Суммарная радиация и радиационный баланс.

 Известно, что лучи Солнца, проходя через земную атмосферу, претерпевают существенные изменения, ведущие к уменьшению радиации. При этом часть солнечной радиации поглощается и рассеивается атмосферой и облаками, часть отражается от них. Кроме того, солнечная радиация, прошедшая через атмосферу,  частично отражается и от самой земной поверхностью.

В целом из 100 % солнечной энергии, приходящей на верхнюю границу атмосферы Земли (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 атмосферу и нагревают ее. Остальные 28 % составляют тепловой баланс земной поверхности (без атмосферы); 23 % тратится на физическое испарение, транспирацию, фотосинтез, а 5 % идет на турбулентный теплообмен между земной поверхностью и атмосферой.

Отметим, что численные значения потоков поглощения, отражения и излучения, приводимые другими авторами, могут быть несколько иными. Это не случайно, так как лишь малая доля радиационных потоков измеряется с помощью приборов, в основном же баланс энергии рассчитывается.

Солнечное облучение поступает на земную поверхность в виде прямой и рассеянной радиации.

Радиационный баланс деятельной поверхности, на которой происходит преобразование потока солнечной энергии, или 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 – эффективного длинноволновое излучение. Прямая и рассеянная радиация (I + S) образуют суммарную радиацию (Q). Поэтому радиационный баланс можно записать так: R = Q (1 – А) – Eэф .

Принципиальной сложности для определения составляющих радиационного баланса в настоящее время нет. Гидрометеослужбой накоплен массовый материал актинометрических наблюдений, сосредоточенный в справочниках по климату. Правда, данные актинометрических наблюдений получены для стандартной деятельной поверхности (луга в условиях обширной лесной, лесостепной и степной зон). На физико-географических стационарах для определения составляющих радиационного баланса обычно используется специальная аппаратура.

В зависимости от соотношения приходно-расходных составляющих (структуры) баланса значение радиационного баланса бывает положительным, если поверхность поглощает больше радиации, чем отдает (поток направлен к поверхности ландшафта), и отрицательным, если поверхность поглощает радиации меньше, чем отдает (поток направлен от поверхности ландшафта в атмосферу

Рассмотрим составляющие радиационного баланса.

Суммарная радиация является приходной частью радиационного баланса. Величина приходящей к поверхности суммарной радиации зависит от угла падения солнечных лучей и продолжительности освещения, а также от состояния атмосферы – облачности и характера облаков, влажности, запыленности и т.д. Это хорошо подтверждается фактом распределения суммарной радиации по земной поверхности. Годовые значения суммарной радиации изменяются от 55-60 ккал/см2 до величин инсоляции, превышающих 220 ккал/см2. В тропических широтах значение суммарной радиации достигает своего максимума, который приходится на пояса высокого давления северного и южного полушарий. Наибольшие величины суммарной радиации приходятся на тропические внутриконтинентальные пустыни и объясняются, прежде всего, обилием прямой радиации при небольших влажности воздуха и облачности.

В то же время в муссонных областях тропических широт и в экваториальных широтах из-за большой влажности и облачности значения суммарной радиации сокращается. Так, на побережье Гвинейского залива оно составляет 100 ккал/см2год. В высоких широтах летом количество суммарной радиации возрастает от полярного круга к полюсу, что связано с условиями освещенности и влажности воздуха. Зимой влияние широты места приводит к существенным различиям в поступлении суммарной радиации, особенно в умеренных и высоких широтах. Почти во всех широтных зонах приток солнечной радиации на суше из-за меньшей облачности на 15-30 % больше, чем над океаном (исключение составляют приэкваторильные зоны, здесь суша получает на 9-10 % больше, чем акватория океанов, что связано с различным суточным ходом облачности: над океаном облачность днем меньше, чем над сушей, ночью – наоборот). В целом для всей поверхности Земли суша получает на 8-9 % больше солнечной радиации, чем акватория океанов.

