погода Украина из Норвегии

по данным норвежского сайта Yr.no

 

Климат Украины

 

 

ГЛАВНОЕ УПРАВЛЕНИЕ ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИЧЕСКОЙ СЛУЖБЫ ПРИ СОВЕТЕ МИНИСТРОВ СССР
УКРАИНСКИЙ НАУЧНО-ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ

 

Под редакцией
д-ра геогр. наук  Г. Ф. ПРИХОТЬКО 
канд. физ.-мат. наук А. В. ТКАЧЕНКО канд. геогр. наук В. Н. БАБИЧЕНКО

 

 

ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИЧЕСКОЕ ИЗДАТЕЛЬСТВО ЛЕНИНГРАД • 1967

 

В книге дана детальная характеристика радиационных, циркуляционных и физико-географических факторов, определяющих климат Украины. Описан термический режим и режим увлажнения, распределение атмосферного давления по территории УССР и т. д. Большое внимание уделено тем атмосферным явлениям, которые представляют опасность для народного хозяйства, в частности граду, грозам, пыльным бурям, метелям, гололеду и др. Последняя глава монографии посвящена вопросу о колебании климата Украины.

Книга предназначена для специалистов в области климатологии и географии, работников сельского хозяйства, преподавателей вузов и школ, студентов, а также для широкого круга читателей.

In this paper a detailed description is given of radiation, circulation and physiographical factors determining the climate of the Ukraine. Thermal regime, humidification, atmospheric pressure distribution all over the territory of the Ukraine and some other topics are discussed. Much regard is paid to those atmospheric phenomena which are danger to national economy, that is hail, thunderstorm, sand-storm, snow drift, glaze ice, etc. The last chapter is devoted to climate variations in the Ukraine.

The book is meant to be used by specialists in the field of climatology and geography, workers of agriculture, teachers, students and others.

 

 

 

ПРЕДИСЛОВИЕ

 

Успешное развитие сельского хозяйства, транспорта, энергетики и других отраслей народного хозяйства СССР невозможно без учета климатических особенностей отдельных территорий, всестороннего изучения и рационального использования климатических ресурсов страны. 

К настоящему времени выполнено большое число исследований, посвященных элементам климата Украины, климатической характеристике отдельных зон УССР; издан ряд климатических и агроклиматических справочников. 

В настоящей монографии подведен итог многочисленным исследованиям по климату Украины, обобщены результаты этих исследований. Климатическое описание предназначено для широкого круга специалисток разных областей народного хозяйства и культуры, которым могут понадобиться сведения об основных чертах климата как Украины в целом, так и тех или иных ее районов. 

В соответствии с назначением книги в ней рассмотрены основные климатические элементы и приведены их характеристики, отвечающие подавляющему большинству запросов практических и научных организаций, на которые приходилось давать ответы климатологам Украины в течение многих лет. При составлении монографии были использованы результаты выполненных в УкрНИГМИ исследований, многочисленные литературные источники Главной ордена Трудового Красного Знамени геофизической обсерватории им. А. И. Воейкова, Управления гидрометеорологической службы Украинской ССР V. УкрНИГМИ, а также обширный архивный материал за многолетний период в основном по 1960 г. В некоторых случаях приведены экспедиционные и экспериментальные данные за 2—3 года. Частично использован материал по Крыму, подготовленный Одесской и Севастопольской гидрометеорологическими обсерваториями. 

В составлении монографии приняли участие научные сотрудники УкрНИГМИ. Ниже указано конкретно, кем написаны отдельные главы и параграфы монографии: 

В. Н. Бабиченко — Снежный покров. Метели.

В. Н. Б а б и ч е н к о, Н. И. Г у к — Осадки

В. Н. Бабиченко, М. Ю. К у л а к о в с к а я — Краткая характеристика климата Украины. 

В. Н. Б а б и ч е н ко, Г. Ф. Прихотько — Пыльные бури. 

В. Н. Бабиченко, Е. С. Розова — Град. 

И. Е. Б учи некий— Колебания климата.

Н. И. Г о й с а — Радиационные факторы климата. Облачность. 

М. Ю. Кулаковская, И. Н. П о н о м а р е н к о — Циркуляционные факторы климата. Роль подстилающей поверхности. Влажность воздуха. Суховеи. 

М. Ю. Кулаковская, Г. Ф. Л ассе—Температура почвы. 

М. Ю. Кулаковская, Е. С. Розова — Ветер. 

Н. И. Михайлова — Влажность почвы. 

В. М. Мучник, Л. 3. Прох — Грозы

Г. Ф. Прихотько, Л. 3. Прох — Туманы. 

Е. С. Розова — Температура воздуха. Бездождные периоды. Давление воздуха. Гололед. Изморозь. 

Л. И. С акали. — Тепловой баланс. Баланс влаги. Суммарное испарение. 

В подготовке монографии к печати принимали участие И. Д. Лоева, М. Ф. Татарчук и В. С. Сумина. Картографические работы выполнены Л. И. Булавиной.

 

 

КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА КЛИМАТА УКРАИНЫ

 

Климатические условия Украины отличаются большим разнообразием: если северо-запад республики является районом избыточного увлажнения, то Причерноморская степь и Северный Крым характеризуются засушливостью. Совершенно особые климатические условия на Южном берегу Крыма, в Карпатах и Крымских горах. 

Основные черты климата Украины формируются под влиянием ряда факторов. Главным из них является приток тепла от Солнца, который в основном зависит от географической широты места и увеличивается с севера на юг. 

