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]. 

Рис. 1, Суммарная радиация (ккал^м 2)- Год,

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). 

 Рис* 2. Прямая (/), суммарная (2) и рассеянная (3) радиация, а также продолжительность солнечного сияния (4) в Карадаге. Год.

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. 

Суточные суммы прямой и суммарной радиации (кал/см2) в Киеве
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.

 Суточный ход прямой радиации (кал/см2 час) на перпендикулярную поверхность на 15-е число каждого месяца при ясном небе

 

 Суточный ход суммарной радиации (кал\см2 час) на 15-е число каждого месяца при ясном небе

 

Суточный ход прямой радиации (кал/см2 час) на перпендикулярную поверхность при средних условиях облачности, по данным Киевской ГМО

Суточный ход суммарной радиации (кал/см2 час) при средних условиях облачности, по данным Киевской ГМО

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). 

Рис. 3. Годовой ход суточных сумм прямой (а), суммарной (б) и рассеянной (в) радиации при ясном небе в Киеве (/) и Одессе (2).

 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.

Зависимость интенсивности суммарной и рассеянной радиации (кал/см2 мин) от коэффициента прозрачности атмосферы в Киеве

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 Болграде.

Коэффициент прозрачности атмосферы (по В, И. Гришко)

 

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].

Суточный и годовой ход альбедо (°/0) в Киеве

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.

 

 

 Альбедо подстилающей поверхности полесья

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. 

 Рис. 5. Альбедо. Май—"октябрь.

Рис. 6. Альбедо. Январь

Рис. 7. Поглощенная радиация (ккал/см2). Год.

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

Максимальные и минимальные величины эффективного излучения и поглощенной радиации (ккал\см2 месяц) и их относительные изменения по территории при средних условиях облачности

 

 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. 

Рис. 8. Эффективное излучение (ккал1см2). Год

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. 

 Наиболее четко суточный ход эффективного излучения выражен при ясной погоде. В этом случае амплитуда суточного хода по сравнению с амплитудой в пасмурную погоду возрастает в несколько раз.

Особенности годового хода эффективного излучения и четко выраженная асимметрия его суточного хода при ясном небе являются результатом зависимости эффективного излучения от таких факторов, как температура и влажность воздуха, а также температура и излучающая способность подстилающей поверхности.

Радиационный баланс

 Радиационный баланс Украины в целом за год положителен и меняется от 38 ккал/см2 на северо-востоке до 58 ккал/см2 на западном побережье Крыма (рис. 9). Распределение радиационного баланса несколько отличается от распределения суммарной радиации. Так, область минимальных величин радиационного баланса находится на севере республики, в то время как минимум суммарной радиации наблюдается в Карпатах. Относительное увеличение годовых сумм радиационного баланса в Карпатах объясняется тем, что ослабление суммарной радиации облаками в этом районе компенсируется увеличением поглощенной радиации за счет малых значений альбедо и существенным уменьшением эффективного излучения. В восточных районах Украины отмечается некоторый рост баланса.

Зимой радиационный баланс на значительной части Украины положителен. Отрицательные величины наблюдаются в районах с устойчивым снежным покровом — в Карпатах и севернее 49-й параллели, где радиационный баланс меняется от —1,7 ккал/см2 до нуля. Максимальные суммы баланса за зиму наблюдаются в Крыму, где они составляют 1,2—1,8 ккал/см2. В Крыму в зимние месяцы баланс остается положительным (в декабре он практически равен нулю).

Отрицательные значения месячных сумм баланса появляются на Украине в ноябре и охватывают север республики. В декабре изолиния нулевого баланса опускается к югу и идет вдоль берега Черного моря. Таким образом, в этом месяце вся территория Украины, за исключением Крыма и узкой прибрежной полосы, имеет отрицательный баланс. В январе месячные суммы радиационного баланса в южных районах возрастают от нуля до 0,2—0,3 ккал/см2, а в северных районах либо остаются такими как в декабре, либо уменьшаются от —0,5 до —0,9 ккал/см2. В феврале практически вся территория Украины имеет положи­тельный баланс. Изолиния нулевого баланса поднимается еще севернее и проходит около 52-й параллели.

