Закономерности распределения суммарной солнечной радиации. Лекция: Распределение солнечной радиации на территории России

Солнце является источником корпускулярного и электромагнитного излучений. Корпускулярное излучение не проникает в атмосферу ниже 90 км, тогда как электромагнитное достигает земной поверхности. В метеорологии его называют солнечной радиацией или просто радиацией. Она составляет одну двухмиллиардную долю от всей энергии Солнца и проходит путь от Солнца до Земли за 8,3 мин. Солнечная радиация – источник энергии почти всех процессов, совершающихся в атмосфере и на земной поверхности. Она в основном коротковолновая и состоит из невидимой ультрафиолетовой радиации ~9%, видимой световой –47% и невидимой инфракрасной ~44%. Поскольку почти половина солнечной радиации представляет собой видимый свет. Солнце служит источником не только тепла, но и света – тоже необходимого условия для жизни на Земле.

Радиацию, приходящую к Земле непосредственно от солнечного диска, называют прямой солнечной радиацией. Ввиду того что расстояние от Солнца до Земли велико, а Земля мала, радиация падает на любую ее поверхность в виде пучка параллельных лучей.

Солнечная радиация обладает определенной плотностью потока на единицу площади в единицу времени. За единицу измерения интенсивности радиации принято количество энергии (в джоулях или калориях), которые получает 1 см 2 поверхности в минуту при перпендикулярном падении солнечных лучей. На верхней границе атмосферы при среднем расстоянии от Земли до Солнца она составляет 8,3 Дж/см" в мин, или 1,98 кал/см 2 в мин. Эта величина принята в качестве международного стандарта и называется солнечной постоянной (S 0). Ее периодические колебания в течение года незначительны (±3,3%) и обусловлены изменением расстояния от Земли до Солнца. Непериодические колебания вызваны различной излучательной способностью Солнца. Климат на верхней границе атмосферы называют радиационным или солярным. Он рассчитывается теоретически, исходя из угла наклона солнечных лучей на горизонтальную поверхность.

В общих чертах солярный климат находит отражение на земной поверхности. В то же время реальная радиация и температура на Земле существенно отличаются от солярного климата за счет различных земных факторов. Главный из них – ослабление радиации в атмосфере за счет отражения, поглощения и рассеяния, а также в результате отражения радиации от земной поверхности.

На верхнюю границу атмосферы вся радиация приходит в виде прямой радиации. По данным С. П. Хромова и М. А. Петросянца, 21% ее отражается от облаков и воздуха назад в космическое пространство. Остальная радиация поступает в атмосферу, где прямая радиация частично поглощается и рассеивается. Оставшаяся прямая радиация (24%) достигает земной поверхности, однако при этом ослабляется. Закономерности ослабления ее в атмосфере выражаются законом Бугера:

S = S 0 * p m (Дж, или кал/см 2 , в мин),

где S – количество прямой солнечной радиации, достигшей земной поверхности, на единицу площади (см 2), расположенной перпендикулярно солнечным лучам, S 0 – солнечная постоянная, р – коэффициент прозрачности в долях от единицы, показывающий, какая часть радиации достигала земной поверхности, m – длина пути луча в атмосфере.

Реально же солнечные лучи падают на земную поверхность и на любой другой уровень атмосферы под углом менее 90°. Поток прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность называют инсоляцией (S 1). Она вычисляется по формуле S 1 = S * sin h ☼ (Дж, или кал/см 2 , в мин), где h ☼ – высота Солнца. На единицу горизонтальной поверхности, естественно, приходится меньшее количество энергии, чем на единицу площади, расположенной перпендикулярно солнечным лучам (рис. 22).

В атмосфере поглощается около 23% и рассеивается около 32% прямой солнечной радиации, входящей в атмосферу, причем 26% рассеянной радиации приходит затем к земной поверхности, а 6% уходит в Космос.