Весьма важный фактор — атмосферная циркуляция. На широтах Украины преобладает западный перенос, сопровождающийся притоком атлантического воздуха. Временами на территорию Украины вторгается воздух с Азиатского континента, из северных широт, со Средиземного моря и т. п. Различия в циркуляционных условиях запада и востока республики, при простирании ее в этом направлении более чем на 1300 км, отчетливо проявляются в увеличении континентальности климата с запада на восток. 

Третьим важным климатообразующим фактором является высота местности и экспозиция склонов в районах Карпат и Крымских гор, обусловливающие изменение климатических элементов: с увеличением высоты атмосферное давление и температура понижаются, количество осадков увеличивается, период со снежным покровом удлиняется, скорость ветра возрастает и т. д. Меньшее влияние на климатические условия оказывает Волыно-Подольское плато и Донецкий кряж. Оно сказывается главным образом в небольшом падении температуры, изменении продолжительности залегания снежного покрова и др.

Черное и Азовское моря также заметно влияют на климат Украины. В прибрежных районах наблюдается увеличение влажности воздуха и сглаживание суточного хода температуры воздуха. 

Влияет на климат УССР и Средиземное море, но его влияние ощутимо только в узкой полосе Южного берега Крыма, закрытого с севера горами, причем оно проявляется в основном в смягчении зимы и изменении годового хода осадков. 

На Украине выделяют несколько типов климата. По занимаемой площади на первом месте стоит климат, умеренный в отношении термического режима и режима увлажнения. Этот тип климата получил название лесного атлантико - континентального [10]. Он в целом занимает территорию полесья и лесостепи.

Климат полесья умеренный, влажный, характеризуется преобладанием переноса атлантического воздуха, в результате чего с запада на восток увеличивается его континентальность.

Запад полесья отличается повышенной пасмурностью в летний сезон, коротким прохладным летом, мягкой зимой и избыточным количеством осадков. Средняя январская температура здесь составляет —4, —5°, а на востоке она достигает —7, —8°. Зима наиболее сурова на востоке полесья, где ее продолжительность примерно на 20 дней больше. В полесье преобладают абсолютные минимумы температуры около —33, —36°. Наиболее низкие температуры отмечаются в понижениях рельефа. 

Снежный покров раньше всего появляется на левобережье полесья, где его высота составляет 30—40 см, уменьшаясь к западу до 15—20 см. Разрушение и сход снежного покрова начинаются на западе полесья раньше, чем на востоке. 

Переходные сезоны (весна и осень) в западном полесье затяжные, так как заток влажного морского воздуха умеренных широт сопровождается большой облачностью и осадками, которые препятствуют прогреванию воздуха весной и охлаждению его осенью. Весенние заморозки в полесье прекращаются в среднем в третьей декаде апреля. Самые поздние заморозки отмечены во второй — третьей декаде мая. 

Первые осенние заморозки приходятся в среднем на начало октября. Средняя продолжительность безморозного периода 150—165 дней. 

В летний период наиболее низкие температуры воздуха отмечаются на западе полесья, где средняя июльская температура составляет 17—18°; к востоку она повышается до 19—20°. Максимальные температуры в полесье достигают 37—39°. 

Годовые суммы осадков составляют 500—600 мм. В течение года осадки распределены неравномерно. В теплый период выпадает около 70%: всех осадков, 30% осадков приходится на холодный период.

Наименьшие месячные суммы осадков отмечаются в период с января по март. В полесье иногда бывают засухи и суховеи. 

 Климат лесостепи умеренно континентальный. Средняя годовая температура составляет 7—8°. 

Наиболее низкие средние январские температуры наблюдаются в восточной лесостепи (—7, —8°); к западу они повышаются до —4, —6°. Абсолютный минимум на востоке лесостепи достигает —41°. Снежный^покров в лесостепи появляется в среднем около 15—25/XI  Полностью сходит снежный покров в среднем в конце марта.

Общее число дней со снежным покровом изменяется от 110 на северо-востоке до 70 на юго-западе. Средняя высота снежного покрова на территории лесостепи не превышает 20—30 см.

Средняя дата первого мороза на востоке приходится на первую декаду октября, на западе — на вторую декаду. Средние даты последнего мороза отмечаются в восточной подзоне в конце апреля — начале мая, в западной — в середине апреля. Средняя продолжительность безморозного периода на большей части территории 160—170 дней. 

Лето в лесостепи теплое. Средняя июльская температура на западе зоны составляет 18—19°, на востоке 19—21°. Абсолютные максимумы в июле достигают 39°.

Годовые суммы осадков уменьшаются от 700—550 мм на западе до 575—500 мм на востоке. Среднее число дней с осадками колеблется от 180 на западе до 130 на востоке лесостепи. 

В лесостепной зоне увеличивается число дней с суховеями. В восточных районах оно достигает 11, в западных 1—8. 

Несколько меньшую площадь имеет область степного атлантико-континентального климата, которая занимает всю степную Зону Украины и степную часть Крыма. Климат степи отличается наибольшей континентальностью и засушливостью по сравнению с другими зонами Украины. Лето жаркое, зима холодная, в большинстве случаев малоснежная. 

Средние январские температуры колеблются от —7° на северо-востоке до —2° на юго-западе зоны. Для зимы характерны сильные оттепели, после которых нередко наступают резкие похолодания. 

Летний период в степи характеризуется высокими температурами без значительных изменений по территории. В июле средняя месячная температура составляет 21—30°. Максимальные температуры колеблются в пределах 38—41°. 