Наряду с различиями в количествах поступающей солнечной радиации между крупными территориями, имеют место также различия и в этом показателе и между небольшими природными комплексами (морфологическими частями ландшафта). Эти различия связаны, в первую очередь, с положением на элементах рельефа и относительно водоемов. Горизонтальные поверхности и склоны, неодинаково ориентированные по отношению к Солнцу и имеющие разную крутизну, из-за неодинаковости углов падения солнечных лучей и времени освещения прямым светом получают неодинаковое количество суммарной радиации. На пониженные элементы рельефа и прибрежные участки, из-за повышенной здесь влажности, поступает меньше суммарной радиации, чем на более сухие участки.

Наиболее яркие различия наблюдаются между неодинаково ориентированными склонами, особенно в количестве приходящей прямой радиации, доля 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 в два раза. Одинаковое 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 обнаруживают еще большие контрасты: северные склоны получают столько прямой радиации, сколько южные, отстоящие от них на 40-450 по широте. Это значит, что крутой слон на широте Санкт-Петербурга (60 параллель) по поступлению прямой радиации равен северному склону на 15 параллели, т.е. на тот и другой склон приходится около 130 ккал/см2год (Щербаков, 1974). Почти одинаковое количество прямой радиации поступает за год на крутые северные склоны в районе тропика и на южные – в районе полярного круга. И хотя 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 повсеместно (Щербаков, 1974).

Неравномерность распределения солнечной радиации в пределах геосистем в первую очередь обусловлена разнообразием форм рельефа. По данным А.В.Дроздова, относительные различия в приходе солнечной радиации между склонами и горизонтальной поверхностью на 560 с.ш. (Курский стационар) меняются в широких пределах: склоны южной экспозиции с уклонам 200 получают на 20-50 % солнечной радиации больше, чем горизонтальная поверхность, а северные склоны – на столько же меньше.

Эффективное излучение складывается из двух взаимопротивоположных потоков – длинноволнового излучения земной поверхности (или природного комплекса) и длинноволнового противоизлучения атмосферы. Эффективное излучение рассчитывается по формуле:

Еэф = Ез - Еа , где

Ез – тепловое излучение земной поверхности (или собственное излучение ландшафтного комплекса), Еа – тепловое излучение атмосферы к деятельной поверхности (или встречное излучение).

Эффективное излучение определяется двумя способами. Непосредственно при помощи пиргеометра и расчетным путем, используя данные метеонаблюдений. Эффективное излучение при безоблачном небе можно определить по закону Стефана – Больцмана. 

   Е0 = δσТ4 (0,254 – 0,0066е), где

Е0 – эффективное излучение при безоблачном небе, δ – коэффициент, характеризующий отличие свойств изучающих поверхностей от свойств черного тела. По М.И.Будыко (1971), коэффициент δ мало меняется в разных естественных условиях и может быть принят за 0,95; σ - -постоянная Стефана – Больцмана, равная 5,67х10-5 эрг/см2 х с х град4 или 8,14х10-11 кал/см2 х мин х град4; Т – абсолютная температура воздуха (в К), е – абсолютная влажность воздуха, в мм рт ст.

Учет влияния обилия и высоты облачности осуществляется по формуле:

Е = Е0 (1 – сn) , где

Е – эффективное излучение в реальных условиях с учетом облачности, n – облачность в долях от 1; с – коэффициент на высоту (ярусность) облаков. 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. Здесь св, сс, сн – значения коэффициентов для облачности верхнего, среднего и нижнего ярусов.

В том случае, если температура воздуха существенно отличается от температуры деятельной поверхности, Н.А.Ефимова (1961) предложила формулу для расчета эффективного излучения, учитывающая эту разность:

Е = Е0 (1 – сn) + 4δσТ3 (То –Т), где

То – температура деятельной поверхности, в К.

Этот метод применен в Главной геофизической обсерватории для расчета величин эффективного излучения для 1850 пунктов (1600 из них на континентах и 250 – на океанах) земного шара.

