Суммарная радиация и радиационный баланс.

      Комментарии к записи Суммарная радиация и радиационный баланс. отключены

Суммарная радиация и радиационный баланс.

 Как мы знаем, что лучи Солнца, проходя через земную воздух, претерпевают значительные трансформации, ведущие к уменьшению радиации. Наряду с этим часть солнечной радиации поглощается и рассеивается облаками и атмосферой, часть отражается от них. Помимо этого, солнечная радиация, прошедшая через воздух,  частично отражается и от самой земной поверхностью.

В целом из 100 % солнечной энергии, приходящей на верхнюю границу воздуха Почвы (солнечная постоянная), 50 % достигает земной поверхности. Из них 7 % сразу же отражается. Оставшиеся 43 % солнечной постоянной, достигшие земной поверхности, поглощаются ею и трансформируются в тепло.

15 % в виде тепловых волн излучаются в воздух и нагревают ее. Остальные 28 % составляют тепловой баланс земной поверхности (без воздуха); 23 % тратится на физическое испарение, транспирацию, фотосинтез, а 5 % идет на турбулентный теплообмен между атмосферой и земной поверхностью. Напомним, что численные значения потоков поглощения, излучения и отражения, приводимые вторыми авторами, смогут быть пара иными.

Это не просто так, поскольку только малая часть радиационных потоков измеряется посредством устройств, по большей части же баланс энергии рассчитывается. Солнечное облучение поступает на земную поверхность в рассеянной радиации и виде прямой.

Радиационный баланс деятельной поверхности, на которой происходит преобразование потока солнечной энергии, либо радиационный баланс элементарной геосистемы рассчитывается по формуле: R = (I + S) (1 – А) – Eэф , где R – радиационный баланс, I – прямая радиация, S — рассеянная радиация, А – альбедо, Еэф – действенного длинноволновое излучение. рассеянная радиация и Прямая (I + S) образуют суммарную радиацию (Q).

Исходя из этого радиационный баланс возможно записать так: R = Q (1 – А) – Eэф . Принципиальной сложности для определения составляющих радиационного баланса на данный момент нет. Гидрометеослужбой накоплен массовый материал актинометрических наблюдений, сосредоточенный в справочниках по климату. Действительно, эти актинометрических наблюдений взяты для стандартной деятельной поверхности (луга в условиях широкой лесной, лесостепной и степной территорий).

На физико-географических стационарах для определения составляющих радиационного баланса в большинстве случаев употребляется особая аппаратура. В зависимости от соотношения приходно-расходных составляющих (структуры) баланса значение радиационного баланса не редкость хорошим, в случае если поверхность поглощает больше радиации, чем отдает (поток направлен к поверхности ландшафта), и отрицательным, в случае если поверхность поглощает радиации меньше, чем отдает (поток направлен от поверхности ландшафта в воздух Разглядим составляющие радиационного баланса.

Суммарная радиация есть приходной частью радиационного баланса. Величина приходящей к поверхности суммарной радиации зависит от угла падения солнечных продолжительности и лучей освещения, и от характера атмосферы – облаков и состояния облачности, влажности, запыленности и т.д. Это прекрасно подтверждается фактом распределения суммарной радиации по земной поверхности. Годовые значения суммарной радиации изменяются от 55-60 ккал/см2 до размеров инсоляции, превышающих 220 ккал/см2.

В тропических широтах значение суммарной радиации достигает собственного максимума, что приходится на пояса большого давления северного и южного полушарий. Громаднейшие размеры суммарной радиации приходятся на тропические внутриконтинентальные пустыни и разъясняются, в первую очередь, обилием прямой радиации при облачности и небольших влажности воздуха.

Одновременно с этим в муссонных областях тропических широт и в экваториальных широтах из-за облачности значения и большой влажности суммарной радиации уменьшается. Так, на побережье Гвинейского залива оно образовывает 100 ккал/см2год. В высоких широтах летом количество суммарной радиации возрастает от полярного круга к полюсу, что связано с условиями влажности и освещённости воздуха.