Продолжительность безморозного периода на северо-востоке составляет 150 дней, на юго-западе 200 дней, в Крыму, 210— 230 дней. 

В степи первый мороз отмечается на северо-востоке зоны в начале октября. Заканчиваются морозы в среднем в конце апреля. 

Годовые суммы осадков уменьшаются с севера на юг. В южных районах зоны они составляют 250—300 мм. Число дней с осадками также уменьшается с севера на юг— от 125 до 70. 

В пределах УССР степь — район с наименьшей относительной влажностью воздуха, поэтому здесь часто возникают засухи, суховеи и пыльные бури.

На юге зоны выделяется черноморская климатическая область, которая занимает узкую полосу шириной в среднем около 40 км. 

Горы Украины (Карпаты и Крымские горы) отличаются своеобразными климатическими условиями, зависящими от высоты над уровнем моря и направления склонов. 

В Карпатах значительное поднятие местности обусловливает резкую вертикальную зональность в распределении климатических элементов

В предгорьях — до высоты 500—600 м — климат умеренно теплый, со средними годовыми температурами около 6°. Средняя температура января —3, —5°

С повышением местности температура воздуха понижается. На высоте 1200 м средняя годовая температура около 3°, а на верховинах, расположенных на высоте 1500 м и выше, она понижается до 0°. Минимальные температуры наблюдаются в январе. 

Средняя температура января на высоте 1200—1500 м. составляет —10°; на высоте 1500—2000 м она понижается до —10, —12°. В предгорьях отрицательные средние месячные температуры удерживаются в течение декабря — февраля, а начиная с высоты 800—1000 м. — в течение ноября — марта. 

Лето в Карпатах короткое и дождливое. Средняя температура июля в предгорьях составляет 19—20°; в горах на высоте 1200 м она понижается до 14—15°, а на высоте 1500—2000 м — до 8—9°. Максимальные температуры изменяются от 37° у подножия до 30° в горах. Они отмечаются обычно в июле — августе.

Распределение осадков в Карпатах зависит от высоты места и формы рельефа. В предгорьях суммы осадков за год составляют 600—700 мм, а на высотах более 1000 м они увеличиваются до 1200—1600 мм, достигая максимальных значений для всей Украины. Больше всего осадков получают юго-западные склоны, меньше всего — восточные. Наибольшее количество осадков приходится на летний период — около 70% годовой нормы. Продолжительность периода со снежным покровом в горной части Карпат в 2 раза больше, чем в предгорных районах. На высоте 800 м толщина снежного покрова превышает 30—50 см. С высоты 1000—1200 м увеличение мощности снежного покрова прекращается. 

Защищенные горами с севера и востока долины Закарпатья отличаются теплым влажным климатом. Средние температуры января здесь —3, —5°, июля 19—20°.

Меньшие по. высоте Крымские горы, как и Карпаты, также характеризуются вертикальной зональностью. Предгорные районы отличаются засушливыми степными условиями. Средние годовые температуры колеблются от 10 до 12°. Количество осадков за год составляет 380—500 мм. 

С увеличением высоты понижается средняя температура воздуха и повышается количество осадков. На высоте 1000 м средняя годовая температура около 6°. 

В январе средняя месячная температура воздуха на высоте 1000 м опускается до —4, —5°, минимальная температура за год равна —26°. В горах наблюдается изморозь и гололед, часты метели. 

Количество осадков на высотах более 1000 м достигает максимума— 1000—1500 мм. Снежный покров образуется в ноябре и лежит до середины апреля. Число дней со снежным покровом около 110. 

Лето в Крымских горах более засушливое, чем в Карпатах. На высоте 1000 м средняя июльская температура около 15°, максимальная за год 26—28°. Продолжительность безморозного периода в горах около 150 дней. В Крымских горах часто возникают фёны — ветры, дующие с гор и вызывающие резкое повышение температуры воздуха и понижение влажности. 

Южный берег Крыма характеризуется средиземноморским климатом: здесь влажная зима и засушливое лето. Средняя годовая температура составляет от 11 до 14°. Годовое количество осадков 450—550 мм. Средняя температура января около 4°. Снежный покров образуется в январе. Число дней со снежным покровом около 10. 

Лето на Южном берегу Крыма солнечное, продолжительное, ~
средняя температура июля 23—24°. Летом на берегу моря часто возникают бризы — ветры, дующие днем с моря на сушу, а ночью с суши на море.

Географическое положение Украины обеспечивает наиболее благоприятное сочетание климатических условий и дает возможность успешно развивать различные отрасли народного хозяйства, в особенности сельского хозяйства. Климатические ресурсы Украины можно использовать и в других отраслях народного хозяйства. Перспективно техническое использование солнечной радиации, энергии ветра. Ниже дана подробная характеристика климата Украины.

 

 

ГЛАВА I
УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ КЛИМАТА

 

 

РАДИАЦИОННЫЕ ФАКТОРЫ КЛИМАТА

 

 

Солнечная радиация является главным источником энергии почти для всех природных процессов, протекающих в атмосфере, гидросфере и верхних слоях земного шара. Взаимодействуя с атмосферой и земной поверхностью, лучистая энергия Солнца трансформируется главным образом в тепловую энергию. Последняя приводит в движение сложную термогидродинамическую машину нашей планеты, в результате чего формируется и развивается совокупность атмосферных процессов и явлений, формируется климат различных физико-географических районов. Различие в притоке лучистой энергии Солнца является исходным фактором климатических различий на Земле. Наряду с этим радиационные процессы в атмосфере и на земной поверхности, являясь основным климатообразующим фактором, представляют собой также важный элемент климата, находящийся в тесной взаимосвязи с другими климатическими характеристиками. 

