Тема 2. Климаты и их формирование

1. Солнечная радиация

Температура на Солнце около 6000 ^оС. Количество тепла, получаемого Землей до поступления солнечных лучей в атмосферу называется солнечной постоянной и составляет 1,98 кал/см² /мин, из них 7% приходится на ультрафиолетовую часть спектра ( = < 0,4 мк), 46 % на видимую ( = 0,4-0,75 мк) и 47 % на инфракрасную ( > 0,75 мк).

В атмосфере поглощается 15-20 % солнечной радиации, причем поглощение разное для лучей разных длин волн. Основные поглотители – водяной пар и аэрозоли. Азот поглощает радиацию очень малых длин волн; кислород – в двух участках видимой части спектра; более сильный поглотитель – озон, который поглощает несколько % радиации и прежде всего – ультрафиолетовые лучи.

Приток солнечной радиации на горизонтальную площадку – инсоляция. I = I sin h, кал/см².мин, где

I – величина солнечной радиации, h – высота солнца, град

Помимо поглощения происходит рассеяние, т.е преобразование радиации, имеющей определенное направление, в радиацию, идущую по всем направлениям. Рассеяние происходит в оптически неоднородной среде, создающейся капельками воды, кристаллами льда, аэрозолями. В рассеянную радиацию превращается около 25 % общей радиации. Степень рассеяния определяет видимость, а также цвет неба. Суммарная радиация обычно составляет 1-1,5 кал/см².мин.

Важной характеристикой радиации является альбедо – отношение отраженной радиации к падающей. Для земной поверхности альбедо 5-80, Мирового океана – 5-20, верхней поверхности облаков и свежего снега – 70-80 %. Планетарное альбедо Земли 35-40 %.

Верхние слои почвы, поверхностные воды, растительность также являются источником радиации, обозначаемом E_s. Большое значение имеет атмосферная радиация или встречное излучение (E_a – отдача атмосферой поглощенной солнечной и земной радиации). Это излучение находится в инфракрасном спектре и составляет 0,1-0,2 для горных 0,3-0,4 для равнинных и до 0,5-0,6 кал/cм².мин для тропических областей. Величина встречного излучения зависит от содержания углекислого газа и водяного пара в воздухе и ослабляет остывание земной поверхности ночью («тепличный эффект»). Разность между земным и встречным излучением

E_e = E_s – E_a

называют эффективным излучением.

Разность между притоком солнечной энергии (прямой и рассеянной, с учетом альбедо) и эффективным излучением называют радиационным балансом (R) земной поверхности.

R = (I sin h + i) (1-A) – E_e

Радиационный баланс положителен для всей Земли, кроме Гренландии и Антарктиды. Это не означает, что земная поверхность становится всё теплее. Радиационный баланс уравновешивается нерадиационной передачей тепла.

В нагревании и тепловых особенностях горных пород и водоемов имеются существенные различия. В породах и подземных водах тепло распространяется путем молекулярной теплопроводности. В водоемах добавляется турбулентное перемешивание и термическая конвекция водных слоев. Суточные колебания температуры в горных породах – до 1 м, годовые до 10-20 м. В морях суточные колебания до глубин в десятки м, годовые – до сотен. Ночью и зимой при остывании воды поднимается накопленное тепло снизу. Крупные водоемы – регулятор теплового режима Земли. Для почвенного слоя годовой теплооборот (1,5-3) ккал/см²; для Черного и Балтийского морей (48-52) ккал/см². Если бы вся Земля была покрыта океаном, годовая амплитуда температуры на экваторе составляла бы 0, на полюсах 5-6^оС.