Том 2
Радиационный баланс подстилающей поверхности равен разности поглощенной земной поверхностью суммарной радиации и эффективного излучения:
B = (S’ + D — R) — (Eз — bEa) = Q(1-Ak) — Eэф
где S ‘ — прямая солнечная радиация; D — рассеянная радиация; Q — суммарная солнечная радиация; R — отраженная радиация; Ak — альбедо подстилающей поверхности, Ез — собственное излучение земной поверхности; b— относительный коэффициент поглощения длинноволновой радиации подстилающей поверхностью; E а — встречное излучение атмосферы; Еэф — эффективное излучение подстилающей поверхности.
Количество поглощенной радиации в значительной степени определяется величиной альбедо — отражательной способностью земной поверхности. Альбедо, измеренные на актинометрических станциях (зимой площадка покрытая снегом, летом — травой) не характеризуют в полной мере отражательных свойств больших территорий. В зимний период разница в альбедо открытых снежных участков и леса, покрытого снегом, составляет от 15 до 30%. В бесснежный период альбедо зеленой травы незначительно отличается от альбедо леса, поэтому даже в районах с большими лесными массивами различия между поглощенной радиацией открытых участков (метеорологических площадок) и реальной подстилающей поверхности находится в пределах основной ошибки вычисления месячных сумм поглощенной радиации. В целом за год земной поверхностью поглощается от 50% (в Арктике) до 80%( в южных районах) от поступающей суммарной радиации. Большая часть годового количества поглощенной радиации приходится на период с апреля по сентябрь. В северных районах это оставляет 90–95 % от годовой суммы, в южных– 70–80 %.
Земная поверхность, нагретая в результате поглощения солнечной радиации, становится источником собственного излучения, направленного в атмосферу. В свою очередь атмосфера, нагревающаяся за счет турбулентного теплообмена с земной поверхностью, также излучает тепловую радиацию, направленную к земной поверхности (противоизлучение атмосферы). Разность между собственным излучением земной поверхности и поглощенной земной поверхностью частью противоизлучения атмосферы называется эффективным излучением. Распределение годовых сумм эффективного излучения близко к широтному, увеличение с севера на юг происходит в диапазоне 800–1800 МДж/км 2 .
Радиационный баланс изменяется под действием факторов, влияющих на его основные составляющие. Ночью значения радиационного баланса, определяемые только эффективным излучением, зависят от температуры подстилающей поверхности, облачности и стратификации атмосферы. Днем основная составляющая радиационного баланса — суммарная радиация — зависит от высоты солнца, облачности и альбедо подстилающей поверхности.
Ночью радиационный баланс имеет отрицательные значения. Переход от отрицательных значений к положительным происходит в среднем через 1 час после восхода солнца и обратный переход от положительных значений к отрицательным — за 1час 30мин до захода солнца. В зимние месяцы на севере отрицательный радиационный баланс наблюдается в течение суток.В годовом ходе смена знака радиационного баланса связана с датами образования и разрушения устойчивого снежного покрова. На островных полярных станциях (до 75–77°с.ш.) отрицательный радиационный баланс наблюдается в течение 7–8 мес., в умеренных широтах 3–4 мес. (с ноября по февраль), на юге (до 45–46°с.ш.) — в течение 1–2 мес. (декабрь-январь), а еще южнее радиационный баланс положителен в течение всего года.
Радиационный баланс открытых участков земной поверхности (метеорологических площадок) наиболее близко характеризует условия мест жилья и хозяйственной деятельности человека, но он отличается от радиационного баланса реальной поверхности (например, лесных массивов). Так, радиационный баланс хвойных лесов на 50–60% выше, чем открытой площадки. Для лиственных лесов эти различия меньше. Лесостепи, степи и другие нелесные поверхности по своим отражательным способностям близки к метеорологическим площадкам, поэтому данные актинометрических наблюдений можно использовать для оценки радиационного баланса полей зерновых культур.