Приходящая к земной поверхности суммарная радиация Q состоит из двух потоков: прямой солнечной радиации (на горизонтальную поверхность) S' и рассеянной радиации небосвода D. При взаимодействии с подстилающей поверхностью часть суммарной радиации усваивается ею (поглощенная радиацияRk), а часть отражается (отраженная радиация r). Отношение отраженной радиации r к суммарной Q характеризует отражательную способность подстилающей поверхности и называется альбедо Ak. Будучи нагретой до определенной температуры, земная поверхность сама излучает энергию (излучение земной поверхности) и таким путем теряет часть полученного ею тепла. Эти потери частично компенсируются потоком радиации, излучаемой атмосферой по направлению к земной поверхности (противоизлучение атмосферы). В итоге земная поверхность теряет часть тепла излучением. Эта потеря тепла называется эффективным излучением I ; оно представляет собой разность между излучением земной поверхности и противоизлучением атмосферы. Радиационный баланс R земной поверхности, т. е. количество лучистой энергии, усвоенное ею, может быть представлен следующим уравнением: 

R = Q(1-Аk) - I.         (1)

Усвоенное земной поверхностью тепло затрачивается на нагревание атмосферы путем турбулентного теплообмена почва — воздух, на испарение воды и на нагревание нижележащих слоев почвы.

 

РАДИАЦИОННЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ
Суммарная радиация

 

Приход суммарной радиации и ее составляющих (прямой солнечной и рассеянной радиации) зависит от астрономических факторов — высоты солнца и продолжительности дня, а также от количества и формы облаков и прозрачности атмосферы

Наиболее простые закономерности географического распределения суммарной радиации имеют место при ясном небе, когда эта радиация обусловливается астрономическими факторами и прозрачностью атмосферы. Месячные и суточные величины суммарной радиации при ясном небе 2(20 зависят от широты в течение всего года [90]. Наиболее ярко эта зависимость выражена зимой: в январе на юге Украины £<2о на 60% больше, чем на севере. В июле это увеличение не достигает и 3%

 Зависимость суммарной радиации от широты объясняется прежде всего такой же зависимостью месячных сумм прямой радиации. Месячные суммы рассеянной радиации в пределах Украины от широты практически не зависят. 

 Данные большинства актинометрических станций убедительно подтверждают зависимость суммарной радиации от широты; отклонения от среднего широтного значения более 4% встречаются редко. Для некоторых пунктов характернії особенности, вызванные местными условиями. Так, в Городке почти все месячные суммы Со выше средних широтных значений на 0,5—3%, в Карадаге — на 1—4%. В Никитском саду, Херсоне и Болграде наблюдается обратное‘явление. Наибольшее уменьшение суммарной радиации имеет место в Болграде, где оно во все месяцы года, кроме ноября и декабря, превышает 4%

 Для средних условий облачности распределение суммарной радиации значительно сложнее [91, 92]. 

На большей части Украины распределение годовых величин суммарной радиации близко к широтному (рис. 1). Отмечается тенденция к их некоторому росту в восточных районах посравнению с западными. Некоторая извилистость изолиний объясняется особенностями облачного режима отдельных районов в теплый период года. Годовые величины суммарной радиации изменяются по территории от 96 ккал/см2 в северо-западных областях Украины до 127 ккал/см2 на западном побережье Крыма, что составляет 27% средней величины. Наименьшие ее величины наблюдаются в Карпатах (94 ккал/см2 в Турке). Это занижение вызвано сильным ослаблением суммарной радиации в летние месяцы, когда в Карпатах очень интенсивно развивается облачность. Существенные отклонения от зонального распределения отмечаются в западных районах, находящихся под влиянием Карпат, в южной степи, где на радиационный режим оказывают заметное влияние Черное и Азовское моря, и в Крыму.

Зимой наблюдаются наименьшие значения суммарной радиации— от 7 ккал/см2 на севере до 11 ккал/см2 на юге. Распределение суммарной радиации обусловлено в это время не только характером облачности и средней высотой солнца, но также значением альбедо подстилающей поверхности, которое в свою очередь зависит от продолжительности залегания снежного покрова. Наибольшие средние величины суммарной радиации (10—11 ккал/см2) наблюдаются зимой в горных районах Карпат и Крыма. Это объясняется несколько меньшим, чем на равнинной части территории, количеством облаков и более продолжительным залеганием снежного покрова. 

 Весной суммарная радиация резко возрастает и составляет за сезон 32 ккал/см2 на севере и 37 ккал/см2 на юге. Такой рост суммарной радиации в весенние месяцы объясняется как увеличением высоты солнца и удлинением дня, так и уменьшением облачности за счет ослабления циклонической деятельности. Распределение суммарной радиации по территории весной более сложное, чем зимой. В Карпатах наблюдаются наименьшие величины суммарной радиации (30—31 ккал/см2). В Предкар- патье и Закарпатье ее значения более высокие (32—34 ккал/см2). Такая же зона повышенных значений суммарной радиации выделяется в северной части Украины, вдоль Днепра. В приморских районах на приход суммарной радиации существенно влияют бризы Черного и Азовского морей. Конфигурация изолиний суммарной радиации соответствует береговой линии. В Крыму восточная часть более облачная, чем западная, поэтому на его западном побережье суммарная радиация составляет 38 ккал/см2, а в восточной части полуострова 35 ккал/см2 (в районе Белогорска). 