Весной радиационный баланс резко возрастает до 14—16 ккал/см2 сезон на севере и до 18—19 ккал/см2 на юге. Это объясняется ростом суммарной радиации и уменьшением альбедо подстилающей поверхности вследствие схода снежного покрова. Минимум сезонных величин радиационного баланса наблюдается не в Карпатах, как для суммарной радиации, а на севере Черниговской и Сумской областей. Зональность в расположении изолиний резко нарушается, в западных районах изолинии направлены почти вдоль меридианов. Распределение баланса, близкое к широтному, сохраняется восточнее 31-го меридиана.

Весенние месяцы по характеру распределения радиационного баланса существенно отличаются друг от друга. Так, в марте преобладают особенности, присущие зимним месяцам. Изолинии на большей части территории параллельны между собой; в восто­ных районах дольше удерживается снежный покров, и это приводит к тому, что месячные величины баланса здесь меньше, чем на западе. В апреле характер распределения изолиний другой. Этот месяц занимает промежуточное положение между зимними и летними месяцами. Зональность в апреле нарушена, но картина более однородная, чем в летние месяцы. В мае закономерности распределения радиационного баланса такие же, как и в летние месяцы. Интересной особенностью этого месяца, а также июня является образование области относительного максимума баланса в Волынской и Житомирской областях. Это вызвано тем, что в этих частях Украины альбедо имеет минимальные значения (см. рис. 6), в результате чего существенно уменьшается расходная часть радиационного баланса

Летом радиационный баланс увеличивается до 21 ккал/см2 сезон на севере и до 26—27 ккал/см2 в Приморье и на западном берегу Крыма. Минимальные значения радиационного баланса во все летние месяцы наблюдаются в Карпатах: указанная выше компенсация ослабления суммарной радиации за счет уменьшения эффективного излучения в эти месяцы оказывается недостаточной. Замкнутые области относительных максимумов и минимумов радиационного баланса наблюдаются во все месяцы сезона, но их меньше, чем для суммарной радиации. Такие области для радиационного баланса наблюдаются только в полесье, и они выражены слабее, чем для суммарной радиации. Слабо выражены области максимумов и минимумов радиационного баланса на юге в зоне действия бризов.

Осенью радиационный баланс меняется от 4,5 ккал/см2 сезон в северных районах до 8—9 ккал/см2 на побережье и в Крыму. Распределение величин радиационного баланса близко к широтному. Существенно уменьшается влияние даже таких крупных неоднородностей поверхности, как Карпаты. На юге практически отсутствует влияние бризов. Величины радиационного баланса от месяца к месяцу резко уменьшаются, и уже в ноябре на части территории, как указывалось выше, эффективное излучение превышает поглощенную радиацию и радиационный баланс стано­вится отрицательным.

На территории, мало подверженной влиянию Карпат, амплитуда годового хода суммарной и поглощенной радиации и радиационного баланса существенно возрастает с севера на юг, в то же время амплитуда годового хода эффективного излучения практически не зависит от широты (табл. 12).

 

При перемещении с севера на юг в одинаковой мере возрастают как максимальные, так и минимальные в годовом ходе месячные суммы эффективного излучения. Это объясняется тем, что на равнинной части Украины годовой ход облачности примерно одинаков. В Карпатах годовой ход облачности несколько отличается от ее годового хода на равнинной территории. Например, в январе нижняя облачность в Семеновке составляет 6,9 балла, а в Селятине (Карпаты) 4,5 балла. В июле в Семеновке нижняя облачность 4,2 балла, а в Селятине 5,3 балла. Из приведенного примера видно, что в горных районах летом облачность больше, чем зимой, в то время как на равнине повсеместно наблюдается обратная картина. Поэтому в горных районах следует ожидать существенного уменьшения амплитуды годового хода как радиационного баланса, так и всех его составляющих, включая эффективное излучение. Это наглядно подтверждается данными для запада Украины, приведенными в табл. 12.