Зимний период влияние широты места ведет к значительным различиям в поступлении суммарной радиации, в особенности в умеренных и высоких широтах. Практически во всех широтных территориях приток солнечной радиации на суше из-за меньшей облачности на 15-30 % больше, чем над океаном (исключение составляют приэкваторильные территории, тут суша приобретает на 9-10 % больше, чем акватория океанов, что связано с разным суточным ходом облачности: над океаном облачность днем меньше, чем над сушей, ночью – напротив).

В целом для всей поверхности Почвы суша приобретает на 8-9 % больше солнечной радиации, чем акватория океанов. Наровне с различиями в количествах поступающей солнечной радиации между большими территориями, имеют место кроме этого различия и в этом показателе и между маленькими природными комплексами (морфологическими частями ландшафта). Эти различия связаны, первым делом, с положением на элементах рельефа и относительно водоемов.

склоны и Горизонтальные поверхности, неодинаково ориентированные по отношению к Солнцу и имеющие различную крутизну, из-за неодинаковости углов падения солнечных лучей и времени освещения прямым светом приобретают неодинаковое количество суммарной радиации. На пониженные прибрежные участки и элементы рельефа, из-за повышенной тут влажности, поступает меньше суммарной радиации, чем на более сухие участки.

самые яркие различия наблюдаются между неодинаково ориентированными склонами, в особенности числом приходящей прямой радиации, часть которой в ясные безоблачные дни может составлять 80-90 % суммарной радиации. Так, в субтропических и умеренных широтах склоны северной и южной экспозиции по годовому количеству прямой радиации различаются более чем вдвое.

Однообразное количество прямой радиации поступает на пологие северные и южные склоны, расположенные соответственно на 65 и 52, 62 и 48, 54 и 400с.ш. Положение на разноориентированных экспозициях рельефа как бы удаляет эти участки друг от друга на расстояние до 1500 км по меридиану. По крутым склонам подобные сравнения выявляют еще громадные контрасты: северные склоны приобретают столько прямой радиации, сколько южные, отстоящие от них на 40-450 по широте.

Это значит, что крутой слон на широте Петербурга (60 параллель) по поступлению прямой радиации равен северному склону на 15 параллели, т.е. на тот и второй склон приходится около 130 ккал/см2год (Щербаков, 1974). Практически однообразное количество прямой радиации поступает за год на крутые северные склоны недалеко от тропика и на южные – недалеко от полярного круга.

И не смотря на то, что рассеянная радиация на все склоны поступает более равномерно, все равно различия, обусловленные неравномерным поступлением прямой радиации, заметно сказываются на величине суммарной радиации.  По количеству суммарной радиации неодинаково ориентированные склоны различаются везде (Щербаков, 1974). Неравномерность распределения солнечной радиации в пределах геосистем прежде всего обусловлена разнообразием форм рельефа.

Согласно данным А.В.Дроздова, относительные различия в приходе солнечной радиации между горизонтальной поверхностью и склонами на 560 с.ш. (Курский стационар) изменяются в широких пределах: склоны южной экспозиции с уклонам 200 приобретают на 20-50 % солнечной радиации больше, чем горизонтальная поверхность, а северные склоны – на столько же меньше. Действенное излучение складывается из двух взаимопротивоположных потоков – длинноволнового излучения земной поверхности (либо природного комплекса) и длинноволнового противоизлучения воздуха.

Действенное излучение рассчитывается по формуле: Еэф = Ез — Еа , где самоё – тепловое излучение земной поверхности (либо собственное излучение ландшафтного комплекса), Еа – тепловое излучение воздуха к деятельной поверхности (либо встречное излучение). Действенное излучение определяется двумя методами. Конкретно при помощи пиргеометра и расчетным методом, применяя эти метеонаблюдений.

Действенное излучение при безоблачном небе возможно выяснить по закону Стефана – Больцмана.     Е0 = ??Т4 (0,254 – 0,0066е), где Е0 – действенное излучение при безоблачном небе, ? – коэффициент, характеризующий отличие особенностей изучающих поверхностей от особенностей тёмного тела.

