Солнечная радиация. Радиационный баланс. Географическое распределение составляющих. Энергетический баланс Земли и климат

       5. Распределение составляющих энергетического баланса 

     Изучение  энергетического баланса земного  шара было начато в XIX в., когда были изобретены актинометрические приборы и сделаны расчеты количества солнечной радиации, приходящей на верхнюю границу атмосферы, в зависимости от широты и времени года. В 10—30-х годах нашего столетия В. Шмидт, А. Онгстрем, Ф. Альбрехт и С. И. Савинов определили составляющие энергетического баланса земной поверхности для отдельных районов земного шара.

     В работах автора и его сотрудников  был построен цикл мировых карт составляющих энергетического баланса земной поверхности для каждого месяца и средних годовых условий; эти карты были опубликованы в 1955 г. в «Атласе теплового баланса». В результате дальнейших исследований они были уточнены и дополнены и вместе с несколькими картами составляющих энергетического баланса системы Земля—атмосфера опубликованы в 1963 г. в «Атласе теплового баланса земного шара».

     За  время, прошедшее после издания  второго атласа теплового баланса, был накоплен значительный материал актинометрических наблюдений на континентах, выполненных в ряде районов, где раньше актинометрических станций не было. Особенное значение имеет получение в эти годы обширного материала актинометрических наблюдений на океанах, что позволило выяснить особенности радиационного режима водоемов. Развитие исследований турбулентной диффузии позволило уточнить ранее применявшиеся методы расчета затраты тепла на испарение и турбулентного теплообмена земной поверхности с атмосферой для океанов.

     Накопление  материалов наблюдений и развитие расчетных методов определения составляющих энергетического баланса сделало возможным построение новых мировых карт составляющих энергетического баланса, уточненных по сравнению с ранее опубликованными картами  (Будыко и др.,  1978).

     При построении этих карт уравнение энергетического  баланса земной поверхности использовалось в приведенной форме:

     R = LE + P + A

     где R — радиационный баланс земной поверхности, LE — затрата тепла на испарение, или приход тепла от конденсации на земной поверхности (L — удельная теплота парообразования, Е — скорость испарения или конденсации), Р — турбулентный поток тепла между земной поверхностью и атмосферой, А — поток тепла между земной поверхностью и нижележащими слоями водоемов или почвы.

       Средняя годовая суммарная радиация на земном шаре изменяется от значений, меньших 80 Вт/м², до значений, больших 280 Вт/м². Наибольшие значения суммарной радиации, как на суше, так и на океанах соответствуют поясам высокого давления северного и южного полушарий. По направлению к полюсам суммарная радиация уменьшается. Некоторое уменьшение рассматриваемых значений характерно также для экваториальных широт, что связано с большой повторяемостью пасмурного состояния неба в течение всего года.

     Распределение изолиний суммарной солнечной радиации носит в основном зональный характер, который существенно нарушается неравномерным распределением облачности. Нарушения зональности имеют место в средних широтах обоих полушарий, где интенсивно развита циклоническая деятельность (западное побережье Канады, север Европы, юго-западное побережье Южной Америки и др.), в восточных районах тропических зон океанов, под влиянием пассатных инверсий и холодных морских течений, в областях действия муссонной циркуляции (Индостан, восточное побережье Азии, северо-запад Индийского океана).

     При рассмотрении данных о распределении  суммарной радиации для зимних месяцев следует отметить быстрое уменьшение ее в направлении к полюсам соответствующих полушарий, что связано со снижением полуденной высоты Солнца и сокращением продолжительности дня. Вместе с. тем для зимнего периода характерны значительные межширотные изменения суммарной радиации': от значений около 200—220 Вт/м² в низких широтах до значений, равных нулю в полярных широтах, куда в этот период суммарная радиация не поступает.

     Наибольшие  месячные значения радиации в низких широтах соответствуют областям действия экваториальных муссонов, где  в это время года облачность мала.