В зимние месяцы (для большей территории России это период с ноября по февраль) радиационный баланс имеет отрицательные значения и его распределение по территории сильно отличается от широтного. В январе нарушение зональности связано с наличием в умеренных широтах двух обширных областей, для которых характерно некоторое уменьшение отрицательных значений радиационного баланса. Одна из них расположена на северо-западе Европейской части России, где увеличение радиационного баланса связано с большой облачностью под влиянием западного переноса влажных воздушных масс. Вторая область находится в Восточной Сибири, где рост радиационного баланса связан с преобладанием в зимние месяцы антициклональной циркуляции, способствующей образованию инверсий.
Граница нулевого радиационного баланса в январе и декабре проходит на широте 45–46°с.ш. по Краснодарскому краю. В ноябре и феврале на Европейской части России нулевая изолиния поднимается до 50°с.ш., а на Азиатской части она проходит по югу Приморского края.
Переходный сезон от зимы к лету включает март, апрель и май. Распределение радиационного баланса по территории в эти месяцы определяется главным образом свойствами подстилающей поверхности (альбедо). В марте к северу от 60°с.ш. радиационный баланс еще остается отрицательным, а в апреле отрицательные значения баланса сохраняются лишь на побережье северных морей. В мае радиационный баланс имеет положительный знак на всей территории, значения его по сравнению с апрелем резко возрастают. На крайнем севере происходит увеличение от нулевых значений до 80 МДж/м 2 , а в умеренных широтах от 100–120 до 280–320 МДж/м 2 . Наряду с общим увеличением радиационного баланса как в апреле, так и в мае отмечается наличие значительного градиента (около 20 МДж/м 2 на 1° широты) в поясе 55–62°с.ш. (апрель) и в поясе 65–73°с.ш. (май). Это связано с большими различиями в альбедо подстилающей поверхности из-за разного времени схода снежного покрова. Как видно из представленных графиков суточного хода, от зимы к весне резко возрастает интенсивность радиационного баланса в дневные часы.
В летние месяцы изменение радиационного баланса по территории России в целом характеризуется увеличением его с севера на юг. В июне наименьшие месячные значения баланса (менее 240 МДж/м 2 ) отмечаются в северных прибрежных районах востока Европейской части России и Западной Сибири. При продвижении к югу отмечается резкое возрастание радиационного баланса.
На Азиатской части России уже на широте 72°с.ш. его значения достигают 320 МДж/м 2 и более. На Европейской части такие значения отмечаются на широте около 60°с.ш. Максимальные величины (360 МДж/м 2 ) радиационного баланса в июне характерны для южных районов. В июле радиационный баланс изменяется по территории в пределах 280–360 МДж/м 2 .
В августе месячные суммы радиационного баланса убывают и составляют 160 МДж/м 2 в северных районах и 280 МДж/м 2 в южных. На юге Краснодарского края радиационный баланс еще достаточно высок и его значения составляют 320 МДж/м 2 .
Осенью в отличие от весенних месяцев, изменение баланса по всей территории происходит более равномерно и распределение его в сентябре и октябре близко к широтному. В сентябре радиационный баланс хотя и положительный, но его абсолютные значения резко уменьшаются по сравнению с летними месяцами. Особенно это проявляется на севере, где величина баланса в этом месяце составляет 40 МДж/м 2 , что в четыре раза меньше, чем в августе. В октябре вдоль 60-градусной параллели проходит граница между северными районами с отрицательным радиационным балансом и с положительным. Наибольшие значения 120 МДж/м 2 отмечаются на юге Приморского края.
В ноябре радиационный баланс отрицательный практически на всей территории России, лишь к югу от 50°с.ш. он сохраняет небольшие положительные значения. Широтный характер распределения в отличие от предыдущих месяцев нарушается в связи с особенностями циркуляционных процессов и характером подстилающей поверхности. Рост радиационного баланса происходит не с севера на юг, а с северо-востока на юго-запад.