 

 

Ночью радиационный баланс равен эффективному излучению с обратным знаком. На дневной ход радиационного баланса, кроме эффективного излучения, оказывает влияние суммарная радиация и альбедо подстилающей поверхности. Влияние этих факторов на радиационный баланс различно- Асимметрия суточного хода эффективного излучения должна приводить к уменьшению послеполуденных значений баланса. Аналогичное влияние на дневной ход радиационного баланса оказывает изменение суммарной радиации, которая в послеполуденные часы вследствие увеличения облачности и мутности атмосферы уменьшается. Асимметрия дневного хода альбедо [96] способствует некоторому росту послеполуденных величин радиационного баланса. Роль указанных факторов в формировании дневного хода радиационного баланса различна в разные сезоны года. В холодный период года (ноябрь — март) главным фактором является асимметрия дневного хода альбедо. Поэтому в эти месяцы послеполуденные часовые величины радиационного баланса в Киеве выше дополуденных при одинаковых высотах солнца (табл. 13). В теплые месяцы картина иная: роль альбедо становится второстепенной, основными факторами, определяющими особенности дневных изменений радиационного баланса, являются суммарная радиация и эффективное излучение. В результате в теплое время года послеполуденные суммы радиационного баланса оказываются на 10—30% меньше дополуденных

 Наиболее важными точками суточного хода радиационного баланса являются моменты его перехода через нуль. Эти точки делят сутки на две части с различными типами процессов в приземном слое воздуха. При радиационном балансе больше нуля в этом слое устанавливается сверхадиабатическое распределение температуры, что приводит к интенсификации турбулентного обмена, испарения с почвы и транспирации растений. При радиационном балансе меньше нуля образуется инверсия, все процессы влаго- и теплообмена резко ослабляются, вместо испарения часто наблюдается конденсация с образованием росы и туманов.

 При средних условиях облачности время перехода баланса через нуль х в течение года меняется. Минимальные значения t наблюдаются в марте и сентябре. Появление таких минимумов в годовом ходе t, по Б. А. Айзенштату [5], связано с периодами равноденствий, когда в утренние и вечерние часы наиболее быстро изменяется высота солнца. Благодаря этому может возникнуть отставание изменений температуры почвы и эффективного излучения от увеличения высоты солнца и суммарной радиации. Максимальные значения t наблюдаются в мае и июне. В теплый период года вечером радиационный баланс переходит через нуль на 7—15 мин. раньше, чем утром. В холодную часть года вследствие преобладания облачной погоды различия между утренним и вечерним переходом баланса через нуль сглаживаются.

 Время перехода через нуль зависит от факторов, оказывающих влияние на приходную и расходную части радиационного баланса. Наиболее важными из них являются облачность и альбедо подстилающей поверхности. В теплое время года в пасмурную погоду t уменьшается более чем на полчаса по сравнению с безоблачной погодой. Еще более сильное влияние облачность оказывает на t зимой, когда оно уменьшается под действием этого фактора на 1,5 часа.

 Влияние альбедо подстилающей поверхности на время перехода радиационного баланса через нуль наиболее существенно в зимний период, когда изменения альбедо наиболее значительны. При ясном небе увеличение альбедо приводит к тому, что высота солнца, при которой радиационный баланс переходит через нуль, сильно растет. При альбедо, равном 75%, переход радиационного баланса через нуль осуществляется при А0 = 22°. Таким образом, при наличии устойчивого снежного покрова, чему соответствуют большие значения альбедо, радиационный баланс в Киеве в зимний период (в декабре, январе и части февраля) в течение суток будет отрицательным. Если альбедо равно 20%, переход R через нуль осуществляется уже при высоте солнца 9°.