     Отличительными  чертами летнего распределения  суммарной радиации является установление высоких ее значений на всем полушарии  при малой их географической изменчивости. Максимальное количество солнечного тепла получают тропические и субтропические пустыни — свыше 300 Вт/м². Большое количество солнечной энергии летом поступает также в полярные районы, где влияние небольших высот Солнца компенсируется    значительной продолжительностью дня. Самые большие значения солнечной радиации в летние месяцы отмечаются в центральных областях Антарктиды. Так, в январе средние месячные значения изменяются от 250—300 Вт/м² на побережье до 450 Вт/м² внутри материка, что заметно превышает значения для областей тропических пустынь  (Маршунова,  1980).

       Средние годовые значения радиационного баланса поверхности суши земного шара изменяются от величин, меньших —7 Вт/м² в Антарктиде и близких к нулю в центральных районах Арктики, до 120—130 Вт/м² в тропических широтах.

     Влияние астрономических факторов, обусловливает зональный характер распределения средних годовых и месячных значений радиационного баланса на равнинных территориях, расположенных в высоких и средних широтах северного полушария. Широтное распределение нарушается в областях, где циркуляционные факторы существенно изменяют условия облачности.

     Из  данных о распределении радиационного  баланса в отдельные месяцы следует, что наименьшие средние месячные значения радиационного баланса, отмечаются в высоких полярных широтах; от —15 до —30 Вт/м² зимой и около 65 Вт/м² летом. В средних широтах северного полушария наблюдаются средние месячные значения радиационного баланса от —15 до —30 Вт/м² в январе и от110 до 145 Вт/м² в июле. В тропических внеэкваториальных широтах и в период зимнего солнцестояния значения радиационного баланса составляют 55—65 Вт/м², а в летние месяцы максимальные значения достигают 145—160 Вт/м², уменьшаясь до 85— 95 Вт/м² в областях пустынь и экваториальных муссонов.

     Распределение значений радиационного баланса  на поверхности океанов, аналогично распределению суммарной радиации. Максимальное среднее годовое значение      радиационного      баланса      на      океанах      приближается к 200 Вт/м². Наименьшие средние годовые значения для свободной ото льдов поверхности океанов отмечаются у границы плавучих льдов и составляют около 20—40 Вт/м². Следует указать, что средние годовые значения радиационного баланса на всей безледной поверхности океанов положительны.

     В зимние месяцы радиационный баланс океанов  изменяется от 140—160 Вт/м² в экваториальных широтах до небольших по абсолютной величине отрицательных значений (около —30 Вт/м²) в средних широтах. При этом радиационный баланс становится отрицательным в обоих полушариях выше широт 45°.

     В летние месяцы средние значения радиационного  баланса океанов достигают максимальных величин: более 200 Вт/м² в тропических широтах и 130—-140 Вт/м² в высоких. В эти месяцы распределение радиационного баланса в отличие от зимы заметно отклоняется от зонального, причем области повышенных и пониженных значений соответствуют областям повышенной и пониженной облачности.

       Испарение

     Средние месячные значения затраты тепла  на испарение (и турбулентного теплообмена  с атмосферой) на океанах рассчитаны по материалам многолетних судовых  наблюдений на акваториях Атлантического, Индийского и Тихого океанов.

     Рассматривая  особенности распределения средней  затраты тепла на испарение на суше за год, можно отметить, что  диапазон изменения ее значений составляет около 110 Вт/м². В районах достаточного увлажнения средняя годовая затрата тепла на испарение возрастает вместе с увеличением радиационного баланса от высоких широт к экватору, изменяясь от значений, меньших 10 Вт/м² на северных побережьях континентов, до значений более 80 Вт/м² во влажных экваториальных лесах Южной Америки, Африки и Малайского архипелага. В районах недостаточного увлажнения величина затраты тепла на испарение определяется засушливостью климата, уменьшаясь с увеличением засушливости. Наименьшие значения средней годовой затраты тепла на испарение отмечаются в тропических пустынях, где они составляют всего несколько Вт/м².