Содежание раздела
- Климатическое районирование
- Сеть метеостанций
- Продолжительность солнечного сияния
- Общая и нижняя облачность
- Суммарная солнечная радиация
- Прямая солнечная радиация
- Радиационный баланс
- Температура воздуха
- Минимальная температура воздуха
- Максимальная температура воздуха
- Температура воздуха ниже 0°С
- Температура воздуха ниже +8°С
- Температура воздуха выше 30°С
- Температура воздуха ниже –30°C
- Температура подстилающей поверхности
- Атмосферное давление
- Ветровой режим
- Относительная влажность воздуха
- Атмосферные осадки
- Снежный покров
- Гололедно-изморозевые отложения
- Туманы
- Метели
- Грозы
- Современные изменения климата
- Агроклиматическое районирование
Источник
3.1.3. Главные закономерности зональной дифференциации земной поверхности
Широтная зональность сказывается буквально на всех компонентах ландшафта. Однако степень ее проявления в разных компонентах ландшафта неодинакова и распределяется по убывающей в таком порядке: климат – растительность – животный мир – почвы – воды – рельеф – горные породы. Рассмотрим основные закономерности зонального распределения природных процессов и компонентов:
1) Зональность радиационного баланса;
Первым непосредственным результатом зонального распределения лучистой энергии Солнца является зональность радиационного баланса земной поверхности, вследствие чего отчетливо выделяются экваториальный, тропические, умеренные и полярные и др. географические пояса (всего 13).
Поступление солнечной радиации уменьшается от экватора к полюсам. В идеальном варианте – в соответствии со следующей закономерностью:
где S – количество солнечной радиации, поступающей к земной поверхности на конкретной широте;
S0 – количество солнечной радиации, поступающей на поверхность, перпендикулярную солнечным лучам;
Теоретически следовало бы ожидать, что радиационный баланс максимален на экваторе, но этот максимум смещается на пространство между 20 и 30° с.ш. Причина: на этих широтах атмосфера наиболее прозрачна для солнечных лучей. А над экватором в атмосфере много облаков, которые задерживают, рассеивают и поглощают коротковолновую радиацию.
2) Зональность теплового баланса;
Вся лучистая энергия, которая достигает Земной поверхности, преобразуется в тепловую энергию. Основная закономерность в распределении тепла по земной поверхности – зональность – позволяет выделить тепловые (температурные) пояса. Выделяют семь тепловых поясов: жаркий, два умеренных, два холодных и два вечного мороза.
Тепловые пояса не совпадают с поясами освещения, образующимися по астрономическим законам, т.к. тепловой режим зависит не только от освещения, но и от ряда других факторов (схема 2).
Схема 2. Зональное распределение тепла на земной поверхности
Границами тепловых поясов являются изотермы. По обе стороны от экватора, приблизительно до 3° с.ш. и ю.ш., находится жаркий пояс, ограниченный годовой изотермой +20 0 С (ареал распространения дикорастущих плодоносящих пальм. В средних широтах находятся умеренные температурные пояса, ограниченные изотермами +10 0 С самого теплого месяца. С этими изотермами совпадает граница распространения древесных растений. Два холодных пояса лежат между изотермами +10 0 С и 0 0 С. Они в общих чертах совпадают с зонами тундр. Вокруг полюсов находятся пояса вечного мороза, в которых температура любого месяца ниже 0 0 С. Здесь лежат вечные снега и льды.
3) Зональность воздушных масс и циркуляции атмосферы;
Важнейшие следствия неравномерного широтного распределения тепла – зональность воздушных масс и циркуляции атмосферы.
Под влиянием неравномерного нагрева и испарения формируются воздушные массы. Они различаются по плотности, влагосодержанию, температурным свойствам. Выделяют четыре основных зональных типа воздушных масс:
• экваториальные (теплые и влажные);
• тропические (жаркие и сухие);
• бореальные (прохладные и влажные);
• арктические или антарктические (холодные и сухие).
Неодинаковый нагрев и вследствие этого различная плотность воздушных масс вызывают их перемещение – циркуляцию (схема 3). Если бы Земля не вращалась, то нагретый воздух поднимался бы вверх от приэкваториальных широт и растекался к полюсам. То есть в северном полушарии постоянно дули бы северные ветры, а в южном – южные. Но отклоняющее действие вращения Земли (сила Кориолиса) вносит в эту схему существенные поправки. В результате в тропосфере образуется несколько циркуляционных зон:
• экваториальная (низкое давление, штили);
• тропическая (высокое давление, восточные ветры);
• умеренная (пониженное давление, западные ветры);
• полярная (высокое давление, восточные ветры);
еще по три переходных зоны – субарктическая, субтропическая, субэкваториальная. Всего 13 циркуляционных зон.
Схема 3. Распространение давления и ветров на земном шаре
Источник