Величина эффективного излучения зависит от температуры и влажности воздуха, связанных между собой – с увеличением температуры растет абсолютная влажность. Но рост температуры и влажности не вызывает соответствующих изменений в величине эффективного излучения, поскольку температура и влажность влияют на эту величину с противоположных направлениях. Поэтому значение эффективного излучения сравнительно мало меняется в пространстве. Наибольшие годовые значения суммы эффективного излучения приурочены к областям тропических пустынь, где она достигает 80-90 ккал/см2; в континетальных районах она больше, чем в условиях влажного климата. Например, в пустынях Средней Азии эффективное излучение достигает в среднем 60-70 ккал/см2, а в морских и влажных муссонных умеренных климатах оно снижается до 30-35 ккал/см2.

Различия в величине эффективного излучения между небольшими территориями обусловлены приведенными закономерностями, и эта величина неодинакова для влажных прибрежных участков, низин, склонов определенных экспозиций, сухих участков и т.д. Кроме того, эффективное излучение зависит от теплоемкости литогенной основы ландшафта – чем она больше, тем меньше нагрев и отдача на излучение.

 Важнейшей геофизической характеристикой деятельной поверхности, отличающей один ландшафт от другого, является ее отражательная способность или альбедо. А = D / Q, где D – отраженная коротковолновая радиация, Q – суммарная радиация.

Отношение радиации, отраженной Землей в целом (облаками и земной поверхностью), к радиации, поступившей на внешнюю границу атмосферы, называют планетарным альбедо Земли. Его величину оценивают в 30-35 %.

Альбедо, с одной стороны, определяет энергетику ландшафта, а с другой – продукт его формирования. В настоящее время имеется достаточно большой материал по измерению альбедо, как на актинометрических станциях, так и с самолетов, а также в результате других специальных экспедиционных исследованиях. Значения альбедо представлены в справочниках по климату. Установлено, что альбедо земной поверхности изменяется в весьма широких пределах. Так, альбедо чистого снега равно 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 %. Таким образом, высокая отражательная способность поверхности характерна для полярных областей и здесь альбедо мало меняется в годовом ходе: в Антарктиде лишь 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 ноябре и декабре в Антарктиде. Альбедо водной поверхности в среднем меньше альбедо большинства естественных поверхностей суши и зависит от угла падения лучей Солнца.

Исследования ландшафтных комплексов показывают, что в лесостепной зоне наиболее 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 часто связаны с изменением альбедо деятельной поверхности. Примером преднамеренных преобразований может выступать зачернение поверхности снежников и ледников угольной пылью или другими веществами, имеющими низкие значения альбедо с целью увеличения поглощенной радиации и усиления таяния ледников и снежников. Последние являются источниками питания горных рек. Экспериментальные работы в этом направлении были проведены в горах Средней Азии Институтом географии Российской АН и дали положительные результаты.

Пример непреднамеренного преобразования – осушительные мелиорации. Осушение низинных и переходных ивняково-осоково-сфагновых болот и появление гидрофильно-злаковых лугов в условия Мещерской низменности привело к увеличению альбедо в среднем с 20,6 до 23,1 % (июль); в июне, когда высота Солнца на 3-50 выше, альбедо луга равно 22,3%, болота – 17,0 %. Эффективное излучение в июне – начале июля на 21 % выше на осушенном болоте. С прогревом естественного болота его эффективное излучение возрастает, и во вторую половину теплого периода оно на 11 % выше на болоте (К.Н.Дьяконов, 1982).

При изменении альбедо деятельной поверхности наблюдаются  преобразования в микро – и местном климате территории. Можно привести пример глобального преобразования климата путем изменения альбедо. М.И.Будыко (1974) показано, что в случае снижения альбедо полярных льдов с 62 до 30 % ледовый покров Центральной Арктики исчезнет и это вызовет глобальное потепление в Арктике зимой на 200С, а летом – на несколько градусов.

Поскольку все составляющие радиационного баланса территориально изменчивы, то и значению радиационного баланса свойственна такая же изменчивость. Большие различия в величине радиационного баланса прослеживаются между водной поверхностью и поверхностью суши. При переходе с моря на сушу изолинии радиационного баланса не стыкуются, поскольку радиационный баланс моря на 20-25 % больше, чем суши в данном месте. В целом распределение радиационного баланса зависит от широты. При этом в среднем за год значение радиационного баланса положительно всюду, за исключением поверхностей крупных 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, поскольку при малой облачности и влажности высокие значения эффективного излучения и альбедо ведут к снижению радиационного баланса. К такому же эффекту приводит и очень большая облачность. Наибольшее значение наблюдается при благоприятном сочетании облачности и увлажнения территории и характерно для саванн и периодически увлажняемых лесов субэкваториального пояса.

