Strahlungsbilanz und ihre Komponenten - Vorlesungen - Material für den Kurs "Das Studium der Atmosphäre" - Artikelkatalog - Meteorologie und Hydrologie. Einfluss der Sonnenstrahlung auf den Menschen

1. allgemeine Charakteristiken Sonnenstrahlung
2. Direkte Sonneneinstrahlung
3. Gesamte Sonneneinstrahlung
4. Absorption der Sonnenstrahlung in der Atmosphäre

Strahlungsenergie der Sonne oder Sonnenstrahlung ist die Hauptwärmequelle für die Erdoberfläche und ihre Atmosphäre. Die Strahlung der Sterne und des Mondes ist im Vergleich zur Sonnenstrahlung vernachlässigbar und trägt nicht wesentlich zu thermischen Prozessen auf der Erde bei. Auch der aus den Tiefen des Planeten an die Oberfläche gerichtete Wärmefluss ist vernachlässigbar. Sonnenstrahlung breitet sich von der Quelle (der Sonne) in Form elektromagnetischer Wellen mit einer Geschwindigkeit von nahezu 300.000 km/s in alle Richtungen aus. In der Meteorologie wird vor allem die Wärmestrahlung betrachtet, die durch die Temperatur des Körpers und seinen Emissionsgrad bestimmt wird. Wärmestrahlung hat Wellenlängen von Hunderten von Mikrometern bis zu Tausendstel Mikrometern. Röntgen- und Gammastrahlung werden in der Meteorologie nicht berücksichtigt, da sie die unteren Schichten der Atmosphäre praktisch nicht erreichen. Wärmestrahlung wird üblicherweise in kurzwellige und langwellige Strahlung unterteilt. Kurzwellige Strahlung ist Strahlung im Wellenlängenbereich von 0,1 bis 4 Mikrometer, langwellige Strahlung – von 4 bis 100 Mikrometer. Die Sonnenstrahlung, die die Erdoberfläche erreicht, ist zu 99 % kurzwellig. Kurzwellige Strahlung wird in Ultraviolett (UV) mit Wellenlängen von 0,1 bis 0,39 Mikrometer unterteilt; sichtbares Licht (VL) – 0,4 – 0,76 Mikrometer; Infrarot (IR) – 0,76 – 4 Mikrometer. BC- und IR-Strahlung liefern die meiste Energie: BC macht 47 % der Strahlungsenergie aus, IR – 44 % und UV – nur 9 % der Strahlungsenergie. Diese Verteilung der Wärmestrahlung entspricht der Energieverteilung im Spektrum eines absolut schwarzen Körpers mit einer Temperatur von 6000 K. Man geht davon aus, dass diese Temperatur bedingt nahe an der tatsächlichen Temperatur auf der Sonnenoberfläche liegt (in der Photosphäre, die die Quelle der Strahlungsenergie der Sonne ist). Die maximale Strahlungsenergie bei dieser Emittertemperatur beträgt nach dem Wiener Gesetz l = 0,2898/T (cm*Grad). (1) fällt auf blau-blaue Strahlen mit Längen von etwa 0,475 Mikrometern (l. – Wellenlänge, T – absolute Temperatur des Emitters). Die Gesamtmenge der emittierten Wärmeenergie ist nach dem Stefan-Boltzmann-Gesetz proportional zur vierten Potenz der absoluten Temperatur des Emitters: E = sT 4 (2) mit s = 5,7 * 10-8 W/m 2 * K 4 (Stefan-Boltzmann-Konstante). Ein quantitatives Maß für die auf einer Oberfläche ankommende Sonnenstrahlung ist die Bestrahlungsstärke oder Strahlungsflussdichte. Die Beleuchtungsstärke ist die Menge an Strahlungsenergie, die pro Zeiteinheit in eine Flächeneinheit eindringt. Sie wird in W/m2 (oder kW/m2) gemessen. Das bedeutet, dass pro 1 m2 pro Sekunde 1 J (bzw. 1 kJ) Strahlungsenergie zugeführt wird. Die Energiebestrahlungsstärke der Sonnenstrahlung, die pro Zeiteinheit an der oberen Grenze der Atmosphäre im durchschnittlichen Abstand von der Erde zur Sonne auf eine Flächeneinheit senkrecht zu den Sonnenstrahlen einfällt, wird als Sonnenkonstante So bezeichnet. Unter der oberen Grenze der Atmosphäre wird dabei die Bedingung verstanden, dass die Atmosphäre keinen Einfluss auf die Sonnenstrahlung hat. Daher wird der Wert der Sonnenkonstante nur durch den Emissionsgrad der Sonne und den Abstand zwischen Erde und Sonne bestimmt. Moderne Studien mit Satelliten und Raketen haben den Wert von So gleich 1367 W/m 2 mit einem Fehler von ±0,3 % ermittelt, der durchschnittliche Abstand zwischen der Erde und der Sonne wird in diesem Fall mit 149,6 * 106 km bestimmt. Wenn wir Änderungen der Sonnenkonstante aufgrund von Änderungen im Abstand zwischen Erde und Sonne berücksichtigen, beträgt der jährliche Durchschnittswert 1,37 kW/m2, im Januar 1,41 kW/m2 und im Juni - 1,34 kW/m 2, daher empfängt die nördliche Hemisphäre an einem Sommertag etwas weniger Strahlung an der Grenze der Atmosphäre als die südliche Hemisphäre an ihrem Sommertag. Aufgrund ständiger Veränderungen der Sonnenaktivität kann die Sonnenkonstante von Jahr zu Jahr schwanken. Diese Schwankungen sind jedoch, sofern vorhanden, so gering, dass sie innerhalb der Messgenauigkeit moderner Instrumente liegen. Aber während der Existenz der Erde hat die Sonnenkonstante höchstwahrscheinlich ihren Wert geändert. Wenn man die Sonnenkonstante kennt, kann man die Menge an Sonnenenergie berechnen, die am oberen Rand der Atmosphäre in die beleuchtete Hemisphäre eindringt. Sie ist gleich dem Produkt aus der Sonnenkonstante und der Fläche des Großkreises der Erde. Bei einem durchschnittlichen Erdradius von 6371 km beträgt die Fläche des Großkreises p*(6371)2 = 1,275*1014 m2 und die auf ihn einfallende Strahlungsenergie beträgt 1,743*1017 W. Im Laufe eines Jahres beträgt diese 5,49*1024 J. Das Auftreffen der Sonnenstrahlung auf einer horizontalen Fläche an der oberen Grenze der Atmosphäre wird als Sonnenklima bezeichnet. Die Entstehung eines Sonnenklimas wird von zwei Faktoren bestimmt – der Sonnenscheindauer und der Höhe der Sonne. Die Strahlungsmenge, die pro Flächeneinheit der horizontalen Oberfläche auf die Grenze der Atmosphäre fällt, ist proportional zum Sinus der Sonnenhöhe, der nicht nur tagsüber, sondern auch von der Jahreszeit abhängt. Bekanntlich wird die Höhe der Sonne für Sonnenwendetage durch die Formel 900 - (j±23,50) bestimmt, für Tagundnachtgleiche - 900 -j, wobei j der Breitengrad des Ortes ist. So variiert die Höhe der Sonne am Äquator das ganze Jahr über von 90° bis 66,50°, in den Tropen von 90 bis 43°, in den Polarkreisen von 47 bis 0° und an den Polen von 23,5° bis 0° . Entsprechend dieser Höhenänderung der Sonne im Winter auf jeder Hemisphäre nimmt der Einstrom der Sonnenstrahlung auf eine horizontale Plattform vom Äquator zu den Polen schnell ab. Im Sommer ist das Bild komplexer: Im Hochsommer treten die Höchstwerte nicht am Äquator, sondern an den Polen auf, wo die Tageslänge 24 Stunden beträgt. Im jährlichen Kurs draußen tropische Zone Es gibt ein Maximum (Sommersonnenwende) und ein Minimum (Wintersonnenwende). In der tropischen Zone erreicht der Strahlungseinstrom zweimal im Jahr (Tagundnachtgleiche) ein Maximum. Die jährliche Sonneneinstrahlung variiert zwischen 133*102 MJ/m2 (Äquator) und 56*102 MJ/m2 (Pole). Die Amplitude des Jahreszyklus am Äquator ist klein, in der außertropischen Zone jedoch erheblich.

2 Direkte Sonneneinstrahlung Direkte Sonnenstrahlung ist Strahlung, die direkt von der Sonnenscheibe auf die Erdoberfläche trifft. Obwohl sich die Sonnenstrahlung von der Sonne in alle Richtungen ausbreitet, erreicht sie die Erde in Form eines Bündels paralleler Strahlen, die wie aus der Unendlichkeit ausgehen. Der Zufluss direkter Sonnenstrahlung auf die Erdoberfläche oder auf eine beliebige Ebene der Atmosphäre wird durch die Bestrahlungsstärke charakterisiert – die Menge an Strahlungsenergie, die pro Zeiteinheit und Flächeneinheit empfangen wird. Der maximale Zustrom direkter Sonnenstrahlung trifft senkrecht zur Sonneneinstrahlung am Standort ein. In allen anderen Fällen wird die Energiebeleuchtung durch die Höhe der Sonne oder den Sinus des Winkels bestimmt, den der Sonnenstrahl mit der Oberfläche des Standorts bildet S'=S sin hc (3) Im allgemeinen Fall ist S (die Energiebeleuchtung eines Ortes mit einer Flächeneinheit senkrecht zu den Sonnenstrahlen) ist gleich So. Der Fluss direkter Sonnenstrahlung, der auf eine horizontale Fläche fällt, wird als Sonneneinstrahlung bezeichnet.