 

Летом наблюдаются максимальные значения суммарной радиации: от 42 ккал/см2 сезон на северо-востоке Украины до 54 ккал/см2 в Западном Крыму. Минимальные значения отмечаются в Карпатах (39—41 ккал/см2). На юге, в Причерноморской степи и в Крыму, существенное влияние оказывает бризо- вая циркуляция. В узкой прибрежной полосе образуется зона уменьшенной облачности и относительно высоких значений суммарной радиации (51—54 ккал/см2). На сравнительно небольшом расстоянии от берега бризы затухают, создаются условия, благоприятные для конвекции. Поэтому здесь возникает полоса увеличенного количества облаков и относительно уменьшенных значений суммарной радиации (47—48 ккал/см2). В летнее время на распределение суммарной радиации наряду с крупными неоднородностями земной поверхности (горами и морями) существенное влияние оказывают различия в лесистости, наличие речных пойм, болот, лугов, чередующихся с массивами сельскохозяйственных полей. Это приводит к образованию районов повышенных и пониженных значений суммарной радиации. Так, в северной части Украины вдоль Днепра на протяжении всего лета наблюдается полоса увеличенных сезонных и месячных величин суммарной радиации, а по обе стороны этой полосы располагаются зоны уменьшенных величин. 


Характерной особенностью теплых месяцев (с мая по август) является образование и других областей относительных минимумов и максимумов суммарной радиации. Расположение этих областей из месяца в месяц остается практически неизменным. Такое устойчивое сохранение основных особенностей распределения суммарной радиации в течение теплого полугодия свидетельствует о формировании их под влиянием процессов, в основе которых лежат физико-географические свойства данных районов. Особенно большую роль в этом играет радиационная и тепловая неоднородность подстилающей поверхности, вследствие которой образуется термическая пестрота. Последняя является причиной образования областей повышенного и пониженного количества облаков. Это должно приводить к образованию соответствующих, областей с увеличенными и уменьшенными значениями суммарной радиации. В холодные месяцы суммарная радиация сравнительно невелика, прогрев подстилающей поверхности слаб и роль термической пестроты в формировании облачного режима мала. В теплое полугодие она значительно возрастает как вследствие увеличения прихода солнечной радиации, так и за счет того, что в этот период года для большей части территории Украины характерны антициклонические условия погоды.

Осенью приход суммарной радиации значительно уменьшается, что вызывается как астрономическими факторами (уменьшением высоты солнца и продолжительности дня), так и усилением циклонической деятельности. Последнее приводит к тому, что местные условия перестают играть существенную роль в формировании режима облачности и суммарной радиации. Облачность в этот сезон распределяется сравнительно равномерно, поэтому на большей части территории изолинии суммарной радиации имеют расположение, близкое к широтному. Отклонения заметны только в горных и приморских районах. Приток суммарной радиации за осень меняется в пределах республики от 15 ккал/см2 на севере до 24 ккал/см2 в Крыму. В Карпатах суммарная радиация за этот период составляет 17—19 ккал/см2

Важной характеристикой режима суммарной радиации является ее изменчивость во времени. Наиболее сильно меняется прямая и рассеянная радиация (рис. 2). Суммарная радиация является более стабильной величиной. Это объясняется тем, что изменчивость прямой радиации и изменчивость рассеянной радиации имеют обратные знаки. Всякое увеличение годовых сумм прямой радиации, как правило, сопровождается уменьшением сумм рассеянной радиации, и наоборот. 

 Изменение годовых сумм числа часов солнечного сияния в достаточной степени согласовано с ходом прямой солнечной радиации (рис. 2). 

Максимальные суточные суммы суммарной радиации в 8— 46 раз больше минимальных (табл. 1). Минимальные суточные суммы прямой радиации в Киеве во все месяцы равны нулю.

 

 

 

 

Для решения многих практических вопросов необходимо иметь сведения о повторяемости тех или иных величин суточных сумм радиации (табл. 2). 

Суточный ход прямой и суммарной радиации при ясном небе практически симметричен относительно полудня, даже если пункты расположены в различных физико-географических условиях (табл. 3 и 4). Некоторое нарушение симметричности суточного хода суммарной и прямой радиации наблюдается в летние месяцы, когда в послеполуденные часы рассеянная радиация для одних и тех же высот солнца немного возрастает, а прямая радиация несколько уменьшается. Это явление вызывается увеличением в послеполуденное время мутности атмосферы вследствие более интенсивного турбулентного и конвективного обмена.

Иная картина наблюдается при средних условиях облачности (табл. 5 и 6). Особенно велика асимметрия суточного хода прямой солнечной радиации в теплый период года. Так, интенсивность прямой солнечной радиации в первой половине дня может быть больше, чем после полудня, в Киеве на 20—30%, в Одессе на 10—17%. Асимметрия суточного хода суммарной радиации значительно меньше (не превышает 10—12%). Причиной указанной асимметрии является суточный ход количества облаков. 

В годовом ходе суммарной радиации при ясном небе никаких особенностей не обнаруживается (рис. 3). 

