к земной поверхности. Но это особый вид радиации, существенно отличный от прямой радиации.

Рассеяние солнечной радиации происходит 1. молекулами атмосферных газов; 2. аэрозольными частичками. Ø Молекулярное рассеяние очень близко к рассеянию по закону Релея, т. е. обратно пропорционально четвертой степени длины волны радиации, подвергающейся рассеянию. Ø Рассеяние на более крупных частичках аэрозолей — аэрозольное рассеяние — обратно пропорционально меньшим степеням длины волны; Ø Для капель тумана, облаков и мороси совсем не зависит от длины волны и переходит в диффузное отражение. • В случае молекулярного рассеяния — рассеяние в направлении падающего луча и в обратном направлении одинаковы по интенсивности и вдвое больше, чем в направлении, перпендикулярном к лучу. • В случае рассеяния крупными частичками интенсивность в направлении падающего луча значительно превышает интенсивность в обратном направлении • Рассеянная радиация подвергается вторичному рассеянию. • Рассеянием радиации объясняются голубой цвет неба, дневное освещение в отсутствие прямых солнечных лучей, поляризация небесного света, дымка и другие оптические явления.

Явления, связанные с рассеянием радиации • Голубой цвет неба — это цвет самого воздуха, обусловленный рассеянием в нем солнечных лучей. • Воздух прозрачен в тонком слое, как прозрачна в тонком слое вода. • Но в мощной толще атмосферы воздух имеет голубой цвет, подобно тому, как вода уже в сравнительно малой толще, в несколько метров, имеет зеленоватый цвет. • Голубой цвет воздуха можно видеть, не только глядя на небесный свод, но и рассматривая отдаленные предметы, которые кажутся окутанными голубоватой дымкой. С высотой, по мере уменьшения плотности воздуха, т. е. количества рассеивающих частиц, цвет неба становится темнее и переходит в густо-синий, а в стратосфере — в черно-фиолетовый.

• Рассеяние солнечной радиации в атмосфере обусловливает рассеянный свет в дневное время. • В отсутствии атмосферы на Земле было бы светло только там, куда попадали бы прямые солнечные лучи или солнечные лучи, отраженные земной поверхностью и предметами на ней. А вследствие рассеянного света вся атмосфера днем служит источником освещения: • днем светло также и там, куда солнечные лучи непосредственно не падают, и даже тогда, когда солнце скрыто за облаками.

К земной поверхности солнечная радиация доходит в виде прямой и рассеянной радиации • Суммарная радиация • Совокупность прямой S’ и рассеянной солнечной радиации D, поступающей в естественных условиях на горизонтальную земную поверхность. • Q = S’ + D • где S — интенсивность прямой радиации на горизонтальную поверхность, D— интенсивность рассеянной радиации.

• При безоблачном небе суммарная радиация имеет суточный ход с максимумом около полудня и годовой ход с максимумом летом. • Суточный и годовой ход Q пропорционален высоте солнца. • Полуденные значения суммарной радиации в летние месяцы под Москвой при безоблачном небе в среднем 0, 6 -0, 9 к. Вт/м 2. • Частичная облачность, не закрывающая солнечный диск, увеличивает суммарную радиацию по сравнению с безоблачным небом; полная облачность, напротив, ее уменьшает. • В среднем облачность уменьшает суммарную радиацию на 20 -30%.

Отражение и поглощение солнечной радиации. Падая на земную поверхность, суммарная радиация в большей своей части поглощается в верхнем, тонком слое почвы или воды и переходит в тепло, а частично отражается. Величина отражения солнечной радиации (R) земной поверхностью зависит от характера этой поверхности. Отношение количества отраженной радиации к общему количеству радиации, падающей на данную поверхность, называется альбедо поверхности. A=R/Q Это отношение выражается в процентах

Отраженная радиация • Из общего потока суммарной радиации Q отражается от земной поверхности часть его R= Q x A где А — альбедо поверхности. 20% солнечной радиации отражается облаками

Поглощенная радиация Остальная часть суммарной радиации Q (1 - А) поглощается земной поверхностью и идет на нагревание верхних слоев почвы и воды (50%). 20% Солнечной радиации поглощается аэрозолями, водяным паром и молекулами газов

Альбедо поверхности почвы заключается в пределах 10 -30% • в случае влажного чернозема оно снижается до 5%, а в случае сухого светлого песка может повышаться до 40%. • С возрастанием влажности почвы альбедо снижается. • Альбедо растительного покрова — леса, луга, поля — 10— 25%. • Для свежевыпавшего снега альбедо 80— 90%, для давно лежащего снега — около 50% и ниже. • Альбедо гладкой водной поверхности для прямой радиации меняется от нескольких процентов при высоком солнце до 70% при низком солнце.