По М.И.Будыко (1971), коэффициент ? мало изменяется в различных естественных условиях и возможно принят за 0,95; ? — -постоянная Стефана – Больцмана, равная 5,67х10-5 эрг/см2 х с х град4 либо 8,14х10-11 кал/см2 х мин х град4; Т – безотносительная температура окружающей среды (в К), е – безотносительная влажность воздуха, в мм рт ст. высоты влияния облачности и Учёт обилия осуществляется по формуле: Е = Е0 (1 – сn) , где Е – действенное излучение в настоящих условиях с учетом облачности, n – облачность в долях от 1; с – коэффициент на высоту (ярусность) туч.

М.И.Будыко. основываясь на работах Н.А.Ефимовой (1961), рекомендует следующие значения с: св = 0,15-0,20; сс = 0,50-0,60; сн = 0,70-0,80. Тут св, сс, сн – значения коэффициентов для облачности верхнего, нижнего ярусов и среднего.

В том случае, если температура окружающей среды значительно отличается от температуры деятельной поверхности, Н.А.Ефимова (1961) внесла предложение формулу для расчета действенного излучения, учитывающая эту разность: Е = Е0 (1 – сn) + 4??Т3 (То –Т), где То – температура деятельной поверхности, в К. Данный способ применен в Основной геофизической обсерватории для расчета размеров действенного излучения для 1850 пунктов (1600 из них на континентах и 250 – на океанах) земного шара. Величина действенного излучения зависит от влажности и температуры воздуха, связанных между собой – с повышением температуры растет полная влажность.

Но влажности и рост температуры не вызывает соответствующих трансформаций в величине действенного излучения, потому, что влажность и температура воздействуют на эту величину с противоположных направлениях. Исходя из этого значение действенного излучения относительно мало изменяется в пространстве. Солиднейшие годовые значения суммы действенного излучения приурочены к областям тропических пустынь, где она достигает 80-90 ккал/см2; в континетальных районах она больше, чем в условиях мокрого климата.

К примеру, в пустынях Средней Азии действенное излучение достигает в среднем 60-70 ккал/см2, а в морских и мокрых муссонных умеренных климатах оно понижается до 30-35 ккал/см2. Различия в величине действенного излучения между маленькими территориями обусловлены приведенными закономерностями, и эта величина неодинакова для мокрых прибрежных участков, низин, склонов определенных экспозиций, сухих участков и т.д.

Помимо этого, действенное излучение зависит от теплоемкости литогенной базы ландшафта – чем она больше, тем меньше отдача и нагрев на излучение.  Ответственной геофизической чёртом деятельной поверхности, отличающей один ландшафт от другого, есть ее отражательная свойство либо альбедо. А = D / Q, где D – отраженная коротковолновая радиация, Q – суммарная радиация.

Отношение радиации, отраженной Почвой в целом (земной поверхностью и облаками), к радиации, поступившей на внешнюю границу воздуха, именуют планетарным альбедо Почвы. Его величину оценивают в 30-35 %. Альбедо, с одной стороны, определяет энергетику ландшафта, а с другой – продукт его формирования.

На данный момент имеется большой материал по измерению альбедо, как на актинометрических станциях, так и с самолетов, а также в результате вторых особых экспедиционных изучениях. Значения альбедо представлены в справочниках по климату. Установлено, что альбедо земной поверхности изменяется в очень широких пределах.

Так, альбедо чистого снега равняется 85-90 %, песка – 30-35, чернозема – 5-14, листьев зеленых – 20-25, листьев желтых – 33-39, водной поверхности при высоте Солнца 900 – 2, водной поверхности при высоте Солнца 200 – 78 %. Так, высокая отражательная свойство поверхности характерна для полярных областей и тут альбедо мало изменяется в годовом ходе: в Антарктиде только в пределах 80-86 %, а в Центральной Арктике – в пределах 70-86 %. Уменьшение альбедо в июле в Арктике обусловлено более интенсивным летним таянием снега, чем в декабрь и ноябрь в Антарктиде. Альбедо водной поверхности в среднем меньше альбедо большинства естественных поверхностей суши и зависит от угла падения лучей Солнца.