Солнечная радиация подвергается в атмосфере не только количественным, но и качественным изменениям, поскольку газы воздуха и аэрозоли поглощают и рассеивают солнечные лучи избирательно. Основными поглотителями радиации являются водяной пар, облака и аэрозоли, а также озон, который сильно поглощает ультрафиолетовую радиацию. В рассеянии радиации участвуют молекулы разных газов и аэрозоли. Рассеяние – отклонение световых лучей во все стороны от первоначального направления, так что рассеянная радиация приходит к земной поверхности не от солнечного диска, а от всего небесного свода. Рассеяние зависит от длины волн: по закону Рэлея, чем короче длина волны, тем интенсивнее рассеяние. Поэтому больше всех остальных рассеиваются ультрафиолетовые лучи, а из видимых – фиолетовые и синие. Отсюда голубой цвет воздуха и соответственно неба в ясную погоду. Прямая же радиация оказывается в основном желтой, поэтому солнечный диск видится желтоватым. При восходе и заходе Солнца, когда путь луча в атмосфере длиннее и рассеяние больше, поверхности достигают только красные лучи, отчего Солнце кажется красным. Рассеянная радиация обусловливает свет днем при пасмурной погоде и в тени при ясной погоде, с нею связано явление сумерек и белых ночей. На Луне, где нет атмосферы и соответственно рассеянной радиации, предметы, попадающие в тень, становятся полностью невидимыми.

С высотой, по мере уменьшения плотности воздуха и соответственно количества рассеивающих частиц, цвет неба становится темнее, переходит сначала в густо-синий, потом в сине-фиолетовый, что хорошо видно в горах и отражено на гималайских пейзажах Н. Рериха. В стратосфере цвет воздуха черно-фиолетовый. По свидетельству космонавтов, на высоте 300 км цвет неба черный.

При наличии в атмосфере крупных аэрозолей, капель и кристаллов наблюдается уже не рассеяние, но диффузное отражение, а поскольку диффузно отраженная радиация представляет собой белый свет, то цвет неба становится белесым.

Прямая и рассеянная солнечная радиация имеют определенный суточный и годовой ход, который зависит прежде всего от высоты Солнца над горизонтом, от прозрачности воздуха и облачности.

Рис. 22. Приток солнечной радиации на поверхность АВ, перпендикулярную к лучам, и на горизонтальную поверхность АС (по С. П. Хромову)

Поток прямой радиации в течение дня от восхода Солнца до полудня нарастает и потом убывает до захода Солнца в связи с изменением высоты Солнца и пути луча в атмосфере. Однако, поскольку около полудня уменьшается прозрачность атмосферы за счет увеличения водяного пара в воздухе и пыли и возрастает конвективная облачность, максимальные значения радиации смещены на предполуденные часы. Такая закономерность присуща экваториально-тропическим широтам весь год, умеренным широтам летом. Зимой в умеренных широтах максимум радиации приходится на полдень.

Годовой ход среднемесячных значений прямой радиации зависит от широты. На экваторе годовой ход прямой радиации имеет вид двойной волны: максимумы в периоды весеннего и осеннего равноденствия, минимумы в периоды летнего и зимнего солнцестояния. В умеренных широтах максимальные значения прямой радиации приходятся на весенние (апрель в северном полушарии), а не на летние месяцы, так как воздух в это время прозрачнее из-за меньшего содержания водяного пара и пыли, а также незначительной облачности. Минимум радиации наблюдается в декабре, когда наименьшая высота Солнца, короткий световой день, и это самый пасмурный месяц в году.

Суточный и годовой ход рассеянной радиации определяется изменением высоты Солнца над горизонтом и продолжительностью дня, а также прозрачностью атмосферы. Максимум рассеянной радиации в течение суток наблюдается днем при возрастании радиации в целом, хотя доля ее в утренние и вечерние часы больше, чем прямой, а днем, наоборот, прямая радиация преобладает над рассеянной. Годовой ход рассеянной радиации на экваторе в общем повторяет ход прямой. В остальных широтах она больше летом, чем зимой, из-за увеличения летом общего притока солнечной радиации.

Соотношение между прямой и рассеянной радиацией меняется в зависимости от высоты Солнца, прозрачности атмосферы и облачности.

Пропорции между прямой и рассеянной радиацией на разных широтах неодинаковы. В полярных и субполярных областях рассеянная радиация составляет 70% от всего потока радиации. На ее величину, кроме низкого положения Солнца и облачности, влияет также многократное отражение солнечной радиации от снежной поверхности. Начиная с умеренных широт и почти до экватора, прямая радиация преобладает над рассеянной. Особенно велико ее абсолютное и относительное значение во внутриконтинентальных тропических пустынях (Сахара, Аравия), отличающихся минимальной облачностью и прозрачным сухим воздухом. Вдоль экватора рассеянная радиация вновь доминирует над прямой в связи с большой влажностью воздуха и наличием кучевых облаков, хорошо рассеивающих солнечную радиацию.