 Для годового хода рассеянной радиации при ясном небе характерен ее быстрый рост весной (рис. 3). Максимальные значения рассеянной радиации при безоблачном небе почти на всей Украине наблюдаются в мае. Увеличению рассеянной радиации соответствует замедленный рост прямой радиации (рис. 3). Начиная с мая изменение рассеянной радиации происходит по-разному в различных физико-географических условиях. В Одессе наблюдается ее непрерывное убывание до конца года, прямая радиация также имеет плавный ход. В Киеве в течение всего лета суточные суммы рассеянной радиации практически не меняются, несмотря на существенное изменение высоты солнца и продолжительности дня. В соответствии с этим в Киеве наблюдается постепенное уменьшение коэффициента прозрачности, который в августе достигает минимального значения (0,67), и резкое падение суточных сумм прямой радиации, приводящее к образованию небольшой ложбины на кривой годового хода (рис. 3). В сентябре коэффициент прозрачности атмосферы в Киеве резко возрастает (от 0,67 до 0,74), соответственно растет прямая и уменьшается рассеянная радиация. 
Суточные суммы суммарной радиации в годовом ходе колеблются в весьма широких пределах.

Облачность является одним из главных факторов, определяющих изменчивость суммарной радиации и ее составляющих во времени [94]. Облака верхнего яруса оказывают слабое влияние на суммарную радиацию. При увеличении количества этих облаков до 6—7 баллов суммарная радиация практически не меняется, и только при 8—10 баллах она заметно ослабляется. При 10 баллах перистых и перисто-слоистых облаков суммарная радиация ослабляется на 13—18%'. Облака среднего яруса оказывают более существенное влияние. При увеличении количества их до 7 баллов суммарная радиация незначительно убывает, зависимость ее от количества облаков в этом случае практически линейна. Дальнейшее увеличение количества облаков приводит к быстрому падению суммарной радиации, и при 10 баллах она ослабляется на 50—60%', а при высоте солнца меньше 30° это ослабление еще больше. Наиболее существенное влияние на суммарную радиацию оказывают облака нижнего яруса и облака вертикального развития. При количестве 10 баллов эти облака ослабляют суммарную радиацию в среднем в 4—5 раз. Наиболее существенное влияние облачности на прямую радиацию отмечается в холодное полугодие, когда наблюдается наибольшее количество облаков. Так, относительное уменьшение месячных сумм прямой радиации за счет влияния облачности в Одессе в январе составляет около 84% , а в июле — около 40%. Также существенно влияние облачности и на рассеянную радиацию. 

Важной характеристикой радиационного режима является^ отношение рассеянной радиации к суммарной. Это отношение / часто используется в гелиоэнергетике, при архитектурных разработках, в здравоохранении, при расчетах прихода радиации на склоны и т. д. Отношение рассеянной радиации к суммарной при ясном небе является достаточно устойчивой величиной на Украине. Так, зимой оно равно 0,30, весной 0,21, летом 0,20, осенью 0,22. Существенное влияние на его величину, годовой
ход и распределение по территории оказывает облачность. При средних условиях облачности это отношение увеличивается зимой до 0,70—0,80 в полесье и до 0,60—0,70 в южной степи. Летом оно составляет 0,40—0,55 в полесье и 0,30—0,40 в южной степи и Крыму.

Приход суммарной радиации и ее составляющих в значительной мере зависит от прозрачности атмосферы

  Для количественной характеристики условий прозрачности атмосферы предложено довольно много различных величин (коэффициент прозрачности, фактор мутности Линке, индекс Махоткина и т. д.). Из всех этих величин наиболее наглядной и потому наиболее распространенной является коэффициент прозрачности р. Определяется он на основании закона Бугера, характеризующего ослабление солнечной радиации в земной атмосфере:

Sm = Spmm     (2)

 

Здесь m — число атмосферных масс, т. е. отношение длины пути солнечного луча в атмосфере при данной высоте солнца h0 к длине пути при h0  = 90°; Sm — интенсивность солнечной радиации у земной поверхности; S— солнечная постоянная; pm — коэффициент прозрачности, соответствующий числу атмосферных масс m. 

 Существенным недостатком коэффициента pm как характеристики прозрачности атмосферы является его зависимость от числа атмосферных масс m (эффект Форбста). Причиной этого эффекта является изменение спектрального состава прямой солнечной радиации, дошедшей до земной поверхности, при увеличении или уменьшении высоты солнца. Чтобы избавиться от указанного недостатка и получить сравнимые между собой величины, значения pm приводят к определенному числу масс, чаще всего к m = 1 или m = 2. В данном случае приведение pm осуществлялось по методу С. И. Сивкова [258]. 

Уменьшение прозрачности атмосферы приводит к уменьшению интенсивности суммарной радиации (табл. 7). Это связано с сильным ослаблением прямой солнечной радиации, которое не компенсируется сравнительно слабым ростом рассеянной радиации.

Атмосферное помутнение является важным фактором радиационного режима [66, 90, 95]. 

Наилучшие условия прозрачности на Украине наблюдаются в период с ноября по февраль (табл. 8). Наименьшие значения коэффициента прозрачности имеют место в летние месяцы (июнь — август). Величины амплитуды его существенны и меняются по территории почти в 2 раза. Для большинства пунктов коэффициент прозрачности составляет 0,75—0,90. Сравнение максимальных и минимальных его величин показывает, что условия прозрачности на Украине меняются в значительной степени, причем в теплый период года максимальные значения коэффициента прозрачности наблюдаются, как правило, в северных районах, а минимальные — в южных. В холодные месяцы имеет место обратная картина. В среднем за год наиболее прозрачна атмосфера на Южном берегу Крыма (Никитский сад), наихудшие условия прозрачности имеют место в Ботево и Бол- граде.