3. Gestreute Sonnenstrahlung Beim Durchgang durch die Atmosphäre wird die direkte Sonnenstrahlung an Molekülen atmosphärischer Gase und Aerosolverunreinigungen gestreut. Bei der Streuung befindet sich ein Teilchen auf dem Ausbreitungsweg Elektromagnetische Welle, nimmt kontinuierlich Energie auf und strahlt sie in alle Richtungen wieder ab. Dadurch wird ein Strom paralleler Sonnenstrahlen, die in eine bestimmte Richtung kommen, in alle Richtungen wieder abgestrahlt. Streuung tritt bei allen Wellenlängen elektromagnetischer Strahlung auf, ihre Intensität wird jedoch durch das Verhältnis der Größe der streuenden Partikel und der Wellenlänge der einfallenden Strahlung bestimmt. In einer absolut sauberen Atmosphäre, in der Streuung nur von Gasmolekülen erzeugt wird, deren Abmessungen kleiner als die Wellenlängen der Strahlung sind, gehorcht sie dem Rayleigh-Gesetz, das dies besagt spektrale Dichte Die energiereiche Beleuchtung der Streustrahlung ist umgekehrt proportional zur vierten Potenz der Wellenlänge der Streustrahlen Dl=a Sl /l 4 (4) wobei Sl die spektrale Dichte der energiereichen Beleuchtung der direkten Strahlung mit der Wellenlänge l ist, Dl die spektrale Dichte von Energieeinstrahlung von Streustrahlung gleicher Wellenlänge, a ist der Proportionalitätskoeffizient. Nach dem Rayleigh-Gesetz wird Streustrahlung von kürzeren Wellenlängen dominiert, da rote Strahlen, die doppelt so lang sind wie violette Strahlen, 14-mal weniger gestreut werden. Infrarotstrahlung wird nur sehr wenig gestreut. Es wird angenommen, dass etwa 26 % des gesamten Sonnenstrahlungsflusses gestreut werden, 2/3 dieser Strahlung erreichen die Erdoberfläche. Da Streustrahlung nicht von der Sonnenscheibe, sondern vom gesamten Himmel stammt, wird ihre Bestrahlungsstärke auf einer horizontalen Fläche gemessen. Die Maßeinheit für die Bestrahlungsstärke mit diffuser Strahlung ist W/m2 oder kW/m2. Tritt eine Streuung an Partikeln auf, die den Wellenlängen der Strahlung entsprechen (Aerosolverunreinigungen, Eiskristalle und Wassertröpfchen), dann folgt die Streuung nicht dem Rayleigh-Gesetz und die Energieausleuchtung der gestreuten Strahlung wird umgekehrt proportional nicht zur vierten, sondern zu kleineren Potenzen der Wellenlängen – d. h. Das Streumaximum verschiebt sich zu einem längerwelligen Teil des Spektrums. Bei einem hohen Anteil großer Partikel in der Atmosphäre wird die Streuung durch diffuse Reflexion ersetzt, bei der der Lichtfluss von den Partikeln als Spiegel reflektiert wird, ohne dass sich die spektrale Zusammensetzung ändert. Da weißes Licht einfällt, wird auch ein Strahl weißen Lichts reflektiert. Dadurch wird die Farbe des Himmels weißlich. Zwei interessante Phänomene im Zusammenhang mit der Streuung sind die blaue Farbe des Himmels und die Dämmerung. Die blaue Farbe des Himmels ist aufgrund der Streuung des Sonnenlichts in ihr die Farbe der Luft selbst. Da die Streuung bei klarem Himmel dem Rayleigh-Gesetz folgt, fällt die maximale Energie der Streustrahlung, die vom Himmelsgewölbe kommt, auf die blaue Farbe. Die blaue Farbe der Luft kann man erkennen, wenn man entfernte Objekte betrachtet, die in einen bläulichen Dunst gehüllt zu sein scheinen. Mit zunehmender Höhe und abnehmender Luftdichte wird die Farbe des Himmels dunkler und geht in ein tiefes Blau und in der Stratosphäre in Lila über. Je mehr Verunreinigungen in der Atmosphäre vorhanden sind, desto größer ist der Anteil langwelliger Strahlung im Spektrum Sonnenlicht, desto weißer wird der Himmel. Aufgrund der Streuung der kürzesten Wellen wird die direkte Sonnenstrahlung durch Wellen in diesem Bereich abgeschwächt, sodass sich die maximale Energie der Direktstrahlung in den gelben Teil verschiebt und die Sonnenscheibe gelb wird. Bei niedrigen Sonnenwinkeln tritt die Streuung sehr intensiv auf und verschiebt sich in den langwelligen Teil des elektromagnetischen Spektrums, insbesondere in einer verschmutzten Atmosphäre. Das Maximum der direkten Sonnenstrahlung verschiebt sich in den roten Teil, die Sonnenscheibe wird rot und es entstehen leuchtend gelbrote Sonnenuntergänge. Nach Sonnenuntergang kommt die Dunkelheit nicht sofort; ebenso wird es am Morgen hell auf der Erdoberfläche, einige Zeit vor dem Erscheinen der Sonnenscheibe. Dieses Phänomen unvollständiger Dunkelheit ohne Sonnenscheibe wird Abend- und Morgendämmerung genannt. Der Grund dafür ist die Beleuchtung der hohen Schichten der Atmosphäre durch die Sonne unterhalb des Horizonts und die Streuung des Sonnenlichts an ihnen. Es gibt eine astronomische Dämmerung, die so lange anhält, bis die Sonne 180 Grad unter den Horizont fällt und so dunkel wird, dass die schwächsten Sterne unterschieden werden können. Der erste Teil der astronomischen Abenddämmerung und der letzte Teil der astronomischen Morgendämmerung werden als bürgerliche Dämmerung bezeichnet, während der die Sonne mindestens 80 Grad unter den Horizont sinkt. Die Dauer der astronomischen Dämmerung hängt vom Breitengrad des Gebiets ab. Oberhalb des Äquators sind sie kurz, bis zu 1 Stunde gemäßigte Breiten sind 2 Stunden. In hohen Breiten verschmilzt in der Sommersaison die Abenddämmerung mit der Morgendämmerung und bildet weiße Nächte.

4 Absorption der Sonnenstrahlung in der Atmosphäre. Die Sonnenstrahlung erreicht als Direktstrahlung die obere Grenze der Atmosphäre. Etwa 30 % dieser Strahlung werden in den Weltraum zurückreflektiert, 70 % gelangen in die Atmosphäre. Beim Durchgang dieser Strahlung durch die Atmosphäre erfährt sie Veränderungen im Zusammenhang mit ihrer Absorption und Streuung. Etwa 20–23 % der direkten Sonnenstrahlung werden absorbiert. Die Absorption ist selektiv und hängt von den Wellenlängen und der Materialzusammensetzung der Atmosphäre ab. Stickstoff, das Hauptgas in der Atmosphäre, absorbiert Strahlung nur bei sehr niedrigen Wellenlängen im ultravioletten Teil des Spektrums. Die Energie der Sonnenstrahlung in diesem Teil des Spektrums ist sehr gering und die Absorption der Strahlung durch Stickstoff hat praktisch keinen Einfluss auf den Wert des gesamten Energieflusses. Sauerstoff absorbiert etwas mehr in zwei schmalen Bereichen des sichtbaren Spektrums und im ultravioletten Bereich. Ozon absorbiert Strahlung energiereicher. Die Gesamtmenge der von Ozon absorbierten Strahlung erreicht 3 % der direkten Sonnenstrahlung. Der Hauptanteil der absorbierten Strahlung liegt im ultravioletten Teil, bei Wellenlängen von weniger als 0,29 Mikrometern. IN Kleinmengen Ozon absorbiert auch sichtbare Strahlung. Kohlendioxid absorbiert Strahlung im Infrarotbereich, aufgrund seiner geringen Menge ist der Anteil dieser absorbierten Strahlung jedoch im Allgemeinen gering. Die Hauptabsorber der direkten Sonnenstrahlung sind in der Troposphäre konzentrierte Wasserdampf, Wolken und Aerosolverunreinigungen. Wasserdampf und Aerosole machen bis zu 15 % der absorbierten Strahlung aus, Wolken bis zu 5 %. Da der Hauptanteil der absorbierten Strahlung aus so variablen Bestandteilen der Atmosphäre wie Wasserdampf und Aerosolen stammt, schwankt der Grad der Absorption der Sonnenstrahlung innerhalb erheblicher Grenzen und hängt von den spezifischen Bedingungen der Atmosphäre (ihrer Feuchtigkeit und Verschmutzung) ab. Darüber hinaus hängt die Menge der absorbierten Strahlung von der Höhe der Sonne über dem Horizont ab, d. h. von der Dicke der atmosphärischen Schicht, die der Sonnenstrahl durchdringt.

5. Sichtbarkeit, Strahlungsschwächungsgesetz, Trübungsfaktor. Die Lichtstreuung in der Atmosphäre führt dazu, dass weit entfernte Objekte nicht nur aufgrund ihrer Verkleinerung, sondern auch aufgrund der Trübung der Atmosphäre nur schwer zu unterscheiden sind. Die Entfernung, bei der die Umrisse von Objekten in der Atmosphäre nicht mehr erkennbar sind, wird Sichtweite oder einfach Sichtweite genannt. Die Sichtbarkeitsreichweite wird am häufigsten mit dem Auge anhand bestimmter, vorab ausgewählter Objekte (dunkel gegen den Himmel) bestimmt, deren Entfernung bekannt ist. Sehr saubere Luft Die Sichtweite kann Hunderte von Kilometern betragen. In Luft mit vielen Aerosolverunreinigungen kann die Sichtweite auf mehrere Kilometer und sogar Meter reduziert sein. Bei leichtem Nebel beträgt die Sichtweite also 500-1000 m, bei starkem Nebel oder Sandsturm sinkt sie auf mehrere Meter. Absorption und Streuung führen zu einer erheblichen Schwächung des Flusses der Sonnenstrahlung durch die Atmosphäre. Die Strahlung wird proportional zur Strömung selbst (je größer die Strömung, desto größer der Energieverlust) und zur Anzahl der absorbierenden und streuenden Partikel abgeschwächt. Letzteres hängt von der Länge des Strahlengangs durch die Atmosphäre ab. Für eine Atmosphäre, die keine Aerosolverunreinigungen enthält (ideale Atmosphäre), beträgt der Transparenzkoeffizient p 0,90–0,95. In der realen Atmosphäre liegen seine Werte zwischen 0,6 und 0,85 (etwas höher im Winter, niedriger im Sommer). Mit steigendem Gehalt an Wasserdampf und Verunreinigungen nimmt der Transparenzkoeffizient ab. Mit zunehmender Breite des Gebiets nimmt der Transparenzkoeffizient zu, da der Wasserdampfdruck abnimmt und sich weniger Staub in der Atmosphäre befindet. Die gesamte Strahlungsdämpfung in der Atmosphäre lässt sich in zwei Teile unterteilen: die Dämpfung durch konstante Gase (ideale Atmosphäre) und die Dämpfung durch Wasserdampf und Aerosolverunreinigungen. Das Verhältnis dieser Prozesse wird durch den Trübungsfaktor 6 berücksichtigt. Geografische Muster Verteilungen von Direkt- und Diffusstrahlung. Der Fluss der direkten Sonnenstrahlung hängt von der Höhe der Sonne über dem Horizont ab. Daher nimmt der Fluss der Sonnenstrahlung tagsüber zunächst schnell zu, nimmt dann von Sonnenaufgang bis Mittag langsam zu und nimmt von Mittag bis Sonnenuntergang zunächst langsam und dann schnell ab. Da sich die Transparenz der Atmosphäre jedoch im Laufe des Tages ändert, ist die Kurve der täglichen Variation der Direktstrahlung nicht glatt, sondern weist Abweichungen auf. Aber im Durchschnitt über einen langen Beobachtungszeitraum verlaufen die Veränderungen der Strahlung während des Tages in Form einer glatten Kurve. Im Laufe des Jahres ändert sich die Energieausleuchtung der direkten Sonnenstrahlung für den Großteil der Erdoberfläche erheblich, was mit Änderungen der Sonnenhöhe verbunden ist. Für die nördliche Hemisphäre treten die Minimalwerte sowohl der direkten Strahlung auf der senkrechten Oberfläche als auch der Sonneneinstrahlung im Dezember auf, das Maximum nicht im Dezember Sommerzeit und im Frühjahr, wenn die Luft weniger durch Kondensationsprodukte getrübt und staubarm ist. Die durchschnittliche Mittagsenergiebeleuchtung in Moskau beträgt im Dezember 0,54, im April 1,05, im Juni-Juli 0,86-0,99 kW/m2. Die Tageswerte der Direktstrahlung sind im Sommer mit maximaler Sonnenscheindauer am höchsten. Die Maximalwerte der direkten Sonnenstrahlung für einige Punkte sind wie folgt (kW/m2): Tiksi-Bucht 0,91, Pawlowsk 1,00, Irkutsk 1,03, Moskau 1,03, Kursk 1,05, Tiflis 1,05, Wladiwostok 1, 02, Taschkent 1,06. Die Maximalwerte der direkten Sonnenstrahlung nehmen mit abnehmendem Breitengrad trotz der Zunahme der Sonnenhöhe kaum zu. Dies liegt daran, dass in südlichen Breiten der Feuchtigkeits- und Staubgehalt der Luft zunimmt. Daher sind die Maximalwerte am Äquator etwas höher als die Maximalwerte gemäßigter Breiten. Die höchsten jährlichen Werte der direkten Sonnenstrahlung auf der Erde werden in der Sahara beobachtet – bis zu 1,10 kW/m2. Die saisonalen Unterschiede beim Eintreffen der Direktstrahlung sind wie folgt. Während des Sommers höchste Werte Direkte Sonnenstrahlung wird auf 30-400 Breitengraden der Sommerhalbkugel beobachtet, zum Äquator und zu den Polarkreisen hin nehmen die Werte der direkten Sonnenstrahlung ab. Zu den Polen hin ist die Abnahme der direkten Sonneneinstrahlung auf der Sommerhalbkugel gering, im Winter jedoch deutlich geringer gleich Null. Im Frühling und Herbst werden die Maximalwerte der direkten Sonneneinstrahlung bei 10–200 auf der Frühlingshalbkugel und 20–300 auf der Herbsthalbkugel beobachtet. Nur der Winterteil der Äquatorzone erhält für einen bestimmten Zeitraum die Maximalwerte der direkten Sonnenstrahlung. Mit der Höhe über dem Meeresspiegel nehmen die maximalen Strahlungswerte zu, da die optische Dicke der Atmosphäre abnimmt: Pro 100 Meter Höhe nimmt die Strahlungsmenge in der Troposphäre um 0,007 bis 0,14 kW/m2 zu. Die gemessenen maximalen Strahlungswerte im Gebirge liegen bei 1,19 kW/m2. Auch die an einer horizontalen Fläche ankommende Streustrahlung verändert sich im Tagesverlauf: Sie nimmt vor Mittag zu und nimmt nach Mittag ab. Die Menge des Streustrahlungsflusses hängt im Allgemeinen von der Tageslänge und der Höhe der Sonne über dem Horizont sowie von der Transparenz der Atmosphäre ab (eine Abnahme der Transparenz führt zu einer Zunahme der Streuung). Darüber hinaus schwankt die Streustrahlung je nach Bewölkung in sehr weiten Grenzen. Auch die von den Wolken reflektierte Strahlung wird gestreut. Auch die vom Schnee reflektierte Strahlung wird gestreut, was ihren Anteil im Winter erhöht. Die Streustrahlung ist bei durchschnittlicher Bewölkung mehr als doppelt so hoch wie an einem wolkenlosen Tag. In Moskau beträgt der durchschnittliche Mittagswert der Streustrahlung im Sommer bei klarem Himmel 0,15 und im Winter bei tiefstehender Sonne 0,08 kW/m2. Bei teilweise bewölktem Wetter liegen diese Werte im Sommer bei 0,28 und im Winter bei 0,10 kW/m2. In der Arktis, bei relativ dünner Bewölkung und Schneedecke, können diese Werte im Sommer 0,70 kW/m2 erreichen. Die Werte der Streustrahlung in der Antarktis sind sehr hoch. Mit zunehmender Höhe nimmt die Streustrahlung ab. Insbesondere bei tief stehender Sonne kann die Streustrahlung die direkte Strahlung deutlich ergänzen. Durch Streulicht dient tagsüber die gesamte Atmosphäre als Beleuchtungsquelle: Tagsüber ist es sowohl dort hell, wo die Sonnenstrahlen nicht direkt einfallen, als auch wenn die Sonne von Wolken verdeckt wird. Streustrahlung erhöht nicht nur die Beleuchtung, sondern auch die Erwärmung der Erdoberfläche. Die Größenordnung der Streustrahlung ist im Allgemeinen kleiner als die der Direktstrahlung, die Größenordnung ist jedoch dieselbe. In tropischen und mittleren Breiten beträgt der Anteil der diffusen Strahlung die Hälfte bis zwei Drittel der direkten Strahlung. Bei 50-600 liegen ihre Werte nahe beieinander, näher an den Polen überwiegt Streustrahlung.