С возрастанием высоты места над уровнем моря значительно увеличиваются абсолютная и относительная величины прямой радиации и уменьшается рассеянная, так как становится тоньше слой атмосферы. На высоте 50 – 60 км поток прямой радиации приближается к солнечной постоянной.

Вся солнечная радиация – прямая и рассеянная, приходящая на земную поверхность, называется суммарной радиацией:

Q = S * sin h ☼ + D,

где Q – суммарная радиация, S – прямая, D – рассеянная, h ☼ – высота Солнца над горизонтом. Суммарная радиация составляет около 50% от солнечной радиации, приходящей на верхнюю границу атмосферы.

При безоблачном небе суммарная радиация значительна и имеет суточный ход с максимумом около полудня и годовой ход с максимумом летом. Облачность уменьшает радиацию, поэтому летом приход ее в дополуденные часы в среднем больше, чем в послеполуденные. По той же причине в первую половину года она больше, чем во вторую.

В распределении суммарной радиации на земной поверхности наблюдается ряд закономерностей.

Рис. 23. Годовое количество суммарной солнечной радиации (МДж/(м 2 год))

Главная закономерность заключается в том, что суммарная радиация распределяется зонально, убывая от экваториально-тропических широт к полюсам в соответствии с уменьшением угла падения солнечных лучей (рис. 23). Отклонения от зонального распределения объясняются различной облачностью и прозрачностью атмосферы. Наибольшие годовые величины суммарной радиации 7200– 7500 МДж/м 2 в год (около 200 ккал/см 2 в год) приходятся на тропические широты, где малая облачность и небольшая влажность воздуха. Во внутриконтинентальных тропических пустынях (Сахара, Аравия), где обилие прямой радиации и почти нет облаков, суммарная солнечная радиация достигает даже более 8000 МДж/м 2 в год (до 220 ккал/см 2 в год). Вблизи экватора величины суммарной радиации снижаются до 5600 – 6500 МДж/м в год (140–160 ккал/см 2 в год) из-за значительной облачности, большой влажности и меньшей прозрачности воздуха. В умеренных широтах суммарная радиация составляет 5000 – 3500 МДж/м 2 в год (= 120 – 80 ккал/см 2 в год), в приполярных – 2500 МДж/м в год (=60 ккал/см 2 в год). Причем в Антарктиде она в 1,5 – 2 раза больше, чем в Арктике, прежде всего из-за большей абсолютной высоты материка (более 3 км) и потому малой плотности воздуха, его сухости и прозрачности, а также малооблачной погоды. Зональность суммарной радиации лучше выражена над океанами, чем над континентами.

Вторая важная закономерность суммарной радиации заключается в том, что материки получают ее больше, чем океаны, благодаря меньшей (на 15 – 30%) облачности над континентами. Исключение составляют лишь приэкваториальные широты, поскольку днем над океаном конвективная облачность меньше, чем над сушей.

Третья особенность состоит в том, что в северном, более материковом полушарии суммарная радиация в целом больше, нежели в южном океаническом.

В июне наибольшие месячные суммы солнечной радиации получает северное полушарие, особенно внутриконтинентальные тропические и субтропические области. В умеренных и полярных широтах количество радиации по широтам изменяется незначительно, так как уменьшение угла падения лучей компенсируется продолжительностью солнечного сияния, вплоть до полярного дня за Северным полярным кругом. В южном полушарии с увеличением широты радиация быстро убывает и за Южным полярным кругом равна нулю.

В декабре южное полушарие получает больше радиации, чем северное. В это время наибольшие месячные суммы солнечного тепла приходятся на пустыни Австралии и Калахари; далее в умеренных широтах радиация постепенно уменьшается, но в Антарктиде вновь растет и достигает таких же значений, как в тропиках. В северном полушарии с увеличением широты она быстро убывает и за Северным полярным кругом отсутствует.

В целом наибольшая годовая амплитуда суммарной радиации наблюдается за полярными кругами, особенно в Антарктиде, наименьшая – в экваториальной зоне.

Как известно, радиационный баланс является разностью между суммарной радиацией и эффективным излучением. Поэтому вначале мы кратко рассмотрим географическое распределение суммарной радиации эффективного излучения.

Распределение годовых и месячных количеств (сумм) суммарной (прямой плюс рассеянной) солнечной радиации по земному шару не вполне зонально: изолинии (т.е. линии равных значений) потока радиации на картах не совпадают с широтными кругами. Отклонения эти объясняются тем, что на распределение радиации по земному шару влияют прозрачность атмосферы и облачность.