Продолжительность солнечного сияния

Продолжительность солнечного сияния является одной из важнейших характеристик радиационного режима. Кроме того, этот элемент может служить также косвенной характеристикой режима облачности.

Минимальные для всей Украины величины продолжительности солнечного сияния наблюдаются в декабре (табл. 14), что вызвано как наименьшей продолжительностью дня в этом месяце, так и наибольшей вероятностью пасмурного состояния неба- В полесье продолжительность солнечного сияния составляет 22—30 час. за месяц, в лесостепи и северной степи она увеличивается до 33—45 час. В южной степи происходит дальнейший рост продолжительности солнечного сияния до 45—60 час. за месяц, максимальные ее величины наблюдаются в горном Крыму (83 час. за месяц на Караби-Яйле). В северной и центральной частях республики она составляет всего 12—18% возможной продолжительности солнечного сияния, а в Причерноморье и Крыму 20%.

В январе продолжительность несколько возрастает, а в феврале она уже примерно в 2 раза больше, чем в декабре, для полесья и лесостепи (55—70 час. за месяц) и почти на 30% — для южной степи и Крыма (80—104 час. за месяц).

Начиная с марта в связи с увеличением продолжительности дня и уменьшением облачности продолжительность солнечного сияния интенсивно растет. В марте она достигает 100—120 час. в полесье и лесостепи, 120—155 час. в степной зоне и в Крыму; максимальная продолжительность солнечного сияния в этом месяце наблюдается в Закарпатье (158 час. в Берегово). Заметно возрастает также отношение наблюдавшегося солнечного сияния к возможному. Почти повсюду оно превышает 30%, вблизи моря и в Крыму составляет 40%, а местами достигает почти 50% (Берегово). В апреле рост числа часов солнечного сияния продолжается. В правобережном полесье и лесостепи продолжительность сияния составляет около 160—170 час., а к юго-востоку и югу она возрастает, достигая в Приморье 200 час. Примерно такое же число часов солнечного сияния наблюдается в Закарпатье. В Крыму почти повсюду продолжительность солнечного сияния составляет около 200 час.

В мае облачность продолжает уменьшаться и продолжительность солнечного сияния возрастает до 240—260 час. на равнине правобережного полесья и в Закарпатье, а также до 250—280 час. на побережье и в Крыму.

В июне, несмотря на значительную продолжительность дня, число часов солнечного сияния увеличивается мало, а на некоторых станциях Закарпатья (Ужгород) отмечается даже небольшое его уменьшение. Причиной является увеличение облачности в этом месяце по сравнению с маем. Длительность солнечного сияния в июне превышает майскую в среднем всего на 10—30 час.

В июле продолжительность солнечного сияния достигает наибольших значений в году и составляет в полесье и лесостепи 240—300 час., в северной степи 310—330, в южной степи до 350 час. В Крыму она равняется 330—350 час. В Закарпатье лето более облачное, чем на равнинной части Украины, поэтому и продолжительность солнечного сияния меньше: в июле она составляет около 280 час. Отношение наблюдавшегося солнечного сияния к возможному в этом месяце повсюду значительно возрастает и достигает в полесье 40—50%, в лесостепи 50—60%, в степи 60—70%, в Крыму — 70—80%. Это связано с повсеместным уменьшением облачности в этом месяце по сравнению с июнем и увеличением числа ясных дней.

 В августе в связи с уменьшением продолжительности дня уменьшается и продолжительность солнечного сияния (в сред нем на 20—40 час- по сравнению с июлем). Однако вследствие дальнейшего уменьшения облачности отношение наблюдавшегося солнечного сияния к возможному продолжает увеличиваться и достигает в этом месяце максимальных значений в году. В полесье и лесостепи оно составляет около 60%, в степи превышает 70%, местами достигая 80%: (Херсон, Симферополь) . 

 В сентябре число часов солнечного сияния повсеместно значительно падает, составляя 240—256 на побережье и в Крыму и 170—180 на севере республики. Повсюду уменьшается и отношение действительного солнечного сияния к возможному вследствие увеличения облачности.