7 Gesamtstrahlung Die gesamte Sonnenstrahlung, die auf der Erdoberfläche ankommt, wird Gesamtsonnenstrahlung genannt. Bei wolkenlosem Himmel hat die Gesamtsonnenstrahlung einen Tageszyklus mit einem Maximum um die Mittagszeit und Jahreskurs mit einem Maximum im Sommer. Eine teilweise Bewölkung, die die Sonnenscheibe nicht bedeckt, erhöht die Gesamtstrahlung im Vergleich zu einem wolkenlosen Himmel, eine vollständige Bewölkung hingegen verringert sie. Im Durchschnitt verringert Bewölkung die Strahlung. Daher ist im Sommer der Einfall der Gesamtstrahlung in den Nachmittagsstunden größer als in den Nachmittagsstunden und in der ersten Jahreshälfte stärker als in der zweiten. Die Mittagswerte der Gesamtstrahlung in den Sommermonaten in der Nähe von Moskau betragen bei wolkenlosem Himmel durchschnittlich 0,78, bei offener Sonne und Wolken 0,80, bei durchgehender Bewölkung - 0,26 kW/m2. Verteilung der Gesamtstrahlungswerte nach zum Globus weicht vom zonalen ab, was durch den Einfluss atmosphärischer Transparenz und Bewölkung erklärt wird. Die maximalen Jahreswerte der Gesamtstrahlung betragen 84*102 – 92*102 MJ/m2 und werden in Wüsten beobachtet Nordafrika. Über Gebieten äquatorialer Wälder mit starker Bewölkung sinken die Werte der Gesamtstrahlung auf 42*102 – 50*102 MJ/m2. Zu höheren Breitengraden beider Hemisphären hin nehmen die Werte der Gesamtstrahlung ab und betragen unter dem 60. Breitengrad 25*102 - 33*102 MJ/m2. Doch dann wachsen sie wieder – etwas über der Arktis und deutlich über der Antarktis, wo sie in den zentralen Teilen des Kontinents 50 * 102 – 54 * 102 MJ/m 2 betragen. Über den Ozeanen sind die Werte der Gesamtstrahlung im Allgemeinen geringer als über den entsprechenden Landbreiten. Im Dezember werden die höchsten Werte der Gesamtstrahlung in den Wüsten der südlichen Hemisphäre beobachtet (8*102 – 9*102 MJ/m2). Oberhalb des Äquators sinken die Werte der Gesamtstrahlung auf 3*102 – 5*102 MJ/m2. Auf der Nordhalbkugel nimmt die Strahlung zu den Polarregionen hin schnell ab und ist jenseits des Polarkreises Null. Auf der Südhalbkugel nimmt die Gesamtstrahlung nach Süden bis zum 50.–600. südlichen Breitengrad ab. (4*102 MJ/m2) und steigt dann im Zentrum der Antarktis auf 13*102 MJ/m2 an. Im Juli werden die höchsten Werte der Gesamtstrahlung (über 9*102 MJ/m2) über Nordostafrika und der Arabischen Halbinsel beobachtet. Über der Äquatorregion sind die Werte der Gesamtstrahlung niedrig und entsprechen denen im Dezember. Nördlich der Tropen nimmt die Gesamtstrahlung bis zum 600. nördlichen Breitengrad langsam ab und steigt dann in der Arktis auf 8 * 102 MJ/m 2 an. Auf der Südhalbkugel nimmt die Gesamtstrahlung vom Äquator Richtung Süden schnell ab und erreicht in der Nähe des Polarkreises Nullwerte.

8. Reflexion der Sonnenstrahlung. Albedo der Erde. Beim Erreichen der Oberfläche wird die gesamte Strahlung teilweise in der oberen dünnen Boden- oder Wasserschicht absorbiert und in Wärme umgewandelt und teilweise reflektiert. Die Bedingungen für die Reflexion der Sonnenstrahlung von der Erdoberfläche werden durch einen Albedowert charakterisiert, der dem Verhältnis der reflektierten Strahlung zum einfallenden Fluss (zur Gesamtstrahlung) entspricht. A = Qref / Q (8) Theoretisch können Albedowerte von 0 (absolut schwarze Oberfläche) bis 1 (absolut weiße Oberfläche) variieren. Verfügbare Beobachtungsmaterialien zeigen, dass die Albedowerte der darunter liegenden Oberflächen über einen weiten Bereich variieren und ihre Änderungen nahezu den gesamten möglichen Bereich der Reflexionswerte verschiedener Oberflächen abdecken. In experimentellen Studien wurden Albedowerte für fast alle gängigen natürlichen Untergründe gefunden. Diese Untersuchungen zeigen vor allem, dass sich die Bedingungen für die Absorption der Sonnenstrahlung an Land und in Gewässern deutlich unterscheiden. Die höchsten Albedowerte werden bei sauberem und trockenem Schnee beobachtet (90-95 %). Da die Schneedecke jedoch selten völlig sauber ist, beträgt die durchschnittliche Schneealbedo in den meisten Fällen 70-80 %. Bei nassem und kontaminiertem Schnee liegen diese Werte sogar noch niedriger – 40-50 %. In Abwesenheit von Schnee ist die höchste Albedo auf der Landoberfläche charakteristisch für einige Wüstengebiete, in denen die Oberfläche mit einer Schicht kristalliner Salze (dem Grund ausgetrockneter Seen) bedeckt ist. Unter diesen Bedingungen beträgt die Albedo 50 %. Etwas niedriger als der Albedowert in Sandwüsten. Die Albedo feuchter Böden ist geringer als die Albedo trockener Böden. Bei feuchten Tschernozemen sind die Albedowerte mit 5 % extrem gering. Die Albedo natürlicher Flächen mit durchgehender Pflanzenbedeckung variiert in relativ geringen Grenzen – von 10 bis 20-25 %. Gleichzeitig ist die Albedo von Wäldern (insbesondere Nadelwäldern) in den meisten Fällen geringer als die Albedo der Wiesenvegetation. Die Absorptionsbedingungen für Strahlung an Gewässern unterscheiden sich von den Absorptionsbedingungen an der Landoberfläche. Reines Wasser ist für kurzwellige Strahlung relativ transparent, wodurch die in die oberen Schichten eindringenden Sonnenstrahlen um ein Vielfaches gestreut und erst danach deutlich absorbiert werden. Daher hängt der Absorptionsprozess der Sonnenstrahlung von der Höhe der Sonne ab. Ist sie hoch, dringt ein erheblicher Teil der einfallenden Strahlung in die oberen Wasserschichten ein und wird überwiegend absorbiert. Daher beträgt die Albedo der Wasseroberfläche bei hoch stehender Sonne einige Prozent, bei tief stehender Sonne steigt die Albedo auf mehrere zehn Prozent. Die Albedo des Systems Erde-Atmosphäre ist komplexerer Natur. Die in die Atmosphäre eintretende Sonnenstrahlung wird durch atmosphärische Rückstreuung teilweise reflektiert. Bei Wolken wird ein erheblicher Teil der Strahlung von deren Oberfläche reflektiert. Die Wolkenalbedo hängt von der Dicke ihrer Schicht ab und beträgt durchschnittlich 40-50 %. Bei völliger oder teilweiser Abwesenheit von Wolken ist die Albedo des Systems „ Erde – Atmosphäre» hängt maßgeblich von der Albedo der Erdoberfläche selbst ab. Die Art der geografischen Verteilung der planetaren Albedo gemäß Satellitenbeobachtungen zeigt signifikante Unterschiede zwischen der Albedo hoher und mittlerer Breiten der nördlichen und südlichen Hemisphäre. In den Tropen werden die höchsten Albedowerte über Wüsten beobachtet, in Zonen konvektiver Wolken darüber Zentralamerika und über den Ozeanen. Auf der Südhalbkugel ist im Gegensatz zur Nordhalbkugel eine zonale Variation der Albedo aufgrund einer einfacheren Verteilung von Land und Meer zu beobachten. Die höchsten Albedowerte finden sich in polaren Breiten. Der überwiegende Teil der von der Erdoberfläche und der oberen Wolkengrenze reflektierten Strahlung gelangt in den Weltraum. Auch ein Drittel der Streustrahlung verschwindet. Das Verhältnis der reflektierten und gestreuten Strahlung, die in den Weltraum gelangt, zur Gesamtmenge der Sonnenstrahlung, die in die Atmosphäre gelangt, wird als planetarische Albedo oder Erdalbedo der Erde bezeichnet. Sein Wert wird auf 30 % geschätzt. Der Großteil der planetaren Albedo stammt aus der von Wolken reflektierten Strahlung. 6.1.8. Eigene Strahlung. Gegenstrahlung. Effektive Strahlung. Die von der oberen Erdschicht absorbierte Sonnenstrahlung erwärmt diese, wodurch der Boden und die Oberflächengewässer selbst langwellige Strahlung aussenden. Diese terrestrische Strahlung wird als Eigenstrahlung der Erdoberfläche bezeichnet. Die Intensität dieser Strahlung folgt mit einiger Annahme dem Stefan-Boltzmann-Gesetz für einen absolut schwarzen Körper mit einer Temperatur von 150 °C. Aber da ist die Erde nicht absolut schwarzer Körper(seine Strahlung entspricht der Strahlung eines grauen Körpers), bei Berechnungen muss eine Korrektur von e=0,95 eingeführt werden. Somit kann die Eigenstrahlung der Erde durch die Formel Ez = esT 4 (9) bestimmt werden. Es wurde festgestellt, dass bei der durchschnittlichen Planetentemperatur der Erde von 150 °C die Eigenstrahlung der Erde Ez = 3,73*102 W/m2 beträgt. Eine so große Freisetzung von Strahlung von der Erdoberfläche würde zu einer sehr schnellen Abkühlung führen, wenn dies nicht durch den umgekehrten Prozess – die Absorption von Sonnen- und Atmosphärenstrahlung durch die Erdoberfläche – verhindert würde. Die absoluten Temperaturen auf der Erdoberfläche liegen im Bereich von 190-350K. Bei solchen Temperaturen hat die Eigenstrahlung Wellenlängen im Bereich von 4–120 Mikrometern und die maximale Energie liegt bei 10–15 Mikrometern. Die Atmosphäre, die sowohl Sonnenstrahlung als auch die Strahlung der Erde absorbiert, erwärmt sich. Darüber hinaus wird die Atmosphäre auf strahlungslosem Wege erwärmt (durch Wärmeleitung, bei der Kondensation von Wasserdampf). Die erhitzte Atmosphäre wird zur Quelle langwelliger Strahlung. Großer Teil Diese atmosphärische Strahlung (70 %) ist auf die Erdoberfläche gerichtet und wird Gegenstrahlung (Ea) genannt. Ein anderer Teil der atmosphärischen Strahlung wird von den darüber liegenden Schichten absorbiert, aber mit abnehmendem Wasserdampfgehalt nimmt die von der Atmosphäre absorbierte Strahlungsmenge ab und ein Teil davon gelangt in den Weltraum. Die Erdoberfläche absorbiert die einfallende Strahlung fast vollständig (95-99 %). Somit ist die Gegenstrahlung neben der absorbierten Sonnenstrahlung eine wichtige Wärmequelle für die Erdoberfläche. In Abwesenheit von Wolken wird die langwellige Strahlung der Atmosphäre durch die Anwesenheit von Wasserdampf und Kohlendioxid bestimmt. Der Einfluss des atmosphärischen Ozons ist im Vergleich zu diesen Faktoren unbedeutend. Wasserdampf und Kohlendioxid absorbieren langwellige Strahlung im Bereich von 4,5 bis 80 Mikrometer, allerdings nicht vollständig, sondern in bestimmten engen Spektralbereichen. Die stärkste Absorption von Strahlung durch Wasserdampf tritt im Wellenlängenbereich von 5–7,5 Mikrometer auf, während sie im Bereich von 9,5–12 Mikrometer liegt. 4.1. Fenster atmosphärischer Transparenz im optischen Bereich, Absorption fehlt praktisch. Dieser Wellenlängenbereich wird als atmosphärisches Transparenzfenster bezeichnet. Kohlendioxid weist mehrere Absorptionsbanden auf, die bedeutendste davon ist die Bande mit Wellenlängen von 13–17 Mikrometern, die das Maximum der terrestrischen Strahlung ausmacht. Dabei ist zu beachten, dass der Kohlendioxidgehalt relativ konstant ist, während die Menge an Wasserdampf je nach meteorologischen Bedingungen sehr stark schwankt. Daher haben Änderungen der Luftfeuchtigkeit einen erheblichen Einfluss auf die Menge der atmosphärischen Strahlung. Beispielsweise beträgt die höchste Gegenstrahlung am Äquator durchschnittlich 0,35–0,42 kW/m2 und nimmt zu den Polarregionen hin auf 0,21 kW/m2 ab, in flachen Gebieten beträgt Ea 0,21–0,28 kW/m2 und 0,07–0,14 kW/ m2 - in den Bergen. Der Rückgang der Gegenstrahlung im Gebirge erklärt sich durch einen mit der Höhe abnehmenden Wasserdampfgehalt. Die atmosphärische Gegenstrahlung nimmt in der Regel bei Wolken deutlich zu. Wolken der unteren und mittleren Schichten sind in der Regel recht dicht und strahlen bei entsprechender Temperatur als vollständig schwarzer Körper aus. Aufgrund ihrer geringen Dichte emittieren hohe Wolken in der Regel weniger Strahlung als ein schwarzer Körper und haben daher kaum Einfluss auf das Verhältnis von Eigen- und Gegenstrahlung. Durch die Absorption langwelliger Strahlung durch Wasserdampf und andere Gase entsteht ein „Treibhauseffekt“, d. h. speichert die Sonnenwärme in der Erdatmosphäre. Eine Erhöhung der Konzentration dieser Gase und vor allem von Kohlendioxid als Folge der menschlichen Wirtschaftstätigkeit kann zu einer Erhöhung des auf dem Planeten verbleibenden Wärmeanteils, einem Anstieg der durchschnittlichen Planetentemperaturen und einer Veränderung des globalen Klimas führen der Erde, deren Folgen noch schwer vorhersehbar sind. Es ist jedoch zu beachten, dass Wasserdampf die Hauptrolle bei der Absorption der Erdstrahlung und der Bildung von Gegenstrahlung spielt. Durch das Transparenzfenster entweicht ein Teil der langwelligen Strahlung der Erde über die Atmosphäre in den Weltraum. Zusammen mit der atmosphärischen Strahlung wird diese Strahlung als ausgehende Strahlung bezeichnet. Wenn wir den Zustrom der Sonnenstrahlung mit 100 Einheiten annehmen, beträgt die ausgehende Strahlung 70 Einheiten. Unter Berücksichtigung von 30 Einheiten reflektierter und gestreuter Strahlung (planetarische Albedo der Erde) sendet die Erde genauso viel Strahlung in den Weltraum aus, wie sie empfängt, d. h. befindet sich in einem strahlenden Gleichgewichtszustand.