В целом радиационный баланс так же неоднороден для небольших территорий, как и его составляющие. Те же, что и отмеченные выше, факторы, и главным образом геофизические свойства литогенной основы ландшафта и обусловленные ими увлажнение и растительный покров, являются причиной различий величины радиационного баланса ландшафтных комплексов. Примером, показывающим разницу в величине радиационного баланса между морфологическими частями ландшафта, могут служить результаты наблюдений на Харанорском стационаре. Здесь каждой фации на поверхности почвы присущи свои 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 %, растительный покров и геофизические свойства литогенной основы ландшафта способствуют усилению различий в величине радиационного баланса, между природными комплексами и на поверхности почвы эти различия возрастают с –20-22 до 120-125, т.е. почти в шесть раз.

По другим исследованиям различия между морфологическими частями ландшафта по радиационному балансу находятся в отмеченных пределах. Однако эти различия по величине таковы, что не уступают различиям в радиационном балансе, имеющим место между крупными территориями, в том числе и между природными зонами.

Около половины суммарной радиации составляет фотосинтетически активная радиация (ФАР), которая является основным энергетическим потоком для растительности, так как именно ФАР используется для важнейшего 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 также неравномерно не только в пределах крупных территорий, но и в пределах небольших 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. Общеизвестно, что суммарная радиация с высотой возрастает. При этом градиенты изменения радиации на каждые 100 м сильно меняются как с высотой местности над уровнем моря, так и в зависимости от  сезона года.

Точное установление градиентов изменения радиации осложняется, во-первых, тем, что, сеть актинометрических станций в горных районах редка и, во-вторых, различным соотношением прямой и рассеянной радиации, обусловленной неодинаковой облачностью в горных районах и, как следствие, - различными суммарными радиациями и ее градиентами.

Расчету количества солнечной радиации, приходящейся на наклонные поверхности – склоны различной экспозиции и крутизны, посвящено большое количество исследований (например, Н.Н.Выгодская, 1981). Так, различия между склонами северной и южной экспозиции (для юга Приморского края) в годовом ходе месячных сумм суммарной радиации особенно существенны зимой, 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 несколько меньше: для склонов крутизной 100 (56 и 61)х104 кДж/м2, а для 400-х склонов (40 и 46)х104 кДж/м2.

Велика роль экспозиции и в распределении суммарной радиации за теплый период (май-сентябрь) и в практически об отсутствии (для ряда 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 считает Н.Н.Выгодская (1981), масштаб воздействия высоты, экспозиции и крутизны склона очевиден из следующих соотношений: а) вертикальные градиенты суммарной радиации на 100 м соизмеримы с межширотными градиентами в зоне изменения широты на 10; б) различия в суммарной радиации пологих и крутых склонов соизмеримы с межширотными различиями в ее интенсивности для зон шириной в 4 – 200; в) экстремальные межэкспозиционные контрасты в пределах одного высотного соизмеримы с межширотными в интервале 20 - 320 . на всех широтах для северных склонов характерная меньшая суммарная радиация, соответствующая таковой на 11 - 250 севернее от средней широты района. Южные склоны получают радиации столько, сколько горизонтальная поверхность, расположенная на 2 - 60 к югу от средней широты региона.

Приведенные выводы характерны лишь для некоторых регионов и для верхней границы фации (биогеоценоза). В действительности ПТК с хорошо развитой растительностью обладают способностью нивелировать экспозиционные различия. Это хорошо видно, например, в буковых лесах. Несмотря на то, что деревья бука произрастают на склонах крутизной 20 – 300 и более, верхние листья этих деревьев, которые являются основными приемниками радиации, расположены горизонтально, а не параллельно склону.