     Годовой ход затраты тепла на испарение  также определяется ресурсами тепловой энергии и воды. Во внетропических широтах с условиями  достаточного увлажнения  наибольшие значения  затраты тепла на испарение в соответствии с годовым ходом радиационного баланса имеют место летом, достигая 80—100 Вт/м². Зимой затрата тепла на испарение мала. В районах недостаточного увлажнения максимум затраты тепла на испарение также обычно наблюдается во время теплого периода, однако время достижения максимума существенно зависит от режима увлажнения.

     В тропических широтах с влажным  климатом затрата тепла на испарение  велика в течение всего года и  составляет около 80 Вт/м². В районах с сезонами пониженных осадков отмечается некоторое уменьшение затраты тепла на испарение, однако амплитуда ее годового хода сравнительно невелика. В областях с хорошо выраженным сухим периодом наибольшие значения затраты тепла на испарение отмечаются в конце влажного периода, наименьшие — в конце сухого.

     В целом для суши земного шара (включая  Антарктиду) средняя за год затрата тепла на испарение составляет 38 Вт/м².

     Распределение средних годовых значений затраты  тепла на испарение на океанах в общем сходно с распределением радиационного баланса. Изменение средней затраты тепла на испарение довольно велико: от значений, больших 160 Вт/м² в тропических широтах, до значений около 40 Вт/м² у границы льдов. В экваториальных широтах средняя затрата тепла на испарение несколько понижена по сравнению с более высокими широтами (меньше 130 Вт/м²), что является следствием увеличения облачности и влажности.

     Помимо  радиационного тепла, расходуемого на испарение с океанов, в ряде районов на испарение затрачивается  также тепло, переносимое течениями. Поэтому зональный характер распределения затраты тепла на испарение нарушается заметными отклонениями в районах действия теплых и холодных течений.

     Средние годовые величины затраты тепла  на испарение с океанов зависят в основном от величин для осенне-зимнего периода. Распределение затраты тепла на испарение в зимние месяцы аналогично годовому распределению. В это время усиливается влияние теплых течений, в связи с чем отчетливо проявляются особенности отдельных океанов: затрата тепла на испарение с поверхности Северной Атлантики в средних широтах вдвое больше, чем в тех же широтах Тихого океана. Самые    низкие    значения    затраты тепла на испарение отмечаются в средних широтах южного полушария в Атлантическом и Индийском океанах. В эти районы со сравнительно невысокими температурами воды из низких широт поступают более теплые воздушные массы, что уменьшает затраты тепла на испарение.

     При переходе к лету влияние теплых течений  на величину затраты тепла на испарение ослабевает из-за уменьшения энергетических ресурсов течений. Поскольку в летние месяцы происходит снижение средних скоростей ветра и ослабление контраста температуры вода—воздух, расход тепла на испарение заметно падает. Вместе с этим уменьшается различие в значениях затраты тепла на испарение с поверхности отдельных океанов.

            Наибольшие средние годовые значения турбулентного потока тепла между поверхностью суши и атмосферой отмечаются в тропических пустынях, где они достигают 70—80 Вт/м². С увеличением увлажнения климата турбулентный поток уменьшается. Так, в районах влажных тропических лесов средний годовой турбулентный поток составляет 15—40 Вт/м². С продвижением в более высокие широты турбулентный поток уменьшается вместе с понижением радиационного баланса. На северных побережьях континентов северного полушария турбулентный поток составляет менее 10 Вт/м². Такие же значения отмечаются в некоторых районах достаточного увлажнения средних широт.

     В годовом ходе наблюдается таже закономерность – возрастание турбулентного потока с увеличением радиационного баланса. В силу этого во внетропических широтах наибольшие в годовом ходе значения турбулентного потока отмечаются летом, наименьшие—зимой. При этом для территории, расположенной выше 40° северной и южной широт, характерна смена направления турбулентного потока в течение года. В зимнее время земная поверхность получает тепло из атмосферы путем турбулентного теплообмена, однако значения теплоотдачи от атмосферы невелики, даже на Крайнем Севере они составляют менее 10 Вт/м².