9. Strahlungsbilanz der Erdoberfläche Die Strahlungsbilanz der Erdoberfläche ist die Differenz zwischen dem Eintreffen der Strahlung auf der Erdoberfläche (in Form absorbierter Strahlung) und ihrem Verbrauch durch Wärmestrahlung (effektive Strahlung). Die Strahlungsbilanz variiert von Nacht zu Nacht negative Werte bis täglich positiv Sommerzeit auf der Höhe der Sonne 10-15 Grad und umgekehrt, von positiv nach negativ - vor Sonnenuntergang auf der gleichen Höhe der Sonne. Im Winter erfolgt der Übergang der Strahlungsbilanzwerte durch Null bei großen Sonnenwinkeln (20-25 Grad). Nachts, wenn keine Gesamtstrahlung vorhanden ist, ist die Strahlungsbilanz negativ und entspricht der effektiven Strahlung. Die Verteilung der Strahlungsbilanz ist rund um den Globus recht gleichmäßig. Die Jahreswerte der Strahlungsbilanz sind überall außer der Antarktis und Grönland positiv. Positive Jahreswerte der Strahlungsbilanz bedeuten, dass die überschüssige absorbierte Strahlung durch strahlungslose Wärmeübertragung von der Erdoberfläche in die Atmosphäre ausgeglichen wird. Dies bedeutet, dass für die Erdoberfläche kein Strahlungsgleichgewicht besteht (der Strahlungszufluss ist größer als der Strahlungsausstoß), sondern ein thermisches Gleichgewicht, das die Stabilität der thermischen Eigenschaften der Atmosphäre gewährleistet. Die höchsten Jahreswerte der Strahlungsbilanz werden in der Äquatorzone zwischen 200 Nord und beobachtet südlicher Breite. Hier sind es mehr als 40*102 MJ/m2. Zu höheren Breiten hin nehmen die Werte der Strahlungsbilanz ab und liegen um den 60. Breitengrad herum bei 8*102 bis 13*102 MJ/m2. Weiter zu den Polen hin nimmt die Strahlungsbilanz noch mehr ab und beträgt in der Antarktis – 2*102 – 4*102 MJ/m2. Die Strahlungsbilanz ist über den Ozeanen größer als über Land auf den gleichen Breitengraden. Erhebliche Abweichungen von den Zonenwerten gibt es auch in Wüsten, wo der Saldo aufgrund der hohen effektiven Strahlung niedriger als der Breitengradwert ist. Im Dezember ist die Strahlungsbilanz in einem erheblichen Teil der nördlichen Hemisphäre nördlich des 40. Breitengrades negativ. In der Arktis erreicht er Werte von 2*102 MJ/m2 und weniger. Südlich des 40. Breitengrades steigt sie bis zum südlichen Wendekreis an (4*102 – 6*102 MJ/m2) und sinkt dann auf Südpol, die an der Küste der Antarktis 2*102 MJ/m2 beträgt. Im Juni ist die Strahlungsbilanz über dem nördlichen Wendekreis am höchsten (5*102 – 6*102 MJ/m2). Nach Norden hin nimmt er ab und bleibt positiv Nordpol und im Süden nimmt sie ab und wird vor der Küste der Antarktis negativ (-0,4 -0,8 * 102 MJ/m 2).

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Erstellungsdatum der Seite: 30.06.2017

Die Sonne ist eine Quelle korpuskularer und elektromagnetische Strahlung. Korpuskularstrahlung dringt unterhalb von 90 km nicht in die Atmosphäre ein, während elektromagnetische Strahlung die Erdoberfläche erreicht. In der Meteorologie heißt es Sonnenstrahlung oder einfach Strahlung. Es macht ein Zweimilliardstel der Gesamtenergie der Sonne aus und reist in 8,3 Minuten von der Sonne zur Erde. Sonnenstrahlung ist die Energiequelle für fast alle Prozesse, die in der Atmosphäre und auf der Erdoberfläche ablaufen. Es ist hauptsächlich kurzwellig und besteht zu 9 % aus unsichtbarer ultravioletter Strahlung, zu 47 % aus sichtbarem Licht und zu 44 % aus unsichtbarem Infrarot. Da fast die Hälfte der Sonnenstrahlung sichtbares Licht ist, dient die Sonne nicht nur als Wärme-, sondern auch als Lichtquelle – ebenfalls eine notwendige Voraussetzung für das Leben auf der Erde.

Strahlung, die direkt von der Sonnenscheibe auf die Erde gelangt, wird als Strahlung bezeichnet direkte Sonneneinstrahlung. Aufgrund der Tatsache, dass der Abstand von der Sonne zur Erde groß und die Erde klein ist, fällt Strahlung in Form eines Strahls paralleler Strahlen auf jede ihrer Oberflächen.

Sonnenstrahlung hat eine bestimmte Flussdichte pro Flächeneinheit und Zeiteinheit. Die Maßeinheit der Strahlungsintensität ist die Energiemenge (in Joule oder Kalorien 1), die 1 cm 2 Oberfläche pro Minute bei senkrechtem Einfall des Sonnenlichts erhält. An der oberen Grenze der Atmosphäre im durchschnittlichen Abstand von der Erde zur Sonne beträgt sie 8,3 J/cm2 pro Minute oder 1,98 cal/cm2 pro Minute. Dieser Wert wird als internationaler Standard akzeptiert und aufgerufen Solarkonstante(S 0). Seine periodischen Schwankungen im Laufe des Jahres sind unbedeutend (+ 3,3 %) und werden durch Änderungen der Entfernung von der Erde verursacht

1 1 cal=4,19 J, 1 kcal=41,9 MJ.

2 Die Mittagshöhe der Sonne hängt von der geografischen Breite und der Deklination der Sonne ab.

Sonne. Nichtperiodische Schwingungen werden durch unterschiedliche Emissionsgrade der Sonne verursacht. Das Klima an der Spitze der Atmosphäre wird genannt Strahlung oder Solar. Sie wird theoretisch anhand des Neigungswinkels der Sonnenstrahlen auf einer horizontalen Fläche berechnet.

IN allgemeiner Überblick Das Sonnenklima spiegelt sich auf der Erdoberfläche wider. Gleichzeitig weichen die reale Strahlung und Temperatur auf der Erde aufgrund verschiedener terrestrischer Faktoren deutlich vom Sonnenklima ab. Der Hauptgrund ist die Abschwächung der Strahlung in der Atmosphäre aufgrund von Reflexionen, Absorption Und Streuung, und auch als Ergebnis Reflexion der Strahlung von der Erdoberfläche.

An der oberen Grenze der Atmosphäre liegt die gesamte Strahlung in Form von Direktstrahlung vor. Laut S.P. Khromov und M.A. Petrosyants werden 21 % davon von Wolken und Luft zurück in den Weltraum reflektiert. Der Rest der Strahlung gelangt in die Atmosphäre, wo die direkte Strahlung teilweise absorbiert und gestreut wird. Übrig direkte Strahlung(24 %) erreicht die Erdoberfläche, wird aber geschwächt. Die Muster seiner Abschwächung in der Atmosphäre werden durch das Bouguersche Gesetz ausgedrückt: S=S 0 · P.M(J oder cal/cm2 pro Minute), wobei S die Menge der direkten Sonnenstrahlung ist, die pro Flächeneinheit (cm2) senkrecht zu den Sonnenstrahlen die Erdoberfläche erreicht, S0 die Solarkonstante ist, R- Transparenzkoeffizient in Bruchteilen von Eins, der angibt, wie viel Strahlung die Erdoberfläche erreicht hat, T- Länge des Strahlengangs in der Atmosphäre.

In Wirklichkeit treffen die Sonnenstrahlen in einem Winkel von weniger als 90° auf die Erdoberfläche und auf jede andere Ebene der Atmosphäre. Der Fluss direkter Sonnenstrahlung auf eine horizontale Fläche wird aufgerufen Sonneneinstrahlung(5,). Sie wird nach der Formel S 1 =S·sin h ☼ (J oder cal/cm 2 pro Minute) berechnet, wobei h ☼ die Höhe der Sonne 2 ist. Natürlich ist die Menge pro horizontaler Flächeneinheit geringer

Energie als pro Flächeneinheit senkrecht zu den Sonnenstrahlen (Abb. 22).

In der Atmosphäre absorbiert etwa 23 % und löst sich auf Etwa 32 % der direkten Sonnenstrahlung gelangen in die Atmosphäre, 26 % der Streustrahlung gelangen dann auf die Erdoberfläche und 6 % gelangen in den Weltraum.