Изучения ландшафтных комплексов говорят о том, что в лесостепной территории самоё низкое альбедо у лесных насаждений – 11-14 у хвойных и 16-18 % у молодых лиственных пород. Альбедо естественных лугово-степных травостоев 18-22 % (Ю.Л.Раунер, 1972). Альбедо луговых пойм с проективным покрытием 80 % — 21-25 %, низинных травяных болот – 16, солончаков с грязно-белой поверхностью – 35, заснеженная поверхность (сухой свежий снег) – 85-90 % (К.Н.Дьяконов, 1991).

Преднамеренные и непреднамеренные преобразования климата довольно часто связаны с трансформацией альбедо деятельной поверхности. Примером преднамеренных преобразований может выступать зачернение поверхности снежников и ледников угольной пылью либо вторыми веществами, имеющими низкие значения альбедо с целью повышения поглощенной радиации и усиления таяния ледников и снежников. Последние являются источниками питания горных рек.

Экспериментальные работы в этом направлении были совершены в горах Средней Азии Университетом географии Русском АН и дали хорошие результаты. Пример непреднамеренного преобразования – осушительные мелиорации.

Осушение низинных и переходных ивняково-осоково-сфагновых болот и появление гидрофильно-злаковых лугов в условия Мещерской низменности стало причиной повышению альбедо в среднем с 20,6 до 23,1 % (июль); в июне, в то время, когда высота Солнца на 3-50 выше, альбедо луга равняется 22,3%, болота – 17,0 %. Действенное излучение в июне – начале июля на 21 % выше на осушенном болоте. С прогревом естественного болота его действенное излучение возрастает, и во вторую половину теплого периода оно на 11 % выше на болоте (К.Н.Дьяконов, 1982).

При трансформации альбедо деятельной поверхности наблюдаются  преобразования в микро – и местном климате территории. Возможно привести пример глобального преобразования климата методом трансформации альбедо. М.И.Будыко (1974) продемонстрировано, что при понижения альбедо полярных льдов с 62 до 30 % ледовый покров Центральной Арктики провалится сквозь землю и это приведёт к глобальному потеплению в Арктике зимний период на 200С, а летом – на пара градусов.

Потому, что все составляющие радиационного баланса территориально изменчивы, то и значению радиационного баланса характерна такая же изменчивость. Громадные различия в величине радиационного баланса прослеживаются между поверхностью и водной поверхностью суши. При переходе с моря на сушу изолинии радиационного баланса не стыкуются, потому, что радиационный баланс моря на 20-25 % больше, чем суши в данном месте. В целом распределение радиационного баланса зависит от широты.

Наряду с этим в среднем за год значение радиационного баланса положительно везде, за исключением поверхностей больших ледников. В умеренных и высоких широтах величина радиационного баланса возрастает с уменьшением широты, а в тропических и экваториальных его распределение по территории определяется условиями увлажнения, потому, что при влажности и малой облачности высокие значения действенного излучения и альбедо ведут к понижению радиационного баланса.

К такому же эффекту приводит и большая облачность. Громаднейшее значение отмечается при благоприятном сочетании увлажнения и облачности территории и характерно для саванн и иногда увлажняемых лесов субэкваториального пояса. В целом радиационный баланс так же неоднороден для маленьких территорий, как и его составляющие.

Те же, что и отмеченные выше, факторы, и в основном геофизические особенности литогенной базы ландшафта и обусловленные ими растительный покров и увлажнение, являются обстоятельством различий величины радиационного баланса ландшафтных комплексов. Примером, показывающим отличие в величине радиационного баланса между морфологическими частями ландшафта, могут служить результаты наблюдений на Харанорском стационаре.

Тут каждой фации на поверхности земли свойственны собственные показатели радиационного баланса. Эти различия, в общем, выдерживаются и по ходу радиационного баланса во времени.

Радиационный баланс на верхнем уровне травостоя изменяется между фациями в пределах 20-22 %, геофизические свойства и растительный покров литогенной базы ландшафта содействуют усилению различий в величине радиационного баланса, между природными комплексами и на поверхности земли эти различия возрастают с –20-22 до 120-125, т.е. практически в шесть раз. По вторым изучениям различия между морфологическими частями ландшафта по радиационному балансу находятся в отмеченных пределах.