Альбедо Земли • Преобладающая часть радиации, отраженной земной поверхностью и верхней поверхностью облаков, уходит за пределы атмосферы в мировое пространство. • Также уходит в мировое пространство 1/3 часть рассеянной радиации. • Отношение этой уходящей в космос отраженной и рассеянной солнечной радиации к общему количеству солнечной радиации, поступающему в атмосферу, носит название планетарного альбедо Земли или просто альбедо Земли. • Планетарное альбедо Земли оценивается в 35 - 40%; • Основную часть планетарного альбедо Земли составляет отражение солнечной радиации облаками.

Длинноволновое излучение земной поверхности Верхние слои почвы и воды, снежный покров и растительность, поглощая радиацию, нагреваются, а затем сами излучают длинноволновую радиацию; эту земную радиацию называют собственным излучением земной поверхности Es • Интенсивность собственного излучения (т. е. отдачу лучистой энергии с единицы горизонтальной поверхности за единицу времени) можно рассчитать, зная абсолютную температуру земной поверхности. По закону Стефана—Больцмана излучение с каждого квадратного сантиметра абсолютно черной поверхности пропорционально четвертой степени температуры Т. • При средней температуре поверхности земли +15° С, или 288° К, излучение происходит в основном в невидимой инфракрасной части спектра. • Излучение земной поверхности в среднем равно Es = 0, 4 к. Вт/м 2

Встречное излучение • Атмосфера нагревается, поглощая как солнечную радиацию (около 15 -20% всего ее количества, приходящего к Земле), так и собственное излучение земной поверхности. • Кроме того, она получает тепло от земной поверхности путем теплопроводности, а также при испарении и последующей конденсации водяного пара. Будучи нагретой, атмосфера излучает сама. Так же как и земная поверхность, она излучает невидимую инфракрасную радиацию примерно в том же диапазоне длин волн.

Встречное излучение • Большая часть (до 70%) атмосферной радиации приходит к земной поверхности, остальная часть уходит в мировое пространство. • Атмосферную радиацию, приходящую к земной поверхности, называют встречным излучением (Еа), потому, что оно направлено навстречу собственному излучению земной поверхности. Земная поверхность поглощает это встречное излучение атмосферы почти целиком (на 90 -99%). Оно является для земной поверхности важным источником тепла в дополнение к поглощенной солнечной радиации

Эффективное излучение • Встречное излучение Еа всегда несколько меньше собственного земного излучения Ез • Поэтому ночью, когда солнечной радиации нет и к земной поверхности приходит только встречное излучение, земная поверхность теряет тепло за счет положительной разности между собственным и встречным излучением. • Эту разность между собственным излучением земной поверхности и встречным излучением атмосферы называют эффективным излучением или длинноволновым балансом радиации Еэф = Ез - Еа

Радиационный баланс земной поверхности Это разность между поглощенной радиацией (суммарная радиация минус отраженная) и эффективным излучением (излучение земной поверхности минус встречное излучение) B=S’ +D – R + Eа – Ез В=Q(1 -A)-Eэф Ночью коротковолновый баланс =0 Поэтому В= - Eэф

• Радиационный баланс переходит от ночных, отрицательных значений к дневным, положительным после восхода солнца при высоте его 10— 15°. • От положительных значений к отрицательным он переходит перед заходом солнца при той же его высоте над горизонтом. • При наличии снежного покрова радиационный баланс переходит к положительным значениям только при высоте солнца около 20— 25°, так как при большом альбедо снега поглощение им суммарной радиации мало. • Днем радиационный баланс растет с увеличением высоты солнца и убывает с ее уменьшением. В ночные часы, когда суммарная радиация отсутствует, отрицательный радиационный баланс равен эффективному излучению и потому меняется в течение ночи мало, если только условия облачности остаются одинаковыми.

Лучистое и тепловое равновесие Земли • Лучистая энергия Солнца является основным, практически единственным источником тепла для поверхности Земли и для ее атмосферы. • Радиация, поступающая от звезд и от Луны, ничтожно мала по сравнению с солнечной радиацией. Также ничтожно мал и поток тепла, направленный к земной поверхности и в атмосферу из глубин Земли. • Часть солнечной радиации представляет собой видимый свет. • Тем самым Солнце является для Земли источником не только тепла, но и света, важного для жизни на земной поверхности.

Приборы и методики измерения радиации • Систематические наблюдения за солнечной радиацией были начаты в 1892 г. в Павловской обсерватории. В настоящее время существует сеть актинометрических станций, ведущих наблюдения за потоками радиации, на которых используются приборы, как с визуальными отсчетами, так и с автоматической регистрацией. Для измерения радиации используются в большинстве случаев термоэлектрические приборы.