С октября начинается резкое увеличение облачности, сильно сокращается продолжительность дня. Поэтому в октябре уменьшается число часов солнечного сияния: в полесье и лесостепи до 100—140, в степной зоне до 145—180.

В ноябре продолжительность солнечного сияния снижается до 50 час. на севере и до 80 час. на юге республики.

Среднее годовое число часов солнечного сияния (рис. 10) наибольших значений достигает на побережье — в среднем 2300 час. Так же велико число часов солнечного сияния в горном Крыму: на Ай-Петри оно равно 2334, на Караби-Яйле 2453 за год. В степи и на южном берегу продолжительность солнечного сияния около 2050—2290 час. за год. Наименьшие годовые величины наблюдаются в западных районах полесья и лесостепи, где в среднем за год они составляют 1720—1800 час

Многие природные и производственные процессы (фотохимические процессы, воздействие на организм человека, выработка энергии в гелиоаппаратах и т. д.) не столько зависят от суммарной длительности солнечного облучения, сколько от его непрерывности. В связи с этим для решения многих научных и практических вопросов необходимо иметь также данные об обеспеченности той или иной непрерывной продолжительности солнечного сияния (табл. 15).

ТЕПЛОВОЙ БАЛАНC

Физические свойства нижних слоев атмосферы формируются под влиянием подстилающей поверхности. В результате тепло- и влагообмена поверхности земли с атмосферой воздух нагревается и охлаждается, насыщается' водяными парами и иссушается.

Тепловые ресурсы подстилающей поверхности выражают с помощью уравнения теплового баланса

R = LE + P+Qп. (4)

Здесь R — радиационный баланс; LE — затрата тепла на испарение (L — скрытая теплота испарения, Е — суммарное испарение) ; Р — турбулентный теплообмен подстилающей поверхности с атмосферой; Qп — теплообмен в почве. Для средних многолетних условий при расчетах годовых величин можно положить Qп = 0.

 Всякое перераспределение энергии между отдельными составляющими баланса отражается на физических свойствах приземного слоя атмосферы.

Запасы влаги подстилающей поверхности выражают уравнением водного баланса-

Н = Е + s + ΔW,  (5)

где R — количество осадков; s — суммарный сток; ΔW — изменение влагозапасов в почве в слое активного влагообмена. Для средних условий при расчете годовых величин можно положить ΔW = 0.

 

 

 Структура балансов тепла и влаги является основным фактором, определяющим особенности физико-географической  среды. Климат и почвы, растительный и животный мир — все это обусловливается прежде всего соотношением между составляющими балансов тепла и влаги. Исследование взаимосвязи между ними позволяет вскрыть истинные причины формирования определенных природных условий, позволяет научно обосновать основные направления работ по рациональному использованию природных ресурсов и преобразованию природы.

В работе М. И. Будыко [44] впервые показана связь составляющих теплового и водного балансов с некоторыми элементами гидрометеорологического режима. А. Р. Константиновым и др. [153] были установлены устойчивые связи всех составляющих балансов тепла и влаги с температурой и влажностью воздуха. Это дало возможность рассчитать месячные, сезонные и годовые суммы радиационного баланса, затраты тепла на испарение, турбулентного теплообмена и теплообмена в почве, а также годовые суммы составляющих водного баланса по температуре и влажности воздуха, измеренным на метеорологических станциях. Дальнейшие исследования [151] позволили установить также наличие устойчивых связей типов почв, ландшафтных зон со средними годовыми значениями температуры и влажности воздуха. Это позволило принять температуру и влажность воздуха в качестве комплексных характеристик основных физико- географических условий.

Радиационные факторы климата и радиационный баланс подстилающей поверхности были рассмотрены выше. В этом разделе радиационный баланс рассматривается только в связи с другими составляющими теплового баланса.