Годовые количества суммарной радиации составляют в тропических и субтропических широтах свыше 59 ·10 2 МДж/м 2 . Они особенно велики в малооблачных субтропических пустынях, а в Северной Африке достигают 84 ·10 2 – 92 ·10 2 МДж/м 2 . Зато над приэкваториальными лесными областями с их большой облачностью (над бассейнами рек Амазонки и Конго (Заир), над Индонезией) они снижены до 42 ·10 2 – 50 ·10 2 МДж/м 2 . К более высоким широтам обоих полушарий годовые количества суммарной радиации убывают, достигая под 60° широты 25 ·10 2 – 33 ·10 2 2 . Но затем они снова растут – мало в Северном полушарии, но весьма значительно над малооблачной и снежной Антарктидой, где в глубине материка они достигают 50 ·10 2 – 54 ·10 2 МДж/м 2 , т.е. значений, близких к тропическим и превышающих экваториальные (Хромов, Петросянц, 2004). Над океанами суммы радиации ниже, чем над сушей. МДж/м

На территории России и сопредельных стран годовые количества суммарной радиации меняются от 25 ·10 2 МДж/м 2 на Северной Земле до 67 ·10 2 МДж/м 2 на юге Туранской низменности и на Памире. Под одной и той же широтой они больше на азиатской части, чем в европейской (вследствие меньшей облачности), и особенно велики в малооблачной Средней Азии. На Дальнем Востоке, где летом большая облачность, они уменьшаются.

Не вся суммарная радиация поглощается земной поверхностью. Какая-то часть ее отражается. В результате отражения теряется от 5 до 20% суммарной радиации. В пустынях и особенно в областях со снежным и ледяным покровом потеря радиации путем отражения больше.

Эффективное излучение земной поверхности распределяется по земному шару более равномерно, чем суммарная радиация. С ростом температуры земной поверхности, т.е. с переходом к более низким широтам, растет собственное излучение земной поверхности; однако одновременно растет и встречное излучение атмосферы вследствие большего влагосодержания воздуха и более высокой его температуры. Поэтому изменения эффективного излучения с широтой не слишком велики.

Вблизи экватора при большой влажности и облачности как на суше, так и на море эффективное излучение около 13·10 2 МДж/м 2 в год. В направлении к высоким широтам над океанами оно растет и под 60-й параллелью достигает примерно 17 ·10 2 – 21 ·10 3 МДж/м 2 в год. На суше эффективное излучение больше, особенно в сухих, малооблачных и жарких тропических пустынях, где достигает 33 ·10 2 МДж/м 2 в год.

Радиационный баланс земной поверхности за год положительный повсюду на Земле, кроме ледяных плато Гренландии и Антарктиды. Это означает, что годовой приток поглощенной радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не значит, что земная поверхность год от года становится все теплее. Избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фазовых преобразованиях воды (при испарении с земной поверхности и последующей конденсации в атмосфере).

Следовательно, для земной поверхности не существует радиационного равновесия в получении и отдаче радиации, но существует тепловое равновесие: приток тепла к земной поверхности как радиационными, так и нерадиационными путями равен его отдаче теми же способами.

Около 60-й параллели в обоих полушариях годовой радиационный баланс на суше составляет от 8 ·10 2 до 13 ·10 2 МДж/м 2 . К более высоким широтам он уменьшается и на материке Антарктиды становится отрицательным: от 2·10 2 до 4 ·10 2 МДж/м 2 . К низким широтам он возрастает: между
40° с.ш. и 40° ю.ш. годовой баланс более 25 ·10 2 МДж/м 2 , а между 20° с.ш. и 20° ю.ш. – более
42· 10 2 МДж/м 2 . На океанах радиационный баланс больше, чем на суше в тех же широтах.
Это объясняется тем, что радиация в океанах поглощается большим слоем, чем на суше, а эффек-тивное излучение не такое большое вследствие более низкой температуры морской поверхности, чем поверхности суши. Существенные отклонения от зонального распределения имеются в пустынях, где баланс ниже (в Сахаре, например до 25 · 10 2 МДж/м 2) вследствие большого эффективного излучения в сухом и малооблачном воздухе. Баланс понижен также, но в меньшей мере, в районах с муссонным климатом, где в теплое время года облачность увеличивается, а поглощенная радиация уменьшается по сравнению с другими районами под той же широтой.