• Отдельные термоэлементы • Приемниками их являются батарей изготавливаются из термобатареи разных чередующихся полосок различных металлов или сплавов, спаянных конструкций. Принцип между собой (термоспаи). Обычно работы термоэлектрических для устройства термоэлементов приемников легко понять из используют медь, константан и манганин. Одна половина спаев схемы закрашивается белой краской 2, другая – черной 1. • • При поступлении радиации на 2 такой термоэлемент спаи под 1 черной краской нагреваются сильнее спаев под белой краской, М К М и в термоэлементе возникает термоэлектрический ток, пропорциональный разности 3 температур спаев. • Последняя же пропорциональна интенсивности радиации. Термоэлектрический ток измеряется чувствительным актинометрическим • Схема термоэлектрического приемника: гальванометром • I - спай, закрашенный черной краской; • 2 — спай, закрашенный белой краской; 3—гальванометр.

Гальванометр ГСА-1 МА

Термоэлектрический актинометр АТ-50, М-3 предназначен для измерения интенсивности прямой солнечной радиации на перпендикулярную к лучам солнца поверхность

Термоэлектрический пиранометр П-З×З, М-80 М для измерения суммарной Q и рассеянной D радиации на горизонтальную поверхность. Пиранометр М-80 М имеет устройство для опрокидывания стойки прибора приемником вниз, что позволяет измерять интенсивность отраженной радиации R, необходимой для расчета альбедо подстилающей поверхности. Термоэлектрические альбедометры измеряют интенсивность суммарной, рассеянной и отраженной радиации. Используя данные этих измерений, можно определить альбедо по формуле: А = R/Q × 100, а также рассчитать интенсивность прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность (S').

• При измерении прямой, рассеянной и суммарной радиации, делают 3 отсчета по гальванометру N 1, N 2, N 3, с промежутками 10 − 15 сек. • Для измерения альбедо делают 3 отсчета при положении прибора приемником вверх N 1, N 2, N 3, затем 3 отсчета при положении приемником вниз N 4, N 5, N 6 (для измерения отраженной радиации), и снова 3 отсчета при положении приемником вверх N 7 , N 8, N 9.

продолжительность солнечного сияния • Гелиограф универсальный

• Географическое распределение суммарной радиации

• Географическая широта определяет зональность в распределении элементов климата. • Солнечная радиация поступает на верхнюю границу атмосферы в зависимости от географической широты, которая определяет полуденную высоту Солнца и продолжительность облучения. • Поглощенная радиация распределяется сложнее, так как зависит от облачности, альбедо земной поверхности, степени прозрачности воздуха. • Зональность лежит и в основе распределения температуры воздуха, которое зависит не только от поглощенной радиации, но и от циркуляционных условий. • Зональность в распределении температуры приводит к зональности других метеорологических величин климата.

• Годовые значения суммарной радиации - в тропиках и субтропиках более 140 ккал/см 2. Наибольшие в субтропических пустынях, а в северной Африке до 200— 220 ккал/см 2. • На экваторе (тропические леса) с большой облачностью (над бассейнами Амазонки и Конго, над Индонезией) меньше- 100— 120 ккал/см 2. • В умеренных широтах суммарная радиация убывает до 60 -80 ккал/см 2 на 60° с. ш. • затем растет- мало в северном полушарии, но весьма значительно над малооблачной и снежной Антарктидой, где в глубине материка они достигают 130 ккал/см 2, т. е. величин, близких к тропическим и превышающих экваториальные.

В декабре наибольшие суммы радиации до 22 ккал/см 2 в пустынях южного полушария. Но в облачных районах у экватора они снижены до 8— 12 ккал/см 2. В зимнем северном полушарии радиация быстро убывает на север; к северу от 50 с. ш. - менее 2 ккал/см 2 и севернее полярного круга =0. В летнем южном полушарии она убывает к югу до 10 ккал/см 2 и ниже в широтах 50— 60°. Но затем она растет —до 20 ккал/см 2 у берегов Антарктиды и свыше 30 ккал/см 2 внутри Антарктиды, где она, таким образом, больше, чем летом в тропиках.

• В зимнем северном полушарии радиация быстро убывает на север; к северу от 50 -й параллели она менее 2 ккал/см 2 и несколько севернее полярного круга равна нулю.

В июне наивысшие суммы радиации, свыше 22 ккал/см 2, над северо- восточной Африкой, Аравией, Иранским нагорьем. До 20 ккал/см 2 и выше они в Средней Азии; В облачных приэкваториальных областях как и в декабре, снижены до 12 ккал/см 2. В летнем северном полушарии суммы радиации убывают от субтропиков к северу медленно, а севернее 50° с. ш. возрастают, достигая 20 ккал/см 2 и более в Арктическом бассейне. В зимнем южном полушарии убывают до 0 за южным полярным кругом.