А. Р. Константиновым и др. [148—150, 152] разработана методика, которая позволяет, используя только стандартные наблюдения за температурой и влажностью воздуха, рассчитывать все составляющие теплового баланса. В этом случае в показания температуры и влажности воздуха вводятся специальные поправки, учитывающие инерционность процессов тепло- и влагообмена в суточном и сезонном ходе. По исправленным значениям температуры и влажности воздуха с помощью специальных номограмм или таблиц находят составляющие теплового баланса: радиационный баланс, затрату тепла на испарение, турбулентный теплообмен и теплообмен в почве. С помощью этого метода могут быть получены с удовлетворительной степенью точности многолетние средние месячные, сезонные и годовые значения рассматриваемых величин.

Использование наблюдений густой сети гидрометеорологических станций Украины позволило выявить роль местных физико- географических особенностей в формировании теплового баланса подстилающей поверхности.

Затрата тепла на испарение

 Ниже рассматривается распределение климатических величин составляющих теплового баланса по территории Украины. Основное количество тепла, получаемого подстилающей поверхностью от Солнца в средних широтах, расходуется на испарение [33, 84, 130]. Так, согласно расчетам, приведенным в работе [16], годовая сумма радиационного баланса на Европейском континенте составляет в среднем 33 ккал/см2. Из этого количества на испарение с подстилающей поверхности расходуется 22 ккал/см2 год, т. е. больше половины; турбулентный теплообмен составляет всего 11 ккал/см2 год. Такое соотношение между отдельными составляющими теплового баланса характерно для большинства районов земного шара. Только в области сухих и жарких климатов (в пустынях и полупустынях) основное количество тепла, получаемого земной поверхностью от Солнца, расходуется на турбулентный теплообмен с атмосферой [6]. Расчеты составляющих теплового баланса подстилающей поверхности, используемые в вышеуказанных работах, являются приближенными. Но даже эта приближенная оценка позволяет выявить вклад отдельных слагаемых в общий энергетический баланс земной поверхности. Она показывает необходимость учета затраты тепла на испарение при всех исследованиях теплового режима подстилающей поверхности и нижних слоев атмосферы.

На основе указанной выше методики расчета составляющих теплового баланса по температуре и влажности воздуха были определены величины суммарного испарения [200, 251] и затраты тепла на испарение.

Затрата тепла на испарение определяется соотношением между потоками тепла и влаги на уровне испаряющей поверхности. Тепловые ресурсы испаряющей поверхности, как известно, характеризуются уравнением теплового баланса (4). Условия увлажнения поверхности определяются уравнением водного баланса (5)

Основными факторами, определяющими испарение Е и затрату тепла на испарение LE, являются радиационный баланс R и количество осадков H, характеризующие тепловые ресурсы и влагозапасы поверхностных слоев почвы. Условия увлажнения обычно количественно выражаются отношением Е/Н.

Случай Е/Н = 1 отражает условия среднего увлажнения, при котором наблюдается соответствие между приходом тепла и влаги; при Е/Н > 1 испарение превышает количество осадков. Это характерно для теплового периода в зоне недостаточного увлажнения. В таких условиях приток тепла к испаряющей поверхности превышает поступление влаги. Тепловые ресурсы испаряющей поверхности здесь обычно больше тех, которые необходимы для испарения всего количества выпавших осадков. И наконец, £ / # < 1 соответствует условиям избыточного увлажнения. В этом случае энергетические возможности испаряющей поверхности заметно меньше тех, которые необходимы для испарения всего количества выпавших осадков.

Как следует из соотношения между балансами тепла и влаги (табл. 16), зимний сезон характеризуется преобладанием при­хода влаги над приходом тепла к подстилающей поверхности. В этот период запасы тепла испаряющей поверхности значительно меньше того количества, которое необходимо для испарения выпавших осадков (т. е. E/H < 1). Величины радиационного баланса зимой, как было показано выше, на территории Украины изменяются от —1,7 до 1,8 ккал/см2 сезон. Малые значения радиационого баланса обусловливают небольшую затрату тепла на испарение. В зимний период, как видно на рис. 11, отмечается наиболее простое распределение величин затраты тепла на испарение. Величины LE убывают как с запада на восток, так и с юга на север. Такое распределение затраты тепла на испарение объясняется соответствующим распределением температуры воздуха в зимний период. Величины LE в это время меняются от 0,5 до 2 ккал/см2 сезон.