В России годовой радиационный баланс на суше в северных широтах порядка 4 ·10 2 МДж/м 2 , а на юге – до 21· 10 2 МДж/м 2 (Хромов, Петросянц, 2004).

Солнечная радиация - это вся энергия Солнца, поступающая на Землю.

Та часть солнечной радиации, которая достигает поверхности Земли без препятствий, называется прямой радиацией. Максимально возможное количество прямой радиации получает единица площади, расположенная перпендикулярно к солнечным лучам. Если солнечные лучи проходят через облака и водяной пар, то это рассеянная радиация.

Количественной мерой солнечной радиации, поступающей на некоторую поверхность, служит энергетическая освещенность, или плотность потока радиации, т.е. количество лучистой энергии, падающей на единицу площади в единицу времени. Энергетическая освещенность измеряется в Вт/м2.

Количество солнечной радиации зависит от:

1) угла падения солнечных лучей

2) продолжительности светлого времени суток

3) облачности.

В атмосфере поглощается около 23% прямой солнечной радиации. Причем поглощение это избирательное: разные газы поглощают радиацию в разных участках спектра и в разной степени.

На верхнюю границу атмосферы солнечная радиация приходит в виде прямой радиации. Около 30% падающей на Землю прямой солнечной радиации отражается назад в космическое пространство. Остальные 70% поступают в атмосферу.

Самое большое количество солнечной радиации получают пустыни, лежащие вдоль линий тропиков. Солнце там поднимается высоко и погода почти весь год безоблачная.

Над экватором в атмосфере много водяного пара, который формирует плотную облачность. Пар и облачность поглощает большую часть солнечной радиации.

Полярные районы получают меньше всего радиации, там солнечные лучи почти скользят по поверхности Земли.

Подстилающая поверхность отражает радиацию по-разному. Тёмные и неровные поверхности отражают мало радиации, а светлые и гладкие хорошо отражают.

Море в шторм отражает меньше радиации, чем море в штиль.

Альбедо (лат. albus -- белый) - способность поверхности отражать радиацию.

Географическое распределение суммарной радиации

Распределение годовых и месячных количеств суммарной солнечной радиации по земному шару зонально: изолинии потока радиации на картах не совпадают с широтными кругами. Отклонения эти объясняются тем, что на распределение радиации по земному шару оказывают влияние прозрачность атмосферы и облачность.

Годовые количества суммарной радиации особенно велики в малооблачных субтропических пустынях. Зато над приэкваториальными лесными областями с их большой облачностью они снижены. К более высоким широтам обоих полушарий годовые количества суммарной радиации убывают. Но затем они снова растут -- мало в Северном полушарии, но весьма значительно над малооблачной и снежной Антарктидой. Над океанами суммы радиации ниже, чем над сушей.

Радиационный баланс земной поверхности за год положительный повсюду на Земле, кроме ледяных плато Гренландии и Антарктиды. Это означает, что годовой приток поглощенной радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не значит, что земная поверхность год от года становится все теплее. Избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фазовых преобразованиях воды (при испарении с земной поверхности и последующей конденсации в атмосфере).

Для земной поверхности не существует радиационного равновесия в получении и отдаче радиации, но существует тепловое равновесие: приток тепла к земной поверхности как радиационными, так и нерадиационными путями равен его отдаче теми же способами.

Как известно, радиационный баланс является разностью между суммарной радиацией и эффективным излучением. Эффективное излучение земной поверхности распределяется по земному шару более равномерно, чем суммарная радиация. Дело в том, что с ростом температуры земной поверхности, т. е. с переходом к более низким широтам, растет собственное излучение земной поверхности; однако одновременно растет и встречное излучение атмосферы вследствие большего влагосодержания воздуха и более высокой его температуры. Поэтому изменения эффективного излучения с широтой не слишком велики.

Географическое распределение суммарной солнечной радиации и радиационного баланса

Годовые суммы прихода солнечной радиации возрастают от полюсов к экватору. Однако общий характер этой закономерности нарушается в зависимости от распределения облачности, влажности и запыленности атмосферы. Так, над пустынями, где преобладает ясная погода, приход солнечной радиации значительно больше, чем на тех же широтах в приморских районах.

Наибольшие годовые суммы прихода солнечной радиации наблюдаются на юге Египта - 9200 МДж/м2. На этой же широте над океаном они составляют 6700-7550 МДж/м2. На территории СССР годовые суммы солнечной радиации колеблются от 2500 МДж/м2 на севере до 6700 МДж/м2 и больше в Средней Азии. В июне месячная сумма суммарной радиации на севере СССР составляет 590-670 МДж/м2, а на юге 750-920 МДж/м2. Довольно большой, приход суммарной радиации на севере, вполне сравнимый с таковым на юге, обусловлен круглосуточным днем.

