Географическое распределение радиационного баланса

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 ·102 МДж/м2. Они особенно велики в малооблачных субтропических пустынях, а в Северной Африке достигают 84 ·102 – 92 ·102 МДж/м2. Зато над приэкваториальными лесными областями с их большой облачностью (над бассейнами рек Амазонки и Конго (Заир), над Индонезией) они снижены до 42 ·102 – 50 ·102 МДж/м2. К более высоким широтам обоих полушарий годовые количества суммарной радиации убывают, достигая под 60° широты 25 ·102 – 33 ·1022. Но затем они снова растут – мало в Северном полушарии, но весьма значительно над малооблачной и снежной Антарктидой, где в глубине материка они достигают 50 ·102 – 54 ·102 МДж/м2, 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 ·102 МДж/м2 на Северной Земле до 67 ·102 МДж/м2 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 13·102 МДж/м2 в год. В направлении к высоким широтам над океанами оно растет и под 60-й параллелью достигает примерно 17 ·102 – 21 ·103 МДж/м2 в год. На суше эффективное излучение больше, особенно в сухих, малооблачных и жарких тропических пустынях, где достигает 33 ·102 МДж/м2 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 ·102 до 13 ·102 МДж/м2. К более высоким широтам он уменьшается и на материке Антарктиды становится отрицательным: от 2·102 до 4 ·102 МДж/м2. К низким широтам он возрастает: между
40° с.ш. и 40° ю.ш. годовой баланс более 25 ·102 МДж/м2, а между 20° с.ш. и 20° ю.ш. – более
42· 102 МДж/м2. 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 · 102 МДж/м2) 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 ·102 МДж/м2, а на юге – до 21· 102 МДж/м2 (Хромов, Петросянц, 2004).



Оглавление
Климатология и метеорология
ДИДАКТИЧЕСКИЙ ПЛАН
Метеорология и климатология
Атмосфера, погода, климат
Метеорологические наблюдения
Применение карт
Метеорологическая служба и Всемирная Метеорологическая Организация (ВМО)
Климатообразующие процессы
Астрономические факторы
Геофизические факторы
Метеорологические факторы
О солнечной радиации
Тепловое и лучистое равновесие Земли
Прямая солнечная радиация
Изменения солнечной радиации в атмосфере и на земной поверхности
Явления, связанные с рассеянием радиации
Суммарная радиация, отражение солнечной радиации, поглощенная радиация, ФАР, альбедо Земли
Излучение земной поверхности
Встречное излучение или противоизлучение
Радиационный баланс земной поверхности
Географическое распределение радиационного баланса
Атмосферное давление и барическое поле
Барические системы
Колебания давления
Ускорение воздуха под действием барического градиента
Отклоняющая сила вращения Земли
Геострофический и градиентный ветер
Барический закон ветра
Фронты в атмосфере
Тепловой режим атмосферы
Тепловой баланс земной поверхности
Суточный и годовой ход температуры на поверхности почвы
Температуры воздушных масс
Годовая амплитуда температуры воздуха
Континентальность климата
Облачность и осадки
Испарение и насыщение
Влажность
Географическое распределение влажности воздуха
Конденсация в атмосфере
Облака
Международная классификация облаков
Облачность, ее суточный и годовой ход
Осадки, выпадающие из облаков (классификация осадков)
Характеристика режима осадков
Годовой ход осадков
Климатическое значение снежного покрова
Химия атмосферы
Химический состав атмосферы Земли
Химический состав облаков
Химический состав осадков
Кислотность осадков
Общая циркуляция атмосферы
Погода в циклоне
Антициклоны
Климатообразование
Теории климата
Климатические циклы
Возможные причины и методы изучения изменений климата
Естественная динамика климата геологического прошлого
Климат в историческое время
События Хайнриха и Дансгора Эшгера – как глобальное палеоклиматическое явление и основа для палеогеографических корреляций
Типы климатов
Экваториальный климат
Климат тропических муссонов (субэкваториальный)
Тропические климаты
Субтропические климаты
Климаты умеренных широт
Субполярный климат (субарктический и субантарктический климаты)
Климат Арктики
Климат Антарктиды
Микроклимат и фитоклимат
Микроклимат как явление приземного слоя
Методы исследования микроклимата
Микроклимат пересеченной местности
Микроклимат города
Фитоклимат
Влияние человека на климат
Современные изменения климата
Антропогенные изменения и моделирование климата
Синоптический анализ и прогноз погоды
Все страницы