Die Sonnenstrahlung in der Atmosphäre unterliegt nicht nur quantitativen, sondern auch qualitativen Veränderungen, da Luftgase und Aerosole Sonnenstrahlen selektiv absorbieren und streuen. Die Hauptabsorber der Strahlung sind Wasserdampf, Wolken und Aerosole sowie Ozon, das ultraviolette Strahlung stark absorbiert. An der Strahlungsstreuung sind Moleküle verschiedener Gase und Aerosole beteiligt. Streuung- Abweichung der Lichtstrahlen in alle Richtungen von der ursprünglichen Richtung, also Streustrahlung kommt nicht von der Sonnenscheibe, sondern vom gesamten Himmelsgewölbe auf die Erdoberfläche. Die Streuung hängt von der Wellenlänge ab: Nach dem Rayleigh-Gesetz ist die Streuung umso intensiver, je kürzer die Wellenlänge ist. Daher werden ultraviolette Strahlen am meisten gestreut und von den sichtbaren Strahlen violett und blau. Daher die blaue Farbe der Luft und dementsprechend des Himmels bei klarem Wetter. Die direkte Strahlung fällt größtenteils gelb aus, sodass die Sonnenscheibe gelblich erscheint. Bei Sonnenaufgang und Sonnenuntergang, wenn der Weg des Strahls in der Atmosphäre länger und die Streuung größer ist, erreichen nur rote Strahlen die Oberfläche und lassen die Sonne rot erscheinen. Streustrahlung verursacht Licht am Tag bei bewölktem Wetter und im Schatten bei klarem Wetter; damit verbunden ist das Phänomen der Dämmerung und der weißen Nächte. Auf dem Mond, wo es keine Atmosphäre und dementsprechend Streustrahlung gibt, werden in den Schatten fallende Objekte völlig unsichtbar.

Mit zunehmender Höhe, wenn die Luftdichte und damit die Anzahl der Streupartikel abnehmen, wird die Farbe des Himmels dunkler und geht zunächst in tiefes Blau, dann in Blauviolett über, was in den Bergen deutlich sichtbar ist und sich in der Höhe widerspiegelt Himalaya-Landschaften von N. Roerich. In der Stratosphäre ist die Farbe der Luft schwarzviolett. Den Astronauten zufolge ist der Himmel in einer Höhe von 300 km schwarz.

Bei Vorhandensein großer Aerosole, Tröpfchen und Kristalle in der Atmosphäre wird keine Streuung mehr beobachtet, sondern diffuse Reflexion, und da es sich bei diffus reflektierter Strahlung um weißes Licht handelt, wird die Farbe des Himmels weißlich.

Direkte und diffuse Sonneneinstrahlung haben einen bestimmten Tages- und Jahreszyklus, der vor allem vom Sonnenstand abhängt.

Reis. 22. Der Einstrom von Sonnenstrahlung auf die Oberfläche AB, senkrecht zu den Strahlen, und auf die horizontale Oberfläche AC (nach S.P. Khromov)

tsa über dem Horizont, von der Transparenz der Luft und der Bewölkung.

Direkter Strahlungsfluss in während des Tages Von Sonnenaufgang bis Mittag nimmt sie zu und dann bis zum Sonnenuntergang ab, da sich die Höhe der Sonne und der Weg des Strahls in der Atmosphäre ändern. Da jedoch gegen Mittag die Transparenz der Atmosphäre aufgrund einer Zunahme von Wasserdampf in der Luft und Staub abnimmt und die konvektive Bewölkung zunimmt, verschieben sich die maximalen Strahlungswerte in die Vormittagsstunden. Dieses Muster ist das ganze Jahr über charakteristisch für äquatorial-tropische Breiten und im Sommer für gemäßigte Breiten. Im Winter tritt in gemäßigten Breiten das Strahlungsmaximum zur Mittagszeit auf.

Jährlicher Kurs Die monatlichen durchschnittlichen Direktstrahlungswerte hängen vom Breitengrad ab. Am Äquator verläuft der jährliche Verlauf der Direktstrahlung in Form einer Doppelwelle: Maxima während der Frühlings- und Herbst-Tagundnachtgleiche, Minima während der Sommer- und Wintersonnenwende. In gemäßigten Breiten treten die Maximalwerte der Direktstrahlung eher im Frühjahr (April auf der Nordhalbkugel) als in den Sommermonaten auf, da die Luft zu dieser Zeit durch weniger Wasserdampf und Staub klarer sowie geringer ist Trübung. Die minimale Strahlung wird im Dezember beobachtet, wenn die Sonne am niedrigsten steht, die Tageslichtstunden kurz sind und es der wolkigste Monat des Jahres ist.

Tägliche und jährliche Variation der Streustrahlung bestimmt durch Änderungen der Höhe der Sonne über dem Horizont und der Länge des Tages sowie der Transparenz der Atmosphäre. Das Maximum der Streustrahlung während des Tages ist tagsüber mit einem Anstieg der Gesamtstrahlung zu beobachten, wobei ihr Anteil in den Morgen- und Abendstunden größer ist als die Direktstrahlung und tagsüber im Gegenteil die Direktstrahlung überwiegt Streustrahlung. Der jährliche Verlauf der Streustrahlung am Äquator folgt im Allgemeinen dem Verlauf einer Geraden. In anderen Breitengraden ist sie im Sommer größer als im Winter, da im Sommer die Gesamteinstrahlung der Sonne zunimmt.

Das Verhältnis zwischen direkter und diffuser Strahlung variiert je nach Sonnenstand, Transparenz der Atmosphäre und Wolkenbedeckung.

Die Anteile zwischen direkter und diffuser Strahlung sind in verschiedenen Breitengraden nicht gleich. In polaren und subpolaren Regionen macht Streustrahlung 70 % des gesamten Strahlungsflusses aus. Sein Wert wird neben dem niedrigen Sonnenstand und der Bewölkung auch durch die Mehrfachreflexion der Sonnenstrahlung an der Schneeoberfläche beeinflusst. Ab den gemäßigten Breiten und fast bis zum Äquator überwiegt die Direktstrahlung gegenüber der Streustrahlung. Seine absolute und relative Bedeutung ist besonders groß in tropischen Binnenwüsten (Sahara, Arabien), die durch minimale Bewölkung und klare, trockene Luft gekennzeichnet sind. Entlang des Äquators dominiert aufgrund der hohen Luftfeuchtigkeit und der Anwesenheit von Kumuluswolken, die die Sonnenstrahlung gut streuen, erneut die diffuse Strahlung gegenüber der direkten Strahlung.

Mit zunehmender Höhe des Ortes über dem Meeresspiegel steigt der absolute Wert. 23. Jährliche Menge der gesamten Sonnenstrahlung [MJ/(m 2 xJahr)]

Die relative Größe der Direktstrahlung und der Streustrahlung nimmt ab, je dünner die Atmosphärenschicht wird. In einer Höhe von 50–60 km nähert sich der direkte Strahlungsfluss der Sonnenkonstante.

Alle Sonnenstrahlung – direkt und diffus, die auf der Erdoberfläche ankommt – wird als bezeichnet Gesamtstrahlung: (Q=S· sinh¤+D wobei Q die Gesamtstrahlung ist, S die direkte Strahlung ist, D die diffuse Strahlung ist und h ¤ die Höhe der Sonne über dem Horizont ist. Die Gesamtstrahlung beträgt etwa 50 % der Sonnenstrahlung, die an der oberen Grenze der Atmosphäre ankommt.

Bei wolkenlosem Himmel ist die Gesamtstrahlung erheblich und weist eine tageszeitliche Schwankung mit einem Maximum um die Mittagszeit und eine jährliche Schwankung mit einem Maximum im Sommer auf. Bewölkung reduziert die Strahlung, so dass sie im Sommer im Durchschnitt am Nachmittag stärker eintrifft als am Nachmittag. Aus dem gleichen Grund ist sie im ersten Halbjahr höher als im zweiten.

Bei der Verteilung der Gesamtstrahlung auf der Erdoberfläche sind eine Reihe von Mustern zu beobachten.

Hauptmuster ist, dass die gesamte Strahlung verteilt wird zonal, vom äquatorialen Tropengebiet abnehmend

ische Breitengrade zu den Polen entsprechend der Abnahme des Einfallswinkels der Sonnenstrahlen (Abb. 23). Abweichungen von der zonalen Verteilung werden durch unterschiedliche Bewölkung und atmosphärische Transparenz erklärt. Die höchsten Jahreswerte der Gesamtstrahlung, 7200 – 7500 MJ/m2 pro Jahr (ca. 200 kcal/cm2 pro Jahr), treten in tropischen Breiten auf, wo es wenig Bewölkung und niedrige Luftfeuchtigkeit gibt. In tropischen Binnenwüsten (Sahara, Arabien), wo es reichlich direkte Strahlung und fast keine Wolken gibt, erreicht die gesamte Sonnenstrahlung sogar mehr als 8000 MJ/m2 pro Jahr (bis zu 220 kcal/cm2 pro Jahr). In Äquatornähe sinken die Gesamtstrahlungswerte aufgrund starker Bewölkung, hoher Luftfeuchtigkeit und geringerer Lufttransparenz auf 5600 – 6500 MJ/m pro Jahr (140 – 160 kcal/cm 2 pro Jahr). In gemäßigten Breiten beträgt die Gesamtstrahlung 5000 - 3500 MJ/m2 pro Jahr (≈ 120 - 80 kcal/cm2 pro Jahr), in subpolaren Breiten - 2500 MJ/m2 pro Jahr (≈60 kcal/cm2 pro Jahr). Darüber hinaus ist sie in der Antarktis 1,5-2 mal höher als in der Arktis, was vor allem auf die größere absolute Höhe des Kontinents (mehr als 3 km) und die damit verbundene geringe Luftdichte, seine Trockenheit und Transparenz sowie teilweise bewölktes Wetter zurückzuführen ist. Die Zonierung der Gesamtstrahlung kommt über den Ozeanen besser zum Ausdruck als über den Kontinenten.

Das zweite wichtige Muster Gesamtstrahlung ist das Kontinente erhalten mehr davon als Ozeane, dank der geringeren (15-30 %) Wolkendecke darüber

Kontinente. Die einzige Ausnahme bilden nahe äquatoriale Breiten, da es tagsüber über dem Ozean weniger konvektive Bewölkung gibt als über Land.

Drittes Feature ist das Auf der nördlichen, eher kontinentalen Hemisphäre ist die Gesamtstrahlung im Allgemeinen größer als auf der südlichen ozeanischen Hemisphäre.

Im Juni erhält die nördliche Hemisphäre, insbesondere die tropischen und subtropischen Binnenregionen, die höchste monatliche Menge an Sonneneinstrahlung. In den gemäßigten und polaren Breiten variiert die Strahlungsmenge je nach Breitengrad geringfügig, da die Abnahme des Einfallswinkels der Strahlen durch die Sonnenscheindauer bis zum Polartag jenseits des Polarkreises ausgeglichen wird. Auf der Südhalbkugel nimmt die Strahlung mit zunehmendem Breitengrad schnell ab und liegt oberhalb des Polarkreises bei Null.

Im Dezember erhält die Südhalbkugel mehr Strahlung als die Nordhalbkugel. Zu dieser Zeit treten die höchsten monatlichen Sonnenwärmemengen in den Wüsten Australiens und der Kalahari auf; weiter in gemäßigten Breiten nimmt die Strahlung allmählich ab, in der Antarktis nimmt sie jedoch wieder zu und erreicht die gleichen Werte wie in den Tropen. Auf der Nordhalbkugel nimmt es mit zunehmendem Breitengrad schnell ab und fehlt jenseits des Polarkreises.

Im Allgemeinen wird die größte jährliche Amplitude der Gesamtstrahlung in den Polarkreisen, insbesondere in der Antarktis, und die kleinste in der Äquatorzone beobachtet.

Die Erde erhält pro Jahr 1,36*10,24 cal Wärme von der Sonne. Im Vergleich zu dieser Energiemenge ist die verbleibende Menge an Strahlungsenergie, die die Erdoberfläche erreicht, vernachlässigbar. So beträgt die Strahlungsenergie der Sterne ein Hundertmillionstel der Sonnenenergie, die kosmische Strahlung zwei Milliardstel und die innere Wärme der Erde an ihrer Oberfläche entspricht einem Fünftausendstel der Sonnenwärme.
Strahlung der Sonne - Sonnenstrahlung- ist die Hauptenergiequelle für fast alle Prozesse, die in der Atmosphäre, Hydrosphäre und in den oberen Schichten der Lithosphäre ablaufen.
Die Maßeinheit der Sonnenstrahlungsintensität ist die Anzahl der Wärmekalorien, die von 1 cm2 einer absolut schwarzen Oberfläche senkrecht zur Richtung der Sonnenstrahlen in 1 Minute absorbiert werden (cal/cm2*min).