Альбедо и поглощенная коротковолновая радиация

 

Поглощенная радиация Rk, или баланс коротковолновой радиации, является важной составляющей радиационного баланса. Она равна

R= Q ( 1 - A)   (3)

Отсюда следует, что Rk определяется приходом суммарной радиации и альбедо подстилающей поверхности. 

Для большинства типов подстилающей поверхности альбедо уменьшается при увеличении высоты солнца. При изменении высоты солнца от 10 до 60° альбедо сухой суглинистой почвы меняется от 23 до 17%; то же характерно для альбедо лиственного леса. Во все месяцы года альбедо имеет четко выраженный дневной ход (табл. 9). При развитом травяном покрове (май — август) амплитуда дневного хода альбедо остается практически постоянной и равной в среднем 7%. В сентябре и октябре она уменьшается до 5%, что вызвано уменьшением высоты солнца. Зимой амплитуда альбедо возрастает и в феврале’ достигает своего максимального значения (11%). Минимальные значения амплитуды суточного хода альбедо наблюдаются в апреле, когда снежный покров полностью сходит, новая трава еще не выросла и подстилающая поверхность представляет собой практически оголенную почву, часто сильно увлажненную. Дневной ход альбедо такой поверхности выражен слабее, чем ход альбедо травяного покрова. Дневной ход альбедо в холодные месяцы резко отличается от дневного хода в теплые месяцы. 

В холодный период года максимальные значения альбедо наблюдаются в утренние часы, затем в течение дня оно уменьшается и вечером достигает минимума. Причиной такого хода альбедо являются изменения в состоянии подстилающей поверхности, происходящие в течение дня: подтаивание снега, образование по утрам инея и изморози, исчезновение их днем и т. п

В холодный период года максимальные значения альбедо наблюдаются в утренние часы, затем в течение дня оно уменьшается и вечером достигает минимума. Причиной такого хода альбедо являются изменения в состоянии подстилающей поверхности, происходящие в течение дня: подтаивание снега, образование по утрам инея и изморози, исчезновение их днем и т. п 

В период с апреля по октябрь минимальные значения альбедо наблюдаются в околополуденные часы. С уменьшением высоты солнца альбедо увеличивается и при высотах 5—10° достигает максимальных значений. Дальнейшее снижение солнца приводит к некоторому уменьшению альбедо. Дневной ход альбедо травяного покрова объясняется, с одной стороны, изменением спектрального состава суммарной радиации [145] и, с другой стороны, изменением угла падения солнечных лучей, а также изменением соотношения между прямой и рассеянной радиацией [137] или отношения рассеянной радиации к суммарной, которое зависит от высоты солнца, облачности, степени замутнения атмосферы [96].

Зависимость альбедо от высоты солнца при любых значениях отношения рассеянной радиации к суммарной имеет нелинейный характер, и, чем больше доля рассеянной радиации в суммарном потоке, тем меньше альбедо при данной высоте солнца; указанный эффект тем значительнее, чем меньше высота солнца

Характерной особенностью годового хода альбедо на Украине является сравнительная устойчивость его значений в теплый период года и большая изменчивость в холодный период [96]. Последнее вызвано неустойчивой погодой в холодные месяцы, когда периоды со снежным покровом могут сменяться оттепелями, во время которых снег иногда полностью сходит. В результате средние суточные значения альбедо колеблются от 7 до 89% . Средние месячные значения альбедо в этот период, как правило, не характеризуют действительных радиационных свойств поверхности и являются маловероятными. В теплый период года средние суточные значения альбедо колеблются от 16 до 26%', а средние месячные его значения являются одновременно наиболее вероятными. Колебания суточных значений альбедо в летние месяцы вызваны различиями в облачности, увлажнении почвы, состоянии травяного покрова.

Альбедо обладает значительной микроклиматической изменчивостью, о чем свидетельствует рис. 4, на котором представлено распределение Ак по маршруту Киев — Черкассы. Измерения выполнялись с самолета ПО-2, летевшего на высоте 100 м над земной поверхностью. 

Несмотря на широкий диапазон изменения альбедо разных участков земной поверхности, каждой зоне свойственно характерное для нее распределение альбедо, а также среднее и наиболее вероятное его значение [89]. Летом средние значения альбедо для полесья составляют 19%, восточной лесостепи 20%, западной лесостепи 23%, для степи 17'%'

С мая по октябрь среднее значение альбедо полесья меняется незначительно (табл. 10), хотя альбедо отдельных типов поверхности за этот период может меняться в довольно широких пределах [93]. 

Наименьшими значениями альбедо (15—16%) обладают лесистые районы в северной части полесья и в Карпатах (рис. 5). Полесье и Карпаты также наиболее неоднородны по альбедо. В лесостепи альбедо меняется меньше. Эта зона имеет наиболее высокие значения альбедо. Так, в западной лесостепи альбедо отдельных участков достигает 22%. В степи альбедо меняется незначительно — примерно на 1 %; степь — это практически однородная зона, что вызвано отсутствием лесных массивов.

 

 

 

Так как альбедо территории Украины в теплый период года меняется относительно незначительно, распределение поглощенной радиации обусловливается режимом суммарной радиации. 