Максимальные величины LЕ наблюдаются в западных и южных районах Украины, где они составляют 2 ккал/см2. Повышение затраты тепла на испарение в этих областях вызывается частыми оттепелями, обусловливающими выпадение жидких осадков. Сказывается также и влияние орографии. Сравнительно высокие величины LЕ способствуют повышению температуры и влагосодержания воздуха. Температура воздуха повышается вследствие меньших потерь тепла подстилающей поверхностью за счет эффективного излучения и в результате выделения некоторого количества тепла при конденсации водяного пара.

 Минимальные величины LЕ отмечаются в северных областях Украины (0,5 ккал/см2 сезон), что способствует понижению здесь и без того низких температур воздуха. Наличие постоянного снежного покрова в этих областях Украины обусловливает малые величины теплообмена в почве. Вследствие этого его влияние на процессы испарения с подстилающей поверхности несущественно. На большей части рассматриваемой территории испарение осуществляется за счет тепла, приносимого воздушными потоками с Атлантического океана и с бассейна Средиземного моря. В результате турбулентного теплообмена это тепло передается подстилающей поверхности и частично затрачивается на испарение. Зимой на всей территории радиационный баланс меньше затраты тепла на 'испарение (ЬЕ/к^> 1). В этих условиях роль турбулентного теплообмена в процессах испарения значительно повышается.

 Весной затрата тепла на испарение убывает с запада на восток и с севера на юг. Горизонтальные градиенты LЕ в этот сезон также незначительные. Величины затраты тепла на испарение меняются на рассматриваемой территории от 12 ккал/см2 сезон на западе до 7,2 ккал/см2 на юге. Весной тепловые ресурсы подстилающей поверхности за счет роста Я больше зимних (величины Я на всей территории превышают LЕ). Почва на большей части Украины сохраняет еще зимние влагозапасы, увеличенные весенними осадками. Все это приводит к тому, что величины затраты тепла на испарение в этот период сильно возрастают. В центральных районах Украины весенние величины LЕ примерно в 10 раз превышают зимние.

Весной в южных районах Украины наблюдаются меньшие (по сравнению с остальной частью республики) величины LЕ (8 ккал/см2 сезон), что является следствием уменьшения количества осадков в Причерноморской степи. Здесь приток тепла к подстилающей поверхности от Солнца начинает заметно превышать приток влаги, в результате чего в конце весны на юге Украины создаются условия недостаточного увлажнения. При этом возрастает турбулентный теплообмен подстилающей поверхности с атмосферой до 5,8 ккал/см2 сезон, что приводит к заметному нагреванию и иссушению воздуха.

На западе Украины весной по-прежнему сохраняются высокие величины LЕ (11—12 ккал/см2 сезон). Повышенные вели чины радиационного баланса (до 15—18 ккал/см2 сезон) сочетаются здесь с большим количеством осадков. В результате этого, несмотря на повышенные величины радиационного баланса, значительного роста температуры воздуха в этих районах не наблюдается. На большей части Украины величина LЕ весной составляет 10—11 ккал/см2. Важно отметить, что в это время на всей территории отношение LЕ/R меньше единицы.

Это говорит о том, что начиная с весны испарение осуществляется за счет тепла, получаемого подстилающей поверхностью от Солнца. Параметр LЕ/R является показателем термического режима подстилающей поверхности и приземного слоя атмосферы. Чем больше это отношение, тем ниже при прочих равных условиях температура воздуха и почвы. Величины R изменяются весной на территории Украины от 14 до 19 ккал/см2 сезон.