Der Strahlungsenergiefluss der Sonne, der die Erdatmosphäre erreicht, ist sehr konstant. Seine Intensität wird Solarkonstante (Io) genannt und beträgt durchschnittlich 1,88 kcal/cm2 min.
Der Wert der Sonnenkonstante schwankt je nach Entfernung der Erde von der Sonne und der Sonnenaktivität. Seine Schwankungen im Laufe des Jahres betragen 3,4-3,5 %.
Wenn die Sonnenstrahlen überall auf der Erdoberfläche senkrecht einfallen würden, dann würde ohne Atmosphäre und bei einer Sonnenkonstante von 1,88 cal/cm2*min jeder Quadratzentimeter 1000 kcal pro Jahr erhalten. Aufgrund der Tatsache, dass die Erde kugelförmig ist, verringert sich diese Menge um das Vierfache und beträgt 1 Quadratmeter. cm erhält durchschnittlich 250 kcal pro Jahr.
Die Menge der Sonnenstrahlung, die eine Oberfläche empfängt, hängt vom Einfallswinkel der Strahlen ab.
Die maximale Strahlungsmenge wird von einer Fläche senkrecht zur Richtung der Sonnenstrahlen empfangen, da in diesem Fall die gesamte Energie auf eine Fläche verteilt wird, deren Querschnitt gleich dem Querschnitt des Strahlenbündels ist – a. Wenn das gleiche Strahlenbündel schräg einfällt, verteilt sich die Energie großes Gebiet(Abschnitt c) und eine Flächeneinheit erhält weniger davon. Je kleiner der Einfallswinkel der Strahlen ist, desto geringer ist die Intensität der Sonnenstrahlung.
Die Abhängigkeit der Intensität der Sonnenstrahlung vom Einfallswinkel der Strahlen wird durch die Formel ausgedrückt:

I1 = I0 * sin h,

wobei I0 die Intensität der Sonnenstrahlung bei senkrechtem Strahleneinfall ist. Außerhalb der Atmosphäre - die Sonnenkonstante;
I1 ist die Intensität der Sonnenstrahlung, wenn Sonnenstrahlen im Winkel h einfallen.
I1 ist um ein Vielfaches kleiner als I0, je kleiner der Querschnitt a als der Querschnitt b ist.
Abbildung 27 zeigt, dass a/b = sin A.
Der Einfallswinkel der Sonnenstrahlen (Höhe der Sonne) beträgt nur in den Breitengraden 23°27"N bis 23°27"S 90°. (also zwischen den Tropen). In anderen Breiten beträgt er immer weniger als 90° (Tabelle 8). Entsprechend der Verringerung des Einfallswinkels der Strahlen sollte auch die Intensität der Sonnenstrahlung, die in verschiedenen Breitengraden an der Oberfläche ankommt, abnehmen. Da die Höhe der Sonne das ganze Jahr über und tagsüber nicht konstant bleibt, ändert sich die Menge der von der Oberfläche aufgenommenen Sonnenwärme kontinuierlich.

Die Menge der Sonnenstrahlung, die eine Oberfläche empfängt, steht in direktem Zusammenhang mit abhängig von der Dauer der Sonneneinstrahlung.

In der äquatorialen Zone außerhalb der Atmosphäre unterliegt die Sonnenwärmemenge im Laufe des Jahres keinen großen Schwankungen, während diese Schwankungen in hohen Breiten sehr groß sind (siehe Tabelle 9). IN Winterzeit Besonders deutlich sind die Unterschiede im solaren Wärmegewinn zwischen hohen und niedrigen Breitengraden. Im Sommer erhalten die Polarregionen bei kontinuierlicher Beleuchtung die maximale Menge an Sonnenwärme pro Tag auf der Erde. Am Tag der Sommersonnenwende ist sie auf der Nordhalbkugel 36 % höher als die tägliche Wärmemenge am Äquator. Da die Tageslänge am Äquator aber nicht 24 Stunden (wie zu dieser Zeit am Pol), sondern 12 Stunden beträgt, bleibt die Menge der Sonneneinstrahlung pro Zeiteinheit am Äquator am größten. Das Sommermaximum der täglichen Sonnenwärmemenge, das etwa auf dem 40. bis 50. Breitengrad beobachtet wird, ist mit einer relativ langen Tageslänge (länger als zu diesem Zeitpunkt auf dem 10. bis 20. Breitengrad) mit einer signifikanten Sonnenhöhe verbunden. Die Unterschiede in der Wärmeaufnahme der Äquator- und Polarregionen sind im Sommer geringer als im Winter.
Die Südhalbkugel erhält im Sommer mehr Wärme als die Nordhalbkugel, im Winter ist es umgekehrt (beeinflusst durch Veränderungen im Abstand der Erde von der Sonne). Und wenn die Oberfläche beider Hemisphären völlig homogen wäre, wären die jährlichen Amplituden der Temperaturschwankungen auf der Südhalbkugel größer als auf der Nordhalbkugel.
Sonnenstrahlung in der Atmosphäre unterliegt quantitative und qualitative Veränderungen.
Selbst eine ideale, trockene und saubere Atmosphäre absorbiert und streut Strahlen und verringert so die Intensität der Sonnenstrahlung. Der schwächende Effekt einer realen Atmosphäre, die Wasserdampf und feste Verunreinigungen enthält, auf die Sonnenstrahlung ist viel größer als der einer idealen Atmosphäre. Die Atmosphäre (Sauerstoff, Ozon, Kohlendioxid, Staub und Wasserdampf) absorbiert hauptsächlich ultraviolette und infrarote Strahlen. Die von der Atmosphäre absorbierte Strahlungsenergie der Sonne wird in andere Energiearten umgewandelt: thermische, chemische usw. Im Allgemeinen schwächt die Absorption die Sonnenstrahlung um 17–25 %.
Moleküle atmosphärischer Gase streuen Strahlen mit relativ kurzen Wellen – violett, blau. Dies erklärt die blaue Farbe des Himmels. Strahlen unterschiedlicher Wellenlänge werden durch Verunreinigungen gleichmäßig gestreut. Wenn ihr Inhalt daher von Bedeutung ist, erhält der Himmel einen weißlichen Farbton.
Aufgrund der Streuung und Reflexion des Sonnenlichts durch die Atmosphäre ist an bewölkten Tagen Tageslicht zu beobachten, Objekte im Schatten sind sichtbar und es kommt zum Phänomen der Dämmerung.
Je länger der Weg des Strahls in der Atmosphäre ist, desto größer ist die Dicke, die er durchdringen muss, und desto stärker wird die Sonnenstrahlung gedämpft. Mit zunehmender Höhe nimmt daher der Einfluss der Atmosphäre auf die Strahlung ab. Die Weglänge des Sonnenlichts in der Atmosphäre hängt von der Höhe der Sonne ab. Wenn wir die Weglänge eines Sonnenstrahls in der Atmosphäre bei einer Sonnenhöhe von 90° (m) annehmen, ist die Beziehung zwischen der Höhe der Sonne und der Weglänge des Strahls in der Atmosphäre wie in der Tabelle dargestellt . 10.

Die allgemeine Abschwächung der Strahlung in der Atmosphäre in jeder Höhe der Sonne kann durch die Bouguer-Formel ausgedrückt werden: Im= I0*pm, wobei Im die in der Atmosphäre veränderte Intensität der Sonnenstrahlung an der Erdoberfläche ist; I0 - Solarkonstante; m ist der Strahlengang in der Atmosphäre; bei einer Sonnenhöhe von 90° ist sie gleich 1 (die Masse der Atmosphäre), p ist der Transparenzkoeffizient (eine Bruchzahl, die angibt, welcher Anteil der Strahlung bei m=1 die Oberfläche erreicht).
Bei einer Sonnenhöhe von 90° mit m=1 ist die Intensität der Sonnenstrahlung an der Erdoberfläche I1 p-mal kleiner als Io, d. h. I1=Io*p.
Wenn die Höhe der Sonne weniger als 90° beträgt, ist m immer größer als 1. Der Weg eines Sonnenstrahls kann aus mehreren Segmenten bestehen, von denen jedes gleich 1 ist. Die Intensität der Sonnenstrahlung an der Grenze zwischen den erstes (aa1) und zweites (a1a2) Segment I1 ist offensichtlich gleich Io *p, Strahlungsintensität nach Durchgang durch das zweite Segment I2=I1*p=I0 p*p=I0 p2; I3=I0p3 usw.

Die Transparenz der Atmosphäre ist variabel und variiert je nach Bedingungen. Das Verhältnis der Transparenz der realen Atmosphäre zur Transparenz der idealen Atmosphäre – der Trübungsfaktor – ist immer größer als eins. Sie hängt vom Wasserdampf- und Staubgehalt der Luft ab. Mit zunehmender geografischer Breite nimmt der Trübungsfaktor ab: bei Breitengraden von 0 bis 20° N. w. In den Breitengraden 40 bis 50° N beträgt er durchschnittlich 4,6. w. - 3,5, bei Breitengraden von 50 bis 60° N. w. - 2,8 und in Breitengraden von 60 bis 80° N. w. - 2,0. In gemäßigten Breiten ist der Trübungsfaktor im Winter geringer als im Sommer und morgens geringer als tagsüber. Sie nimmt mit der Höhe ab. Je höher der Trübungsfaktor, desto größer ist die Schwächung der Sonnenstrahlung.
Unterscheiden Sonneneinstrahlung direkt, diffus und total.
Der Anteil der Sonnenstrahlung, der durch die Atmosphäre bis zur Erdoberfläche dringt, ist Direktstrahlung. Ein Teil der von der Atmosphäre gestreuten Strahlung wird zu diffuser Strahlung. Die gesamte direkt und diffus auf die Erdoberfläche eintreffende Sonnenstrahlung wird als Gesamtstrahlung bezeichnet.
Das Verhältnis zwischen direkter und diffuser Strahlung variiert erheblich je nach Bewölkung, Staubigkeit der Atmosphäre und auch nach dem Sonnenstand. Bei klarem Himmel beträgt der Anteil der Streustrahlung höchstens 0,1 %, bei bewölktem Himmel kann die Streustrahlung größer sein als die Direktstrahlung.
Bei niedrigem Sonnenstand besteht die Gesamtstrahlung fast ausschließlich aus Streustrahlung. Bei einem Sonnenstand von 50° und klarem Himmel beträgt der Streustrahlungsanteil nicht mehr als 10-20 %.
Karten der durchschnittlichen Jahres- und Monatswerte der Gesamtstrahlung ermöglichen es uns, die Hauptmuster ihrer geografischen Verteilung zu erkennen. Die Jahreswerte der Gesamtstrahlung verteilen sich überwiegend zonal. Die größte jährliche Menge der Gesamtstrahlung auf der Erde wird von der Oberfläche in tropischen Binnenwüsten (Ostsahara und Zentralarabien) aufgenommen. Ein spürbarer Rückgang der Gesamtstrahlung am Äquator wird durch hohe Luftfeuchtigkeit und starke Bewölkung verursacht. In der Arktis beträgt die Gesamtstrahlung 60-70 kcal/cm2 pro Jahr; In der Antarktis ist sie aufgrund der häufigen Häufigkeit klarer Tage und der größeren Transparenz der Atmosphäre etwas höher.

Im Juni erhalten die nördliche Hemisphäre und insbesondere die tropischen und subtropischen Binnenregionen die größten Strahlungsmengen. Die Mengen der von der Oberfläche empfangenen Sonnenstrahlung unterscheiden sich in den gemäßigten und polaren Breiten der nördlichen Hemisphäre kaum, was hauptsächlich auf die lange Tageslänge in den Polarregionen zurückzuführen ist. Zonierung in der Verteilung der Gesamtstrahlung oben. Kontinente der nördlichen Hemisphäre und der tropischen Breiten südlichen Hemisphäre fast nicht zum Ausdruck gebracht. Es manifestiert sich besser auf der Nordhalbkugel über dem Ozean und kommt deutlich in den außertropischen Breiten der Südhalbkugel zum Ausdruck. In der Nähe des südlichen Polarkreises geht die gesamte Sonnenstrahlung gegen Null.
Im Dezember gelangen die größten Strahlungsmengen auf die Südhalbkugel. Die hochgelegene Eisoberfläche der Antarktis mit hoher Lufttransparenz empfängt im Juni deutlich mehr Gesamtstrahlung als die Oberfläche der Arktis. In den Wüsten (Kalahari, Great Australian) gibt es viel Hitze, aber aufgrund der größeren ozeanischen Natur der südlichen Hemisphäre (Einfluss von hoher Luftfeuchtigkeit und Bewölkung) ist die Hitzemenge hier etwas geringer als im Juni die gleichen Breitengrade wie die nördliche Hemisphäre. In den äquatorialen und tropischen Breiten der nördlichen Hemisphäre ändert sich die Gesamtstrahlung relativ wenig, und die Zonalität in ihrer Verteilung kommt nur nördlich des nördlichen Wendekreises deutlich zum Ausdruck. Mit zunehmender Breite nimmt die Gesamtstrahlung recht schnell ab, ihre Nullisolinie liegt etwas nördlich des Polarkreises.
Die gesamte Sonnenstrahlung, die auf die Erdoberfläche trifft, wird teilweise in die Atmosphäre zurückreflektiert. Das Verhältnis der von einer Oberfläche reflektierten Strahlungsmenge zur auf diese Oberfläche einfallenden Strahlungsmenge nennt man Albedo. Die Albedo charakterisiert das Reflexionsvermögen einer Oberfläche.
Die Albedo der Erdoberfläche hängt von ihrem Zustand und ihren Eigenschaften ab: Farbe, Feuchtigkeit, Rauheit usw. Frisch gefallener Schnee hat das größte Reflexionsvermögen (85-95 %). Eine ruhige Wasseroberfläche reflektiert, wenn die Sonnenstrahlen senkrecht darauf fallen, nur 2-5 %, und wenn die Sonne tief steht, fast alle Strahlen, die darauf fallen (90 %). Albedo von trockenem Tschernozem – 14 %, nass – 8, Wald – 10–20, Wiesenvegetation – 18–30, Oberfläche Sandwüste- 29-35, Oberflächen Meereis - 30-40%.
Der Grund liegt in der großen Albedo der Eisoberfläche, insbesondere wenn sie mit frisch gefallenem Schnee bedeckt ist (bis zu 95 %). niedrige Temperaturen in den Polarregionen im Sommer, wenn die Sonnenstrahlung dort stark eintrifft.
Strahlung von der Erdoberfläche und der Atmosphäre. Jeder Körper mit einer Temperatur über dem absoluten Nullpunkt (mehr als minus 273 °C) strahlt Strahlungsenergie aus. Der Gesamtemissionsgrad eines schwarzen Körpers ist proportional zur vierten Potenz seiner absoluten Temperatur (T):
E = σ*T4 kcal/cm2 pro Minute (Stefan-Boltzmann-Gesetz), wobei σ ein konstanter Koeffizient ist.
Je höher die Temperatur des emittierenden Körpers ist, desto kürzer ist die Wellenlänge der emittierten nm-Strahlen. Die heiße Sonne schickt ins All kurzwellige Strahlung. Die Erdoberfläche absorbiert kurzwellige Sonnenstrahlung, erwärmt sich und wird gleichzeitig zur Strahlungsquelle (Erdstrahlung). Da die Temperatur der Erdoberfläche jedoch mehrere zehn Grad nicht überschreitet, ist dies der Fall langwellige Strahlung, unsichtbar.
Die Strahlung der Erde wird größtenteils von der Atmosphäre zurückgehalten (Wasserdampf, Kohlendioxid, Ozon), Strahlen mit einer Wellenlänge von 9–12 Mikrometern entweichen jedoch ungehindert über die Atmosphäre hinaus, wodurch die Erde einen Teil ihrer Wärme verliert.
Die Atmosphäre absorbiert einen Teil der durch sie hindurchtretenden Sonnenstrahlung und mehr als die Hälfte der Erdstrahlung und strahlt selbst Energie sowohl in den Weltraum als auch an die Erdoberfläche ab. Als atmosphärische Strahlung bezeichnet man die auf die Erdoberfläche gerichtete Strahlung Gegenstrahlung. Diese Strahlung ist, wie auch die Erdstrahlung, langwellig und unsichtbar.
In der Atmosphäre gibt es zwei Ströme langwelliger Strahlung – Strahlung von der Erdoberfläche und Strahlung aus der Atmosphäre. Der Unterschied zwischen ihnen, der den tatsächlichen Wärmeverlust der Erdoberfläche bestimmt, wird als bezeichnet wirksame Strahlung. Je höher die Temperatur der emittierenden Oberfläche ist, desto größer ist die effektive Strahlung. Die Luftfeuchtigkeit verringert die wirksame Strahlung und Wolken reduzieren sie erheblich.
Der höchste Wert der jährlichen effektiven Strahlungsmenge wird in tropischen Wüsten beobachtet – 80 kcal/cm2 pro Jahr – aufgrund von hohe Temperatur Oberfläche, trockene Luft und klarer Himmel. Am Äquator beträgt die effektive Strahlung bei hoher Luftfeuchtigkeit nur etwa 30 kcal/cm2 pro Jahr und ihr Wert für Land und Ozean unterscheidet sich kaum. Geringste effektive Strahlung in Polarregionen. In gemäßigten Breiten verliert die Erdoberfläche etwa die Hälfte der aufgenommenen Wärmemenge durch die Absorption der gesamten Strahlung.
Die Fähigkeit der Atmosphäre, kurzwellige Strahlung der Sonne (direkte und diffuse Strahlung) durchzulassen und langwellige Strahlung der Erde zurückzuhalten, wird als Treibhauseffekt bezeichnet. Dank des Treibhauseffekts Durchschnittstemperatur Die Erdoberfläche hat eine Temperatur von +16°, ohne Atmosphäre wären es -22° (38° niedriger).
Strahlungsbilanz (Reststrahlung). Die Erdoberfläche empfängt gleichzeitig Strahlung und gibt sie wieder ab. Der Strahlungseintrag setzt sich aus der gesamten Sonnenstrahlung und der Gegenstrahlung der Atmosphäre zusammen. Unter Verbrauch versteht man die Reflexion des Sonnenlichts von der Erdoberfläche (Albedo) und die Eigenstrahlung der Erdoberfläche. Der Unterschied zwischen einfallender und ausgehender Strahlung - Strahlungsbilanz, oder Reststrahlung. Der Wert der Strahlungsbilanz wird durch die Gleichung bestimmt

R = Q*(1-α) - I,

wobei Q die gesamte pro Flächeneinheit ankommende Sonnenstrahlung ist; α – Albedo (Bruch); Ich - wirksame Strahlung.
Ist das Einkommen größer als der Fluss, ist die Strahlungsbilanz positiv, ist das Einkommen kleiner als der Fluss, ist die Bilanz negativ. Nachts ist die Strahlungsbilanz in allen Breitengraden negativ, tagsüber vor Mittag ist sie überall positiv, außer in hohen Breitengraden im Winter; am Nachmittag - wieder negativ. Im Durchschnitt pro Tag kann die Strahlungsbilanz sowohl positiv als auch negativ sein (Tabelle 11).


Die Karte der Jahressummen der Strahlungsbilanz der Erdoberfläche zeigt eine starke Veränderung der Lage der Isolinien beim Übergang vom Land zum Ozean. In der Regel übersteigt die Strahlungsbilanz der Meeresoberfläche die Strahlungsbilanz des Landes (Einfluss von Albedo und effektiver Strahlung). Die Verteilung der Strahlungsbilanz ist im Allgemeinen zonal. Auf dem Ozean in tropischen Breiten erreichen die jährlichen Werte der Strahlungsbilanz 140 kcal/cm2 (Arabisches Meer) und überschreiten an der Grenze 30 kcal/cm2 nicht schwimmendes Eis. Abweichungen von der zonalen Verteilung der Strahlungsbilanz auf dem Ozean sind unbedeutend und werden durch die Bewölkungsverteilung verursacht.
An Land in äquatorialen und tropischen Breiten schwanken die Jahreswerte der Strahlungsbilanz je nach Feuchtigkeitsbedingungen zwischen 60 und 90 kcal/cm2. Größten jährliche Beträge Strahlungsbilanz wird in den Gebieten beobachtet, in denen die Albedo und die effektive Strahlung relativ niedrig (feucht) sind Regenwald, Savannen). Ihr Wert ist in sehr feuchten Gebieten am niedrigsten ( schwere Wolken) und in sehr trockenen Bereichen (hohe effektive Strahlung). In gemäßigten und hohen Breiten nimmt der Jahreswert der Strahlungsbilanz mit zunehmender Breite ab (Effekt einer Abnahme der Gesamtstrahlung).
Die jährlichen Mengen der Strahlungsbilanz über den zentralen Regionen der Antarktis sind negativ (mehrere Kalorien pro 1 cm2). In der Arktis liegen die Werte dieser Größen nahe Null.
Im Juli ist die Strahlungsbilanz der Erdoberfläche in einem erheblichen Teil der südlichen Hemisphäre negativ. Die Nullgleichgewichtslinie verläuft zwischen 40 und 50° S. w. Der höchste Wert der Strahlungsbilanz wird auf der Meeresoberfläche in den tropischen Breiten der nördlichen Hemisphäre und auf der Oberfläche einiger Länder erreicht Binnenmeere, zum Beispiel Cherny (14-16 kcal/cm2 pro Monat).
Im Januar liegt die Nullbilanzlinie zwischen 40 und 50° N. w. (Über den Ozeanen steigt er etwas nach Norden, über den Kontinenten fällt er nach Süden ab). Ein erheblicher Teil der Nordhalbkugel weist eine negative Strahlungsbilanz auf. Die höchsten Werte der Strahlungsbilanz sind auf die tropischen Breiten der südlichen Hemisphäre beschränkt.
Im Jahresdurchschnitt ist die Strahlungsbilanz der Erdoberfläche positiv. In diesem Fall steigt die Oberflächentemperatur nicht an, sondern bleibt annähernd konstant, was nur durch den kontinuierlichen Verbrauch überschüssiger Wärme erklärt werden kann.
Die Strahlungsbilanz der Atmosphäre setzt sich aus der von ihr absorbierten Sonnen- und Erdstrahlung einerseits und der atmosphärischen Strahlung andererseits zusammen. Es ist immer negativ, da die Atmosphäre nur einen kleinen Teil der Sonnenstrahlung absorbiert und fast genauso viel abgibt wie die Oberfläche.
Die Strahlungsbilanz von Oberfläche und Atmosphäre insgesamt für die gesamte Erde beträgt pro Jahr im Durchschnitt Null, in Breitengraden kann sie jedoch sowohl positiv als auch negativ sein.
Die Folge dieser Verteilung der Strahlungsbilanz dürfte die Wärmeübertragung in Richtung vom Äquator zu den Polen sein.
Wärmehaushalt. Die Strahlungsbilanz ist die wichtigste Komponente Wärmehaushalt. Die Oberflächenwärmebilanzgleichung zeigt, wie einfallende Sonnenstrahlungsenergie auf der Erdoberfläche umgewandelt wird:

wobei R die Strahlungsbilanz ist; LE – Wärmeverbrauch für die Verdampfung (L – latente Wärme Verdampfung, E – Verdunstung);
P – turbulenter Wärmeaustausch zwischen der Oberfläche und der Atmosphäre;
A – Wärmeaustausch zwischen der Oberfläche und darunter liegenden Boden- oder Wasserschichten.
Die Strahlungsbilanz einer Fläche gilt als positiv, wenn die von der Fläche absorbierte Strahlung den Wärmeverlust übersteigt, als negativ, wenn sie diesen nicht ausgleicht. Alle anderen Terme der Wärmebilanz gelten als positiv, wenn sie zu Wärmeverlusten von der Oberfläche führen (sofern sie dem Wärmeverbrauch entsprechen). Als. Alle Gleichungsglieder können sich ändern, das thermische Gleichgewicht wird ständig gestört und wieder hergestellt.
Die oben diskutierte Oberflächenwärmebilanzgleichung ist ein Näherungswert, da sie einige geringfügige, aber unter bestimmten Bedingungen wichtige Faktoren nicht berücksichtigt, beispielsweise die Freisetzung von Wärme beim Gefrieren, ihren Verbrauch zum Auftauen usw.
Das Wärmegleichgewicht der Atmosphäre besteht aus dem Strahlungsgleichgewicht der Atmosphäre Ra, der von der Oberfläche kommenden Wärme Pa, der bei der Kondensation in der Atmosphäre freigesetzten Wärme LE und der horizontalen Wärmeübertragung (Advektion) Aa. Die Strahlungsbilanz der Atmosphäre ist immer negativ. Der Wärmeeintrag durch Feuchtigkeitskondensation und das Ausmaß der turbulenten Wärmeübertragung sind positiv. Die Wärmeadvektion führt im Durchschnitt pro Jahr zu einer Übertragung von Wärme aus niedrigen Breiten in hohe Breiten: Sie bedeutet also Wärmeverlust in niedrigen Breiten und Wärmegewinn in hohen Breiten. In einer langfristigen Ableitung kann das thermische Gleichgewicht der Atmosphäre durch die Gleichung Ra=Pa+LE ausgedrückt werden.
Der Wärmehaushalt von Erdoberfläche und Atmosphäre insgesamt ist im langjährigen Mittel gleich 0 (Abb. 35).

