Ландшафтная сфера Земли. Понятие ландшафта

Суммарная солнечная радиация - вся прямая и рассеянная солнечная радиация, поступающая на земную поверхность. Суммарная солнечная радиация характеризуется интенсивностью. При безоблачном небе суммарная солнечная радиация имеет максимальное значение около полудня, а в течение года - летом.

Суммарная радиация. Альбедо Земли. Радиационный баланс земной поверхности

Большая часть суммарной радиации, падающей на поверхность Земли, поглощается верхним слоем почвы или более толстым слоем воды и переходит в тепло; остальная часть отражается. Отношение количества отраженной радиации к общему количеству падающей на данную поверхность, выраженное в процентах, называется альбедо поверхности.

Часть радиации, поглощенная земной поверхностью и идущая на нагревание верхних слоев почвы и воды (S × sin h_O + D)(1-A) называется поглощенной радиацией.

Альбедо поверхности почвы меняется от 5% (влажный чернозем) до 40% (сухой светлый песок). С возрастанием влажности почвы альбедо снижается. Альбедо растительного покрова заключается в пределах 10-25%. Альбедо поверхности свежевыпавшего снега составляет 80-90%, давно лежавшего снега – 50%. Альбедо гладкой водной поверхности меняется от 5% при высоком Солнце до 70% при низком. В среднем альбедо поверхности Мирового океана составляет 5-20%. Альбедо верхней поверхности облаков в среднем 50-60%.

В северном полушарии наибольшее значение планетарного альбедо характерно для пустынь (Сахара), зон конвективной облачности над Центральной Америкой и океанов в районе действия ВЗК; в Южном полушарии – для Антарктиды.

Планетарное альбедо Земли - отношение уходящей в космос отраженной и рассеянной радиации к общему количеству солнечной радиации, поступающей к атмосфере. В целом планетарное альбедо Земли оценивается в 30%, основную его часть составляет отражение солнечной радиации облаками.

Благодаря высоким значениям альбедо (80-90%) снежный покров имеет очень низкую температуру. Он охлаждает воздух, в результате чего образуются приземные радиационные инверсии температуры. Двойное рассеяние радиации в результате отражения приводит к увлечению освещенности.

Всю солнечную радиацию, приходящую к земной поверхности – прямую и рассеянную – называют суммарной радиацией Q:

Q = S×sin h_O + D,

где S – энергетическая освещенность прямой солнечной радиацией. При безоблачном небе суммарная радиация имеет суточный ход с максимумом около полудня и годовой с максимумом летом. Частичная облачность (не закрывает солнечный диск) увеличивает суммарную радиацию, полная облачность – уменьшает. В среднем облачность уменьшает солнечную радиацию. Поэтому летом до полудня и в первой половине года приходит радиации больше, чем после полудня и во второй половине года.

Географическое распределение годовых и месячных сумм суммарной радиации не вполне зонально. Отклонения объясняются различиями в прозрачности атмосферы и в облачности.

Особенно велики годовые суммы суммарной радиации в субтропических пустынях, в тропиках. Напротив, в приэкваториальных областях они значительно меньше. При движении от тропиков к более высоким широтам суммы радиации сначала падают, а в полярных районах растут, особенно в Антарктиде. Над океанами суммы радиации ниже, чем над сушей.

В декабре наибольшие суммы наблюдаются пустынях южного полушария, наименьшие – в районе северного полярного круга (полярная ночь). В июне максимум приходится на пустыни Северной Африки и Азии, минимум – за южным полярным кругом. Потери радиации за счет отражения особенно велики (20%) в областях со снежным и ледяным покровом.

Радиационным балансом земной поверхности В называют разность между поглощенной радиацией и эффективным излучением:

B = (S × sin h_O + D)(1 – A) – E_e.

В ночные часы отрицательный радиационный баланс равен по величине эффективному излучению. При высоте Солнца 10-15° значения радиационного баланса переходят через 0 (при наличии снежного покрова, имеющего очень большое альбедо – при высоте Солнца 20-25°). Днем радиационный баланс растет с увеличением высоты Солнца и падает с ее уменьшением. В Москве при средних условиях облачности среднее значение радиационного баланса летом 0,3 кВт/м², зимой близки к нулю (сотые доли кВт/м²).

Распределение радиационного баланса определяется распределением суммарной радиации (см. вопрос № 33) и эффективного излучения. Эффективное излучение земной поверхности распределяется более равномерно, чем суммарная радиация (в более низких широтах растет собственное излучение Земли, но, поскольку воздух более влажный и теплый, растет и встречное излучение).

Радиационный баланс земной поверхности за год положительный повсюду на Земле, кроме Гренландии и Антарктиды (избыток поглощенной радиации расходуется при фазовых преобразованиях воды). Для земной поверхности, таким образом, не существует радиационного равновесия, но существует тепловое.

В среднем радиационный баланс возрастает при движении из более высоких широт в более низкие. На океанах радиационный баланс больше, чем на суше в тех же широтах (радиация поглощается в океане большим слоем, а эффективное излучение небольшое из-за низкой температуры поверхности воды). Существенные отклонения от зонального распределения наблюдаются в пустынях, где очень велико эффективное излучение в условиях сухого и малооблачного воздуха (очень маленькое встречное излучение). Баланс немного понижен в районах с муссонным климатом, где в теплое время года повышена облачность (следовательно, маленькое эффективное излучение), поглощенная радиация уменьшается.

В декабре радиационный баланс отрицательный на значительной части зимнего Северного полушария (севернее 40° с.ш.). Максимальные значения наблюдаются на Южном тропике (6×10² МДЖ/м²). В июне радиационный баланс положителен во всем Северном полушарии, отрицателен он южнее 40° ю.ш.). В России годовой радиационный баланс на суше колеблется от 4×10² МДж/м² на севере до 21×10² МДж/м² на юге.