Отношение LE/R имеет минимальные значения в прибрежных районах Украины (до 0,4), в результате чего температура воздуха в этих районах максимальная. Объясняется это, как указывалось выше, уменьшением испарения и увеличением радиационного баланса подстилающей поверхности, достигающего 19 ккал/см2 сезон.

Максимальные величины отношения LE/R за счет повышен­ного увлажнения отмечаются весной в западных районах и составляют 0,5—0,7. В этих районах отмечаются относительно низкие температуры воздуха-

 Летний период характеризуется наибольшими величинами затраты тепла на испарение. Затрата тепла на испарение убывает с запада на восток и с севера на юг. В отличие от зимнего и весеннего сезонов, летом изолинии LЕ располагаются в основном в широтном направлении, что свидетельствует о преобладании трансформации воздушных масс над адвекцией. В это время на территории Украины наблюдаются значения LЕ от 12 до 18 ккал/см2 сезон (рис. 12). Летом тепловые ресурсы подстилающей поверхности достигают максимума. Величины радиационного баланса на юге равны 26—28 ккал/см2 сезон, на севере 20—21 ккал/см2. Максимальные величины LЕ сохраняются на западе Украины в области повышенного увлажнения и сравнительно высоких температур воздуха. В этих районах наблюдается наибольшее соответствие между балансами тепла и влаги, что приводит к уменьшению степени континентальноcти климата и понижению годовых амплитуд температуры воздуха.

 Область пониженных величин затраты тепла на испарение в южных районах республики от весны к лету еще более расширяется, так как за это время зона малого количества осадков распространяется дальше на север. Это приводит к заметному уменьшению продуктивной влаги в почве [131]. В летнее время в южных областях Украины создаются максимальные различия между притоками тепла и влаги: поступление солнечного тепла сильно превышает количество тепла, затрачиваемого на испарение, в результате чего колебания температуры воздуха и почвы возрастают, увеличивая континентальность климата.

 Отношение ЬЕ/Я для приморских станций составляет 0,3—0,4, т. е. радиационный баланс почти в 3 раза превышает количество тепла, затрачиваемого на испарение. Это создает благоприятные условия для развития турбулентного теплообмена (его величина в степных районах достигает 14—15 ккал/см2 сезон) и значительного прогрева нижних слоев воздуха.

Сравнительно малые величины LЕ (до 13 ккал/см2 сезон) отмечаются и на востоке Украины, где в это время значительно понижаются запасы продуктивной влаги в почве.

В Донецкой области запасы продуктивной влаги в метровом слое почвы к концу лета понижаются в среднем до 60 мм [131]-

В соответствии с распределением суммарного испарения по рассматриваемой территории в летнее время в полесье (Ковель, Луцк, Чернигов, Нежин) располагается вторая область повышенных величин LЕ, достигающих 17,5 ккал/см2 сезон. Наличие близких к поверхности водонепроницаемых пород создает условия для избыточного увлажнения и заболачивания. Избыточное увлажнение почвы в сочетании со сравнительно высокими величинами радиационного баланса (22—23 ккал/см2 сезон) обусловливает повышение LЕ в этом районе. Отношение LЕ/R в полесье близко к единице (0,8—0,9), т. е. почти все тепло, получаемое подстилающей поверхностью, расходуется на испарение, в результате чего нагревание воздуха относительно невелико.

В течение лета, от июня к августу, величина LЕ в связи с иссушением почвы понижается в среднем на 1,5 ккал/см2 месяц. В засушливые годы величина LЕ может быть значительно ниже климатической нормы. Так, засушливым летом 1946 г., когда на большей части Украины за сезон выпало меньше 65 мм осадков (в восточных районах Украины сумма осадков была равна всего 16 мм), величины затраты тепла на испарение на юге республики составляли 6—8 ккал/см2 сезон.

В летний период в степных районах Украины на испарение затрачивается всего 1/3—1/4 часть радиационного баланса подстилающей поверхности. Его величина может в 2—3 раза превышать затрату тепла на испарение, что приводит к значительному иссушению воздуха и повышению его температуры.