Die Menge der Sonnenstrahlung, die pro Jahr in die Atmosphäre gelangt (250 kcal/cm2), wird als 100 % angenommen. Die in die Atmosphäre eindringende Sonnenstrahlung wird teilweise von den Wolken reflektiert und gelangt zu 38 % aus der Atmosphäre zurück, teilweise von der Atmosphäre absorbiert – 14 % und teilweise in Form direkter Sonnenstrahlung erreicht sie die Erdoberfläche – 48 %. Von den 48 %, die an die Oberfläche gelangen, werden 44 % von dieser absorbiert und 4 % reflektiert. Somit beträgt die Albedo der Erde 42 % (38+4).
Die von der Erdoberfläche absorbierte Strahlung wird wie folgt verbraucht: 20 % gehen durch effektive Strahlung verloren, 18 % werden für die Verdunstung von der Erdoberfläche aufgewendet, 6 % werden für die Erwärmung der Luft beim turbulenten Wärmeaustausch aufgewendet (insgesamt 24 %). Der Wärmeverbrauch der Oberfläche gleicht dessen Ankunft aus. Die von der Atmosphäre aufgenommene Wärme (14 % direkt von der Sonne, 24 % von der Erdoberfläche) wird zusammen mit der effektiven Strahlung der Erde in den Weltraum geleitet. Die Albedo (42 %) und Strahlung (58 %) der Erde gleichen den Eintrag der Sonnenstrahlung in die Atmosphäre aus.

Alle Arten von Sonnenstrahlen erreichen die Erdoberfläche auf drei Wegen – in Form von direkter, reflektierter und diffuser Sonnenstrahlung.
Direkte Sonneneinstrahlung- Das sind Strahlen, die direkt von der Sonne kommen. Seine Intensität (Wirksamkeit) hängt von der Höhe der Sonne über dem Horizont ab: Das Maximum wird mittags beobachtet, das Minimum morgens und abends; je nach Jahreszeit: Maximum – im Sommer, Minimum – im Winter; von der Höhe des Gebiets über dem Meeresspiegel (höher in den Bergen als in der Ebene); vom Zustand der Atmosphäre (Luftverschmutzung verringert sie). Das Spektrum der Sonnenstrahlung hängt von der Höhe der Sonne über dem Horizont ab (je tiefer die Sonne über dem Horizont steht, desto weniger ultraviolette Strahlen).
Reflektierte Sonnenstrahlung- Dies sind die von der Erd- oder Wasseroberfläche reflektierten Sonnenstrahlen. Sie wird als Prozentsatz der reflektierten Strahlen im Verhältnis zu ihrem Gesamtfluss ausgedrückt und wird Albedo genannt. Die Größe der Albedo hängt von der Beschaffenheit der reflektierenden Oberflächen ab. Bei der Organisation und Durchführung des Sonnenbadens ist es notwendig, die Albedo der Flächen, auf denen das Sonnenbad durchgeführt wird, zu kennen und zu berücksichtigen. Einige von ihnen zeichnen sich durch selektives Reflexionsvermögen aus. Schnee reflektiert Infrarotstrahlen vollständig und ultraviolette Strahlen in geringerem Maße.

Gestreute Sonnenstrahlung entsteht durch die Streuung des Sonnenlichts in der Atmosphäre. Luftmoleküle und darin schwebende Partikel (winzige Wassertröpfchen, Eiskristalle usw.), sogenannte Aerosole, reflektieren einen Teil der Strahlen. Durch mehrfache Reflexionen gelangen einige von ihnen dennoch bis zur Erdoberfläche; Dies sind verstreute Sonnenstrahlen. Meist werden ultraviolette, violette und blaue Strahlen gestreut, die bei klarem Wetter die blaue Farbe des Himmels bestimmen. Der Streustrahlenanteil ist in hohen Breiten (in den nördlichen Regionen) hoch. Dort steht die Sonne tief über dem Horizont und daher ist der Weg der Strahlen zur Erdoberfläche länger. Auf einem langen Weg treffen die Strahlen auf mehr Hindernisse und werden stärker gestreut.

(http://new-med-blog.livejournal.com/204

Gesamte Sonneneinstrahlung- sämtliche direkte und diffuse Sonnenstrahlung, die die Erdoberfläche erreicht. Die gesamte Sonnenstrahlung wird durch ihre Intensität charakterisiert. Bei wolkenlosem Himmel hat die gesamte Sonneneinstrahlung um die Mittagszeit und das ganze Jahr über – im Sommer – ihren Maximalwert.

Strahlungsbilanz
Die Strahlungsbilanz der Erdoberfläche ist die Differenz zwischen der gesamten von der Erdoberfläche absorbierten Sonnenstrahlung und ihrer effektiven Strahlung. Für die Erdoberfläche
- der einfallende Teil ist absorbierte direkte und diffuse Sonnenstrahlung sowie absorbierte Gegenstrahlung aus der Atmosphäre;
- Der verbrauchbare Teil besteht aus Wärmeverlusten aufgrund der erdeigenen Strahlung.

Die Strahlungsbilanz kann sein positiv(tagsüber, Sommer) und Negativ(nachts, im Winter); gemessen in kW/qm/min.
Der Strahlungshaushalt der Erdoberfläche ist der wichtigste Bestandteil des Wärmehaushalts der Erdoberfläche; einer der wichtigsten klimabildenden Faktoren.

Wärmehaushalt der Erdoberfläche- die algebraische Summe aller Arten von Wärmezu- und -abflüssen an die Land- und Meeresoberfläche. Die Art des Wärmehaushalts und sein Energieniveau bestimmen die Eigenschaften und Intensität der meisten exogenen Prozesse. Die Hauptkomponenten des Wärmehaushalts der Ozeane sind:
- Strahlungsbilanz;
- Wärmeverbrauch für die Verdunstung;
- turbulenter Wärmeaustausch zwischen der Meeresoberfläche und der Atmosphäre;
- vertikaler turbulenter Wärmeaustausch der Meeresoberfläche mit den darunter liegenden Schichten; Und
- horizontale ozeanische Advektion.

(http://www.glossary.ru/cgi-bin/gl_sch2.c gi?RQgkog.outt:p!hgrgtx!nlstup!vuilw)tux yo)

Messung der Sonneneinstrahlung.

Zur Messung der Sonneneinstrahlung werden Aktinometer und Pyrheliometer eingesetzt. Die Intensität der Sonnenstrahlung wird üblicherweise anhand ihrer thermischen Wirkung gemessen und in Kalorien pro Flächeneinheit und Zeiteinheit ausgedrückt.

(http://www.ecosystema.ru/07referats/slo vgeo/967.htm)

Die Intensität der Sonnenstrahlung wird mit einem Janiszewski-Pyranometer inklusive Galvanometer oder Potentiometer gemessen.

Bei der Messung der gesamten Sonnenstrahlung wird das Pyranometer ohne Schattenschirm eingebaut, bei der Streustrahlungsmessung mit Schattenschirm. Die direkte Sonnenstrahlung wird als Differenz zwischen Gesamt- und diffuser Strahlung berechnet.

Bei der Bestimmung der Intensität der einfallenden Sonnenstrahlung auf einen Zaun wird das Pyranometer so darauf installiert, dass die wahrgenommene Oberfläche des Geräts streng parallel zur Oberfläche des Zauns verläuft. Sofern keine automatische Strahlungserfassung erfolgt, sollten alle 30 Minuten zwischen Sonnenaufgang und Sonnenuntergang Messungen durchgeführt werden.

Auf die Zaunoberfläche einfallende Strahlung wird nicht vollständig absorbiert. Je nach Beschaffenheit und Farbe des Zauns werden einige der Strahlen reflektiert. Das Verhältnis von reflektierter Strahlung zu einfallender Strahlung, ausgedrückt in Prozent, nennt man Oberflächenalbedo und wird mit einem Albedometer P.K. gemessen. Kalitina komplett mit Galvanometer oder Potentiometer.

Für eine höhere Genauigkeit sollten Beobachtungen bei klarem Himmel und bei intensiver Sonneneinstrahlung auf den Zaun durchgeführt werden.

(http://www.constructioncheck.ru/default.a spx?textpage=5)

Wenn die Atmosphäre alle Sonnenstrahlen auf die Erdoberfläche übertragen würde, würde das Klima an jedem Punkt der Erde nur von der geografischen Breite abhängen. Daran glaubten sie in der Antike. Allerdings, wenn Sonnenlicht durchdringt Erdatmosphäre Wie wir bereits gesehen haben, kommt es zu ihrer Schwächung aufgrund gleichzeitiger Absorptions- und Dissipationsprozesse. Wassertropfen und Eiskristalle, aus denen Wolken bestehen, absorbieren und streuen besonders viel.

Der Teil der Sonnenstrahlung, der nach Streuung durch Atmosphäre und Wolken die Erdoberfläche erreicht, wird als bezeichnet Streustrahlung. Der Anteil der Sonnenstrahlung, der die Atmosphäre durchdringt, ohne zerstreut zu werden, nennt mandirekte Strahlung.

Strahlung wird nicht nur durch Wolken gestreut, sondern bei klarem Himmel auch durch Moleküle, Gase und Staubpartikel. Das Verhältnis zwischen Direkt- und Streustrahlung variiert stark. Wenn bei klarem Himmel und senkrechtem Sonnenlichteinfall der Anteil der Streustrahlung 0,1 % der Direktstrahlung beträgt, dann

Bei bewölktem Himmel kann die Streustrahlung größer sein als die Direktstrahlung.

In Teilen der Erde, in denen klares Wetter vorherrscht, wie etwa in Zentralasien, ist die direkte Sonneneinstrahlung die Haupterwärmungsquelle für die Erdoberfläche. Wo bewölktes Wetter vorherrscht, wie beispielsweise im Norden und Nordwesten des europäischen Territoriums der UdSSR, kommt der diffusen Sonneneinstrahlung eine Bedeutung zu. Die im Norden gelegene Tikhaya-Bucht empfängt Streustrahlung fast eineinhalb Mal stärker als Direktstrahlung (Tabelle 5). In Taschkent hingegen beträgt die diffuse Strahlung weniger als ein Drittel der direkten Strahlung. Die direkte Sonneneinstrahlung ist in Jakutsk größer als in Leningrad. Dies erklärt sich aus der Tatsache, dass es in Leningrad mehr bewölkte Tage und weniger Lufttransparenz gibt.

Albedo der Erdoberfläche. Die Erdoberfläche hat die Fähigkeit, auf sie fallende Strahlen zu reflektieren. Die Menge der absorbierten und reflektierten Strahlung hängt von den Eigenschaften der Erdoberfläche ab. Das Verhältnis der Menge der von der Oberfläche eines Körpers reflektierten Strahlungsenergie zur Menge der einfallenden Strahlungsenergie nennt man Albedo. Die Albedo charakterisiert das Reflexionsvermögen der Oberfläche eines Körpers. Wenn man beispielsweise sagt, dass die Albedo von frisch gefallenem Schnee 80–85 % beträgt, bedeutet dies, dass 80–85 % aller auf die Schneeoberfläche fallenden Strahlung von dieser reflektiert werden.

Die Albedo von Schnee und Eis hängt von ihrer Reinheit ab. In Industriestädten ist die Albedo aufgrund der Ablagerung verschiedener Verunreinigungen, hauptsächlich Ruß, auf dem Schnee geringer. Im Gegenteil: In den arktischen Regionen erreicht die Schneealbedo manchmal 94 %. Da die Albedo des Schnees im Vergleich zur Albedo anderer Erdoberflächentypen am höchsten ist, erfolgt die Erwärmung der Erdoberfläche bei Schneedecke nur schwach. Die Albedo von Grasvegetation und Sand ist viel geringer. Die Albedo der Grasvegetation beträgt 26 %, die von Sand 30 %. Das bedeutet, dass Gras 74 % der Sonnenenergie absorbiert und Sand 70 %. Die absorbierte Strahlung wird zur Verdunstung, zum Pflanzenwachstum und zur Erwärmung genutzt.

Wasser hat das größte Aufnahmevermögen. Meere und Ozeane absorbieren etwa 95 % der an ihrer Oberfläche ankommenden Sonnenenergie, d. h. die Albedo von Wasser beträgt 5 % (Abb. 9). Die Albedo des Wassers hängt zwar vom Einfallswinkel des Sonnenlichts ab (V.V. Shuleikin). Bei senkrechtem Einfall der Strahlen von der Oberfläche sauberes Wasser Lediglich 2 % der Strahlung werden reflektiert, bei tiefstehender Sonne fast die gesamte Strahlung.