Радиационный баланс зависит как от прихода солнечной радиации, так и от альбедо и эффективного излучения подстилающей поверхности. Поэтому радиационный баланс при одинаковой географической широте больше над океаном и меньше над материками. В пределах СССР годовые суммы радиационного баланса в среднем составляют 500-800 МДж/м2 на севере и около 2200 МДж/м2 на юге. Месячные суммы радиационного баланса

деятельного слоя в июне у Полярного круга в Сибири и в Среднеазиатских республиках практически близки и составляют около 280-330 МДж/м2 соответственно. На рис. 9 приводится карта годовых сумм радиационного баланса деятельного слоя (по М. И. Будыко). Эти суммы везде положительны, кроме районов с постоянным снежным или ледяным покровом (Гренландия, Антарктида). На карте годовых сумм радиационного баланса заметно скачкообразное изменение радиационного баланса при переходе с океана на континент. Особенно это проявляется на побережьях Африки, граничащих с пустынями. Это объясняется, во-первых, тем, что альбедо поверхности океана значительно меньше, чем альбедо суши (альбедо пустыни в среднем 0,28) и, во-вторых, большим эффективным излучением в тропических пустынях.

Географическое распределение радиационного баланса и его составляющих впервые представлено в Атласе теплового баланса (1963 г.), составленном советскими учеными М. И. Будыко, Т. Г. Берлянд и др. Данные о радиационном балансе используются в строительстве, сельском хозяйстве, медицине и т. д.

Приход солнечной радиации и радиационный баланс являются важнейшими факторами климата. Они обусловливают широтную термическую зональность, т. е. переход от жаркого климата на экваторе к холодному климату полярных широт. Для объяснения закономерностей формирования климата необходимы знания о приходе и поглощении солнечной энергии и ее последующих преобразованиях на земной поверхности и в атмосфере.

Географическое распределение суммарной солнечной радиации на верхней границе атмосферы зависит от широты и времени года, обусловленных шарообразности Земли и наклоном плоскости экватора к плоскости земной орбиты. За год количество суммарной радиации уменьшается от 313 ккал на см квадр. на экваторе до 133 ккал на см квадр. на полюсах. Летом поступления радиации уменьшается от 160 ккал на см квадратный на экваторе до 133 ккал на см квадр. на полюсе за 6 месяцев теплого периода, а зимой - от 160 ккал на квадр. см на экваторе до 0 около 75 ° с.ш.

В годовом ходе радиации на верхней границе атмосферы между тропиками есть два максимума, когда Солнце достигает наибольшей полуденной высоты / на экваторе - равноденствия, в других широтах между равноденствиями и летним солнцестоянием /. Внешне тропиков наблюдается только один максимум в годовом ходе радиации во время летнего солнцестояния, когда высота Солнца наибольшая / 90 ° - широта + 23,5 ° / и зависит от широты места, и один минимум во время зимнего солнцестояния, соответственно, когда высота Солнца наименьшая / 90 ° - широта - 23.5 ° /.

Распределение суммарной радиации у земной поверхности широтно-зональный. Здесь радиация ослаблена тем, что прошла сквозь атмосферу, часть ее поглинулася, рассеялась, отразилась облаками. Облачность уменьшает прямую солнечную радиацию на 20-75%. Изолинии суммарной радиации на картах отклоняются от широтного хода под влиянием прозрачности атмосферы и облачности / рис. 2 /.

Годовое количество суммарной радиации крупнейшая в тропических и субтропических широтах / более 140 ккал на квадр. см в год /, а в пустынях Северной Африки и Аравии составляет 200 ... 220 ккал на квадр. см в год. На экваторе над ба-Сейн Амазонки и Конго и в Индонезии она уменьшается до 100-120 ккал на квадр. см в год. От субтропиков на север и юг радиация снижается до полярного круга, где составляет 60 ... 80, затем к северному полюсу несколько повышается. а над Антарктидой достигает 120 .... 130 ккал на квадр. см в год. На всех широтах, кроме экваториальных, суммарная радиация над океанами ниже, чем над сушей.

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.

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.

Главная » Грамматика » Закономерности распределения суммарной солнечной радиации. Лекция: Распределение солнечной радиации на территории России