В зимний период альбедо больших территорий существенно зависит от продолжительности залегания и устойчивости смежного покрова: 

 

 

В связи с тем что зимой число дней со снежным покровом на территории Украины сильно изменяется, альбедо тоже меняется в широких пределах. Так, в январе (рис. 6) альбедо колеблется от 60—65%' на северо-востоке и в Карпатах до 30—35% на юге. Такие изменения альбедо приводят к большим различиям в количестве поглощенной радиации. В январе суммы поглощеннной радиации меняются от 0,75 ккал/см2 на северо-востоке до 2,50 ккал/см2 в Причерноморской степи, т. е. поглощенная радиация на территории республики изменяется более чем в 3 раза. Это объясняется тем, что в южных районах росту поглощенной радиации способствует как уменьшение альбедо, так и увеличение (по сравнению с северными районами) прихода суммарной радиации. 

 

Годовые величины поглощенной радиации изменяются от 73 ккал/см2 на севере Украины до 105 ккал/см2 на западном побережье Крыма (рис. 7). На большей части территории направление изолиний близко к широтному. Наиболее существенное отклонение от широтного распределения имеет место в Карпатах, Крыму и в приморских районах. Эти отклонения вызваны главным образом изменением суммарной радиации.

Эффективное излучение

О характере территориальной изменчивости годовых и месячных величин эффективного излучения и поглощенной радиации можно судить по рис. 8 и табл. 11

 В отличие от данных об эффективном излучении, опубликованных ранее [97, 98], в настоящей работе приведены величины эффективного излучения, рассчитанные заново. При этом его значения увеличились в среднем на 12%'. В соответствии с этим изменилась величина радиационного баланса. 

Из табл. 11 видно, что относительное территориальное изменение (отношение амплитуды к минимальному значению) поглощенной радиации имеет ясно выраженный годовой ход. Наиболее существенные относительные изменения поглощенной радиации на территории Украины наблюдаются в зимние месяцы. Так, в январе ее значения на юге в 3,5 раза больше, чем на севере, а изменчивость составляет 257%. Такой характер распределения поглощенной радиации в зимний период объясняется весьма значительным изменением альбедо подстилающей поверхности (см. рис. 6) [93] и существенным ростом суммарной радиации в южных широтах [91]. Минимум изменчивости поглощенной радиации имеет место в апреле —мае.

Относительные территориальные изменения эффективного излучения не имеют такого четко выраженного годового хода: величины изменчивости эффективного излучения колеблются от месяца к месяцу от 50 до 87%. В летние месяцы она составляет 53—71%, что почти в 2 раза превышает относительные территориальные изменения поглощенной радиации в этот период года. 

Основными факторами, обусловливающими распределение эффективного излучения, являются особенности режима облачности, температуры и влажности в приземном слое воздуха в различных физико-географических районах исследуемой территории. Амплитуды эффективного излучения являются результатом совместного влияния всех указанных факторов. 

Годовые величины эффективного излучения распределяются по территории Украины довольно равномерно (рис. 8), увеличиваясь с севера на юг на 12 ккал/см2 (от 35 ккал/см2 год в районе Новоград-Волынска до 47 ккал/см2 год на западном побережье Крымского полуострова). Наименьшие значения эффективного излучения (32—33 ккал/см2 год) наблюдаются в Карпатах. Изолинии годовых сумм эффективного излучения существенно отклоняются от широтного направления. Особенно значительны эти отклонения (как и для других составляющих радиационного баланса) в западных и южных районах Украины, а также в Крыму. В Предкарпатье и Закарпатье изолинии эффективного излучения идут параллельно Карпатским горам. В этом районе его изменения по долготе более существенны, чем изменения по широте. В районе Карпат изменения эффективного излучения по долготе составляют около 5 ккал/см2 год, тогда как на остальной территории республики они равны только 3 ккал/см2 год. Эффективное излучение существенно возрастает с запада на восток — примерно на 9 ккал/см2, что составляет 23% среднего значения для широты 49°. В восточных районах республики эффективное излучение заметно уменьшается за счет влияния Донецкого кряжа. Так, в Донецке оно равно 39 ккал/см2 год, а в 120—140 км на запад и восток от него эффективное излучение увеличивается до 41—42 ккал/см2 год. Причиной такого существенного ослабления эффективного излучения в Донбассе является не только характер облачного режима, но и значительное загрязнение воздуха промышленными предприятиями. 

Существенное влияние на годовой и суточный ход оказывает облачность.

Одной из основных причин годовых изменений эффективного излучения при пасмурном небе является увеличение высоты нижней границы облаков в летние месяцы, а также изменение температурного режима подстилающей поверхности и нижней границы облаков. При ясном небе максимальные часовые суммы эффективного излучения возрастают от 6,6 кал/см2 час в декабре до 16,1 кал/см2 час в мае, а минимальные уменьшаются от 6 кал/см2 час в январе до 4 кал/см2 час в июне. 

Общие черты суточного хода эффективного излучения в течение всего года остаются одинаковыми. Минимальные значения наблюдаются во вторую половину ночи (как правило, перед восходом солнца), а максимальные — после полудня. Характеристикой суточного хода эффективного излучения может служить его амплитуда. При средних условиях облачности максимальные амплитуды суточного хода эффективного излучения наблюдаются в мае — июне (0,10—0,12 кал/см2 мин), минимальные— в декабре — январе (0,02 кал/см2 мин). При пасмурном небе отмечается резкое уменьшение интенсивности эффективного излучения, а также амплитуды его суточного хода. Особенно слабый суточный ход имеет место в зимние месяцы, когда его амплитуда составляет 0,005 кал/см2 мин. В теплые месяцы повышаются как минимальные, так и максимальные значения эффективного излучения. Существенно увеличивается (до 0,060 кал/см2 мин) и амплитуда суточного хода эффективного излучения.