Солнечная радиация как климатообразующий фактор

Солярный климат. Если бы на Земле не было атмосферы, а ее поверхность была однородной, то климат земного шара определялся бы только количеством тепла получаемого земной поверхностью от Солнца. В таком случае климат зависел бы исключительно от географической широты, определяющей высоту Солнца, и для всех точек, находящихся на одной широте, был бы одинаковым.

Соответственно этому под солярным климатом понимают распределение солнечной радиации на земной поверхности при отсутствии атмосферы в зависимости от широты места φ; и склонения Солнца (времени года). Исходной величиной при расчете солярного климата является солнечная постоянная.

(Лекции по метеорологии.) Интенсивность солнечной радиации на перпендикуляр­ную к лучам поверхность при отсутствии атмосферы и при среднем расстоянии от Земли до Солнца называется солнечной постоянной. По последним данным измерений, солнечная постоянная составляет S^*=1,37 кВт/м².

Интенсивность прямой радиации на горизонтальную поверхность определяется по формуле:

,

где S – интенсивность прямой солнечной радиации на пер­пендикулярную к лучам поверхность, кВт/м²;

– высота Солнца.

Общий приход на горизонтальную поверхность прямой и рассеянной радиации называется суммарной радиа­цией Q:

,

где – интенсивность прямой радиации, на горизонталь­ную поверхность, кВт/м²;

D – интенсивность рассеянной радиации на горизонтальную поверхность, кВт/м².

Поступление солнечной радиации на земную поверхность зависит от прозрачности атмосферы, количества и плотности облаков, широты места и времени года.

Солярный климат Земли определяется не только интенсивностью радиации, но и количеством солнечной энергии, поступающей на горизонтальную поверхность за сутки (суточная сумма радиации), за год (годовые суммы).

В течение года суточные суммы радиации на экваторе имеют два максимума (в дни равноденствия – 22 марта и 23 сентября) и два максимума (в дни солнцестояния – 21 июня и 22 декабря). Такой ход солнечной радиации объясняется тем, что Солнце дважды в течение года пересекает экватор (дни равноденствия), когда склонение Солнца составляет =0, и следовательно его полуденная высота имеет наибольшее значение ( =90⁰), а в дни солнцестояний Солнце находится над северным или южным тропиком при =23,4⁰ и полуденная высота Солнца имеет наинизшее значение ( =66,6⁰).

Во внетропических широтах в году имеются один максимум (в день летнего солнцестояния) и один минимум (в день зимнего солнцестояния).

Зимой различие суточных сумм между экватором и высокими широтами максимальное, летом – минимальное.

В южном полушарии различие между летними и зимними суточными суммами радиации больше, чем в северном. Это объясняется изменением расстояния Земли до Солнца при ее движении по орбите. Поэтому, если бы поверхность Земли была однородной, то годовая амплитуда температуры в южном полушарии была бы больше, чем в северном. Однако из-за большей океаничности южного полушария и континентальности северного годовая амплитуда температуры воздуха в южном полушарии меньше, чем в северном.

(Лекции по метеорологии). Радиационный баланс представляет собой разность между приходом и расходом лучистой энергии, поглощаемой и излу­чаемой поверхностью Земли. Его можно выразить следующим уравнением:

, кВт/м².

где – суммарная солнечная радиация на горизонтальную поверхность, кВт/м²;

R_k – коротковолновая радиация, отраженная от под­стилающей поверхности, кВт/м²;

Е_эф – эффективное излучение подстилающей поверхно­сти, кВт/м².

Радиационный баланс является важнейшим климатическим фактором, так как от его величины в сильной степени зависит распределение температуры в почве и прилегающих к ней слоях воздуха. От него зависят физические свойства масс воздуха, перемещающихся по Земле, а также интенсивность испарения и таяния снега.

В пустынных и засушливых районах значения радиацион­ного баланса ниже по сравнению с районами достаточного и избыточного увлажнения на тех же широтах. Это вызывается повышением альбедо и увеличением эффективного излучения в связи с большой сухостью воздуха и малой облачностью. В умеренных широтах значения радиационного баланса быстро уменьшаются по мере возрастания широты вследствие убыва­ния суммарной радиации.

В среднем за год суммы радиационного баланса для всей поверхности земного шара оказываются положительными, за исключением районов с постоянным ледяным покровом (Антарк­тика, центральная часть Гренландии и др.).

Энергия, измеряемая величиной радиационного баланса, ча­стично затрачивается на испарение, частично передается воз­духу и, наконец, некоторое количество энергии уходит в почву и идет на ее нагревание. Таким образом, общий приход-расход тепла для поверхности Земли, называемый тепловым балансом, можно представить в виде следующего уравнения:

,

где В – радиационный баланс;

М – поток тепла между по­верхностью Земли и атмосферой;

V – затрата тепла на испаре­ние (или выделение тепла при конденсации),

Т – теплообмен между поверхностью почвы и глубинными слоями.

В среднем за год почва практически отдает тепла в воздух столько же, сколько и получает, поэтому в годовых выводах теплооборот в почве равен нулю. Затраты тепла на испарение распреде­ляются на поверхности земного шара весьма неравномерно.На океанах они зависят от количества солнечной энергии, посту­пающей на поверхность океана, а также от характера океаниче­ских течений. Теплые течения увеличивают расход тепла на ис­парение, холодные же уменьшают его. На материках затраты тепла на испарение определяются не только количеством сол­нечной радиации, но и запасами влаги, содержащейся в почве. При недостатке влаги, вызывающем сокращение испарения, за­траты тепла на испарение снижаются. Поэтому в пустынях и полупустынях они значительно уменьшаются.

Наибольший годовой расход тепла на испарение с суши наблюдается во влажных тропических районах, где на испарение расходуется более 60 ккал/(см²·год). По мере возрастания широты он уменьшается и на широте по­лярного круга доходит до 10 ккал/(см²·год). Испарение с по­верхности океанов гораздо больше, чем на суше, в связи с чем в ряде тропических и субтропических областей океана годовые затраты тепла на испарение доходят до 120...140 ккал/(см²·год).

Рассмотрим тепловой баланс Земли как планеты в целом.

1. ♦ Количество лучистой энергии, поступающей от Солнца на еди­ницу поверхности внешней границы атмосферы, в среднем со­ставляет 250 ккал/(см²·год).

♦ Из этого количества поглощается:

- атмосферой 39 ккал/(см²·год) (14%);

- земной поверхностью 111 ккал/(см²·год) (43%).

Таким образом, Земля вместе с ат­мосферой получает в виде прямой и рассеянной радиации 150 ккал/(см²·год) (57-60%).

♦ Остальная часть солнечной радиа­ции в количестве 100 ккал/(см²·год) (40-43%) теряется Землей и атмосферой вследствие отражения и рассеяния в мировое пространство.

2. Приходящая на поверхность Земли радиация составляет 111 ккал/(см²·год).

♦ Из этого количества теряется земной по­верхностью путем эффективного излучения 43 ккал/(см²·год), следовательно, разность между приходящей и уходящей радиацией, т. е. радиационный баланс поверхности Земли составляет 68 ккал/(см²·год).

3. Рассмотрим тепловой баланс на поверхности Земли.

Положительный радиационный ба­ланс поверхности земли равен 68 ккал/(см²·год) из них:

- 56 ккал/(см²·год) расходуется на испарение воды;

- 12 ккал/(см²·год) поступает в атмосферу в результате теплообмена.

4. Тепловой баланс атмосферы составляется из:

- прихода тепла, полученного в результате поглощения радиации (39 ккал/(см²·год);

- конденсации водяного пара (56 ккал/(см²·год);

- теплообмена с подстилающей поверхностью (12 ккал/(см²·год).

В итоге атмосфера получает 107 ккал/(см²·год).

Тепловой баланс всей системы Земля – атмосфера представ­ляется в следующем виде. На границе атмосферы приход энер­гии в виде радиации от Солнца составляет 250 ккал/(см²·год). Из этого количества теряется Землей и атмосферой вследствие отражения и рассеяния радиации 100 ккал/(см²·год), путем эф­фективного излучения земной поверхностью и атмосферой соот­ветственно 43 и 107 ккал/(см²·год).

Таким образом, на Земле в среднем за год между приходом и расходом лучистой энергий наблюдается полное равновесие, т. е. сколько энергии Солнца Земля и ат­мосфера получают, столько же энергии они и расходуют путем отражения и излучения радиации. Энергетический баланс зем­ного шара в среднем равен нулю.