Студопедия Главная Случайная страница Обратная связь

Разделы: Автомобили Астрономия Биология География Дом и сад Другие языки Другое Информатика История Культура Литература Логика Математика Медицина Металлургия Механика Образование Охрана труда Педагогика Политика Право Психология Религия Риторика Социология Спорт Строительство Технология Туризм Физика Философия Финансы Химия Черчение Экология Экономика Электроника

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;

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

Еэф – 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.

 







Дата добавления: 2015-08-29; просмотров: 980. Нарушение авторских прав


Рекомендуемые страницы:


Studopedia.info - Студопедия - 2014-2020 год . (0.004 сек.) русская версия | украинская версия