Но эти различия по величине таковы, что не уступают различиям в радиационном балансе, имеющим место между большими территориями, среди них и между природными территориями. Около половины суммарной радиации образовывает фотосинтетически активная радиация (ФАР), которая есть главным энергетическим потоком для растительности, поскольку как раз ФАР употребляется для наиболее значимого физиологического процесса – фотосинтеза. ФАР рассчитывается по формуле

ФАР = 0,40 I + 0,62 S,  где  I- прямая радиация, S – рассеянная радиация.

ФАР, поступающая к поверхности ландшафтов в составе суммарной радиации, распределяется кроме этого неравномерно не только в пределах больших территорий, но и в пределах маленьких природных комплексов: плакор – 305, низина – 251, северный склон – 246, южный склон – 323 ккал/см2 (Ю.Л.Раунер и др., 1972).

Суммарная радиация в условиях горного рельефа. Ни для кого не секрет, что суммарная радиация с высотой возрастает. Наряду с этим градиенты трансформации радиации на каждые 100 м очень сильно изменяются как с высотой местности над уровнем моря, так и в зависимости от  сезона года.

Правильное установление градиентов трансформации радиации осложняется, во-первых, тем, что, сеть актинометрических станций в горных районах редка и, во-вторых, разным соотношением рассеянной радиации и прямой, обусловленной неодинаковой облачностью в горных районах и, как следствие, — разными суммарными ее градиентами и радиациями.

Расчету количества солнечной радиации, приходящейся на наклонные поверхности – склоны разной экспозиции и крутизны, посвящено много изучений (к примеру, Н.Н.Выгодская, 1981). Так, различия между склонами северной и южной экспозиции (для юга Приморского края) в годовом ходе месячных сумм суммарной радиации особенно значительны зимний период, в то время, когда они соответственно равны: (17 и 29)х104 кДж/м2 для склонов крутизной 100 и (8 и 42)х104 кДж/м2 для склонов крутизной в 400 . В июле различия немного меньше: для склонов крутизной 100 (56 и 61)х104 кДж/м2, а для 400-х склонов (40 и 46)х104 кДж/м2.

Громадна роль экспозиции и в распределении суммарной радиации за теплый период (май-сентябрь) и в фактически об отсутствии (для последовательности экспозиций) высотной поясности суммарной радиации. Для северных склонов суммарные энергоресурсы (независимо от уровня моря) сравнимы с таковыми для горизонтальной поверхности на широтах 640 — 550 (Архангельск — Каунас), а для южных – 390 — 380 (Душанбе – Ак-Молла).

Как вычисляет Н.Н.Выгодская (1981), масштаб действия высоты, крутизны и экспозиции склона очевиден из следующих соотношений: а) вертикальные градиенты суммарной радиации на 100 м соизмеримы с межширотными градиентами в зоне трансформации широты на 10; б) различия в суммарной радиации пологих и крутых склонов соизмеримы с межширотными различиями в ее интенсивности для территорий шириной в 4 – 200; в) экстремальные межэкспозиционные контрасты в пределах одного высотного соизмеримы с межширотными в промежутке 20 — 320 . на всех широтах для северных склонов характерная меньшая суммарная радиация, соответствующая такой на 11 — 250 севернее от средней широты района. Южные склоны приобретают радиации столько, сколько горизонтальная поверхность, расположенная на 2 — 60 к югу от средней широты региона.

Приведенные выводы свойственны только для некоторых регионов и для верхней границы фации (биогеоценоза). В конечном итоге ПТК с прекрасно развитой растительностью владеют свойством нивелировать экспозиционные различия. Это прекрасно видно, к примеру, в буковых лесах.

Не обращая внимания на то, что деревья бука произрастают на склонах крутизной 20 – 300 и более, верхние листья этих деревьев, каковые являются главными приемниками радиации, расположены горизонтально, а не параллельно склону.

Солнечная радиация


Интересные записи на сайте:

Подобранные по важим запросам, статьи по теме: