Сумарна сонячна радіація та альбедо підстильної поверхні в Україні

Приведено аналіз сумарної радіації та альбедо підстильної поверхні в Україні. Показано зміну цих величин за десятиріччя протягом 1961-2006 рр.

Gespeichert in:

Bibliographische Detailangaben
Datum:	2011
Hauptverfasser:	Рибченко, Л.С., Ревера, Т.О.
Format:	Artikel
Sprache:	Ukrainian
Veröffentlicht:	Український науково-дослідний гідрометеорологічний інститут МНС та НАН України 2011
Schriftenreihe:	Наукові праці Українського науково-дослідного гідрометеорологічного інституту
Schlagworte:	Фізика атмосфери, метеорологія і кліматологія
Online Zugang:	http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/51523
Tags:	Tag hinzufügen Keine Tags, Fügen Sie den ersten Tag hinzu!
Назва журналу:	Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
Zitieren:	Сумарна сонячна радіація та альбедо підстильної поверхні в Україні / Л.С. Рибченко, Т.О. Ревера // Наукові праці Українського науково-дослідного гідрометеорологічного інституту: Зб. наук. пр. — 2007. — Вип. 256. — С. 99-111. — Бібліогр.: 4 назв. — укр.

Institution

Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine

id	irk-123456789-51523
record_format	dspace
spelling	irk-123456789-515232013-12-02T03:08:57Z Сумарна сонячна радіація та альбедо підстильної поверхні в Україні Рибченко, Л.С. Ревера, Т.О. Фізика атмосфери, метеорологія і кліматологія Приведено аналіз сумарної радіації та альбедо підстильної поверхні в Україні. Показано зміну цих величин за десятиріччя протягом 1961-2006 рр. Приведен анализ суммарной радиации и альбедо подстилающей поверхности в Украине. Показано изменение этих величин по десятилетиям в течение 1961-2006 гг. 2011 Article Сумарна сонячна радіація та альбедо підстильної поверхні в Україні / Л.С. Рибченко, Т.О. Ревера // Наукові праці Українського науково-дослідного гідрометеорологічного інституту: Зб. наук. пр. — 2007. — Вип. 256. — С. 99-111. — Бібліогр.: 4 назв. — укр. XXXX-0054 http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/51523 551.521 uk Наукові праці Українського науково-дослідного гідрометеорологічного інституту Український науково-дослідний гідрометеорологічний інститут МНС та НАН України
institution	Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
collection	DSpace DC
language	Ukrainian
topic	Фізика атмосфери, метеорологія і кліматологія Фізика атмосфери, метеорологія і кліматологія
spellingShingle	Фізика атмосфери, метеорологія і кліматологія Фізика атмосфери, метеорологія і кліматологія Рибченко, Л.С. Ревера, Т.О. Сумарна сонячна радіація та альбедо підстильної поверхні в Україні Наукові праці Українського науково-дослідного гідрометеорологічного інституту
description	Приведено аналіз сумарної радіації та альбедо підстильної поверхні в Україні. Показано зміну цих величин за десятиріччя протягом 1961-2006 рр.
format	Article
author	Рибченко, Л.С. Ревера, Т.О.
author_facet	Рибченко, Л.С. Ревера, Т.О.
author_sort	Рибченко, Л.С.
title	Сумарна сонячна радіація та альбедо підстильної поверхні в Україні
title_short	Сумарна сонячна радіація та альбедо підстильної поверхні в Україні
title_full	Сумарна сонячна радіація та альбедо підстильної поверхні в Україні
title_fullStr	Сумарна сонячна радіація та альбедо підстильної поверхні в Україні
title_full_unstemmed	Сумарна сонячна радіація та альбедо підстильної поверхні в Україні
title_sort	сумарна сонячна радіація та альбедо підстильної поверхні в україні
publisher	Український науково-дослідний гідрометеорологічний інститут МНС та НАН України
publishDate	2011
topic_facet	Фізика атмосфери, метеорологія і кліматологія
url	http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/51523
citation_txt	Сумарна сонячна радіація та альбедо підстильної поверхні в Україні / Л.С. Рибченко, Т.О. Ревера // Наукові праці Українського науково-дослідного гідрометеорологічного інституту: Зб. наук. пр. — 2007. — Вип. 256. — С. 99-111. — Бібліогр.: 4 назв. — укр.
series	Наукові праці Українського науково-дослідного гідрометеорологічного інституту
work_keys_str_mv	AT ribčenkols sumarnasonâčnaradíacíâtaalʹbedopídstilʹnoípoverhnívukraíní AT reverato sumarnasonâčnaradíacíâtaalʹbedopídstilʹnoípoverhnívukraíní
first_indexed	2025-07-04T13:35:26Z
last_indexed	2025-07-04T13:35:26Z
_version_	1836723603255590912
fulltext	УДК 551.521 Л.С. Рибченко, Т.О. Ревера СУМАРНА СОНЯЧНА РАДІАЦІЯ ТА АЛЬБЕДО ПІДСТИЛЬНОЇ ПОВЕРХНІ В УКРАЇНІ Приведено аналіз сумарної радіації та альбедо підстильної поверхні в Україні. Показано зміну цих величин за десятиріччя протягом 1961- 2006 рр. Сонячна радіація є природним джерелом для різнобічних процесів в атмосфері. Дослідження її просторових змін на території проводиться для визначення кліматоутворюючих властивостей, вирішення сучасних завдань теорії клімату, складання кліматичних і екологічних прогнозів. До складу сумарної сонячної радіації входить пряма радіація, що надходить на горизонтальну поверхню від Сонця і розсіяна радіація небосхилу. Надходження сумарної радіації зумовлено висотою Сонця, тривалістю дня, прозорістю атмосфери і хмарністю. Сумарна радіація і альбедо (відбивна здатність підстильної поверхні) формують кількість радіації, що засвоюється підстильною поверхнею. Метою досліджень є проведення аналізу просторових змін сумарної радіації і альбедо за 1961-1990 рр., визначеного Всесвітньою метеорологічною організацією (ВМО) в якості стандарту. Виявлення варіації прямої, розсіяної і сумарної сонячної радіації та альбедо за окремі десятиріччя другої половини ХХ та початку ХХІ сторіччя. За ясного неба місячні і добові суми сумарної радіації відзначаються широтним розподілом по території. Найбільші градієнти виявляються взимку, коли різниця у січні між північчю і півднем дорівнює більше 60%, а влітку вона істотно менша і у липні становить близько 10%. У річному ході найбільше зростання сумарної радіації відбувається від зими до весни. У березні вона підвищується порівняно з лютим від 48- 50% на півночі до 43-45% у південному Степу і Криму. Восени істотне зменшення прямої радіації від жовтня до листопада призводить до послаблення на 32-45% сумарної сонячної радіації. Добові суми збільшуються від грудня до червня у 10-12 разів на півночі, а на півдні і в Криму - у 7-8 разів. За ясної погоди добовий і річний хід сумарної радіації Наук. праці УкрНДГМІ, 2007, Вип. 256 99 простий: протягом доби – з одним максимумом у години, близькі до полудня, і протягом року – з максимумом влітку. За середніх умов хмарності місячні суми сумарної радіації у річному ході змінюються від мінімальних сум у грудні до максимальних у червні- липні. Зимою контрасти сумарної радіації незначні внаслідок однорідного розподілу хмарності. Мінімальні суми сумарної сонячної радіації спостерігаються у грудні і змінюються від 50 МДж/м2 на півночі до 110 МДж/м2 на півдні, що становить 5-7% річної суми (рис. 1). У складі сумарної радіації у цьому місяці переважає розсіяна радіація, яка на півночі, заході і сході становить 80-85%, а в південному Степу і Криму зменшується до 60-70%. 50 50 60 60 60 60 60 6060 7070 70 80 80 8080 80 80 8080 80 80 80 80 80 90 90 909090 90 9090 90 90 90 100 100 100 100 100 Ужгород Львiв Луцьк Рiвне Житомир Київ Чернiгiв Суми Харкiв Луганськ Донецьк Запорiжжя Херсон Миколаїв Одеса Вiнниця Чернiвцi Iвано-Франкiвськ Тернопiль Хмельницький Черкаси Кiровоград Полтава Днiпропетровськ Сiмферополь40 50 60 70 80 90 100 110 Рис. 1. Сумарна сонячна радіація (МДж/м2). Грудень У січні на більшій частині території країни сумарна радіація зростає на 35-48%, а на узбережжі морів та в Криму – на 15-25%. Вона коливається від 80 МДж/м2 на північному сході до 150 МДж/м2 у південному Степу. Розсіяна радіація у її складі зменшується до 55-75% внаслідок збільшення висоти Сонця і тривалості світлої частини доби і зменшення хмарності. Весною сумарна радіація істотно зростає, а її розподіл по території країни значно ускладнюється. Найменші суми у березні спостерігаються в 100 Українських Карпатах (Міжгір’я - 278 МДж/м2), а найбільші на сході (Велико-Анадоль – 367 МДж/м2). Від лютого до березня відмічається найбільший приріст сумарної радіації (46-50%). У квітні приріст сумарної радіації уповільнюється до 27-34% (342-463 МДж/м2). Травень характеризується майже однаковим додатком сумарної радіації, як і у попередньому місяці, – на 26-32%. Найменші суми відмічаються в Українських Карпатах (Міжгір’я – 439 МДж/м2), а найбільші у південному Степу (Асканія-Нова – 633 МДж/м2). Влітку формуються найбільші суми сумарної радіації. Максимальними вони бувають у червні-липні і коливаються від 530 МДж/м2 на північному заході до 700 МДж/м2 у Криму (рис. 2.) 500 550 550 550 550 550550 550 550 600 600 600 600 600 600 600 600600 650 650 650 650 650 650 650 650 650 700700 Ужгород Львiв Луцьк Рiвне Житомир Київ Чернiгiв Суми Харкiв Луганськ Донецьк Запорiжжя Херсон Миколаїв Одеса Вiнниця Чернiвцi Iвано-Франкiвськ Тернопiль Хмельницький Черкаси Полтава Днiпропетровськ Сiмферополь450 500 550 600 650 700 750 Рис. 2. Сумарна сонячна радіація (МДж/м2). Липень Внаслідок збільшення хмарності мінімальні суми сумарної радіації спостерігаються в Українських Карпатах (Міжгір’я – 425 МДж/м2). У прибережній зоні морів на надходження сумарної радіації впливає бризова циркуляція, яка зумовлює збільшення прямої радіації до 10%. Розподіл сумарної радіації влітку формується внаслідок впливу фізико-географічних особливостей окремих ландшафтів. Істотні термічні контрасти зумовлені неоднорідністю підстильної поверхні (моря і гори, різний ступінь лісистості, річкові заплави, болота і луки, сільськогосподарські угіддя), що призводить до розвитку місцевої 101 хмарності. Великі промислові центри і міста стають джерелами помутніння атмосфери. Це зумовлює появу осередків підвищених і знижених сум сумарної радіації. До того ж, строкатому розподілу радіації сприяє антициклональний тип погоди, характерний літом для більшої частини території. Найбільші суми сумарної радіації у червні-липні майже повсюдно у 8-10 разів перевищують грудневі значення. Восени надходження сумарної радіації істотно зменшується внаслідок зниження висоти Сонця і тривалості дня та посилення циклонічної діяльності, що призводить до збільшення хмарності. За цих умов вплив місцевих особливостей не відіграє помітної ролі у формуванні режиму хмарності і сонячної радіації. Рівномірний розподіл хмарності зумовлює територіальні зміни сум сумарної радіації, близькі до широтних. Кожного осіннього місяця порівняно з попереднім сумарна радіація істотно зменшується. Початок осені (вересень) відзначається зменшенням сум на 20-40% порівняно із серпнем і коливанням по території від 310 МДж/м2 до 460 МДж/м2. У жовтні скорочення сумарної радіації становить 30-45%, а найбільше послаблення спостерігається у листопаді (70% і більше), коли вона удвічі-тричі менша, ніж у жовтні, і на півночі близька до грудневих сум (66-78 МДж/м2). За рік розподіл сум сумарної радіації на більшій частині території країни наближається до широтного, окрім західних і східних областей. Широтний розподіл сумарної радіації порушується внаслідок особливостей режиму хмарності у теплий період року. Річні суми змінюються від 3536 МДж/м2 на північному заході до 4780 МДж/м2 на Південному березі Криму і коливаються у межах 16-24%. Найменші значення за рік спостерігаються в Українських Карпатах (Міжгір’я – 3250 МДж/м2), що зумовлено послабленням сумарної радіації влітку, коли тут інтенсивно розвивається хмарність. Коливання сумарної радіації відбувається і в окремі роки. Для річної суми – середнє квадратичне відхилення коливається у межах 220-580 МДж/м2, а в літні місяці воно у 2-3 рази перевищує аналогічні відхилення для розсіяної радіації. Максимальні добові суми сумарної радіації відмічаються у червні, а в Українських Карпатах (Міжгір’я) та на Закарпатській низовині (Берегове) - у липні. Неоднорідність підстильної поверхні і термічні контрасти спричиняють розвиток місцевої хмарності, що зумовлює строкатість у розподілі добових сум сумарної радіації. Найменші вони в Українських Карпатах (Міжгір’я – 14,6 МДж/м2), а найбільші – на 102 Південному березі Криму (Карадаг - 23,1 МДж/м2). У добовому ході в першу половину дня надходить на 2-3% більше сумарної радіації, ніж у другу. Альбедо підстильної поверхні визначається процентним відношенням відбитої сонячної радіації до сумарної. Протягом року альбедо характеризується стабільністю у теплий період року і значною мінливістю у холодний. Взимку альбедо залежить від тривалості залягання та стійкості снігового покриву і коливається у широких межах від 7 до 90%. Зазвичай середні місячні значення альбедо не характеризують радіаційні властивості підстильної поверхні. У січні вони змінюються від 70% на півночі до 33% на півдні і 25% у Криму (рис. 3). 30 30 30 30 30 30 30 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 40 50 50 50 50 50 5050 60 60 60 60 60 Ужгород Львiв Луцьк Рiвне Житомир Київ Чернiгiв Суми Харкiв Луганськ Донецьк Запорiжжя Херсон Миколаїв Одеса Вiнниця Чернiвцi Iвано-Франкiвськ Тернопiль Хмельницький Черкаси Кiровоград Полтава Днiпропетровськ Сiмферополь20 30 40 50 60 70 Рис. 3. Альбедо діяльної поверхні (%). Січень У грудні внаслідок меншої стійкості снігового покриву альбедо становить від 70% на півночі до 18-20% на півдні і в Криму. Протягом теплого періоду середні місячні значення коливаються від 18-23 на півночі до 17-20% у південному Степу і Криму (рис. 4). Найменше альбедо на сході - 15-17% (Велико-Анадоль). Стійкість альбедо теплого періоду формується завдяки зменшенню хмарності, зволоження ґрунту, стану підстильної поверхні та середніх добових значень, які варіюють у межах 16-26%. 103 Альбедо відзначається значною мікрокліматичною мінливістю, однак, незважаючи на широкий діапазон зміни альбедо окремих ділянок підстильної поверхні, кожній природній зоні притаманний свій розподіл альбедо, а також середнє і найбільш ймовірне його значення. З квітня до жовтня альбедо Полісся коливається у межах 17-23% через різноманітність його значень для окремих видів земної поверхні. Особливо істотні розбіжності альбедо на Поліссі і в Українських Карпатах, що зумовлюється неоднаковим ступенем лісистості. У Степу його значення змінюється дещо менше (17-20%), що пов’язано із більшою однорідністю підстильної поверхні. 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 20 20 20 20 20 20 20 20 20 20 20 20 20 20 20 20 22 22 22 Ужгород Львiв Луцьк Рiвне Житомир Київ Чернiгiв Суми Харкiв Луганськ Донецьк Запорiжжя Херсон Миколаїв Одеса Вiнниця Чернiвцi Iвано-Франкiвськ Тернопiль Хмельницький Черкаси Кiровоград Полтава Днiпропетровськ Сiмферополь16 18 20 22 24 Рис. 4. Альбедо (%) підстильної поверхні. Теплий період (квітень-жовтень) За рік на більшій частині території воно становить 21-30%, а на півдні і в Криму 18-21%. В Українських Карпатах, внаслідок значної лісистості та стійкості й тривалості снігового покриву взимку, альбедо збільшується до 30% (Міжгір’я). Денний хід альбедо холодного періоду різко відрізняється від денного ходу теплого періоду. У холодний період року максимальні значення альбедо спостерігаються у ранкові години, зменшуючись протягом дня до мінімуму ввечері. Такий хід альбедо зумовлений змінами стану підстильної поверхні, які відбуваються протягом дня: танення снігу, утворення вранці інею і паморозі та зникнення їх вдень. У теплий період 104 мінімальні значення альбедо відмічаються близько полудня. Зменшення висоти Сонця призводить до зростання альбедо і для висоти 5-10° досягає максимальних значень. Подальше зменшення висоти Сонця спричиняє незначне зменшення альбедо. Денний хід альбедо трав’яного покриву зумовлюється змінами спектрального складу сумарної радіації і кута падіння сонячних променів, а також співвідношенням між прямою і розсіяною радіацією і відношенням цих складових до сумарної радіації, яка залежить від висоти Сонця, хмарності і ступеня помутніння атмосфери [4]. Залежність альбедо від висоти Сонця зумовлюється співвідношенням розсіяної радіації до сумарної і має нелінійний характер. Зростання частки розсіяної радіації у сумарному потоці призводить до зменшення альбедо для фіксованої висоти Сонця, а її зниження посилює цей ефект. Протягом року альбедо має чітко виражений добовий хід. Взимку амплітуда альбедо найбільша і досягає максимальних значень у лютому (більше 10%). Мінімальна амплітуда добового ходу альбедо спостерігається у квітні, коли після сходу снігового покриву підстильною поверхнею буває оголений, часто перезволожений ґрунт. Добовий хід альбедо такої поверхні проявляється слабше, ніж трав’яного покриву. У травні-серпні для розвинутого трав’яного покриву амплітуда добового ходу альбедо залишається майже незмінною і у середньому дорівнює 7%. Зменшення висоти Сонця у вересні-жовтні призводить до подальшого зниження альбедо до 5%. Сучасне потепління клімату, яке за останнє сторіччя характеризується підвищенням глобальної температури повітря на 0,6°С і призводить до суттєвих змін температури повітря на регіональному рівні, найчастіше пов’язують з антропогенним посиленням парникового ефекту в атмосфері. До теперішнього часу немає однозначної оцінки впливу сонячної енергії на природу зростання температури. Коливання сонячної активності, що не перевищує 0,1-0,15%, не можна вважати причиною прямого енергетичного впливу на коливання глобальної температури. За результатами аналізу флуктуацій сонячної активності внаслідок 11-річних циклів під назвою чисел Вольфа не отримано істотних видозмін у надходженні радіації до підстильної поверхні [4]. Важливим чинником впливу на температуру повітря є зміни у тепловому балансі системи Земля-атмосфера, які зумовлені геофізичними коливаннями. 105 Дослідження фізичного характеру зміни клімату, що зумовлює потепління, стало інтенсивно розвиватись з другої половини ХХ ст. За гіпотезою Будико [2] основною причиною коливання клімату за інтервали часу від декількох років до десятиріч є зміна прозорості атмосфери для умов надходження сонячної радіації. Такий висновок одержано за результатами співставлення вікового ходу середньої температури повітря у Північній півкулі із віковим ходом прямої сонячної радіації на рівні земної поверхні. Таблиця 1 Середні річні суми (МДж/м2) прямої (S), розсіяної (D) та сумарної(Q) радіації та їх відхилення (%) відносно стандарту Десятиріччя S % D % Q % Бориспіль 1961-1970 2030 +10 2069 -4 4099 +3 1971-1980 1802 -2 2131 -1 3933 0 1981-1990 1694 -8 2247 +4 3941 -1 1991-2000 1623 -12 1872 -13 3495 -12 2001-2006 1979 +2 1766 -18 3645 -9 Полтава 1961-1970 2131 +8 2049 +1 4180 +4 1971-1980 1952 -4 2015 -1 3967 -13 1981-1990 1858 -6 2027 0 3877 -3 1991-2000 2070 +5 2004 -1 4074 +2 2001-2006 2175 +10 1908 -6 4083 +2 Одеса 1961-1970 2683 +8 1923 -5 4606 +3 1971-1980 2373 -3 2014 0 4387 -2 1981-1990 2311 -6 2127 +5 4438 -1 1991-2000 2522 +3 2028 0 4553 +2 2001-2006 2663 +9 1890 -6 4553 +2 Болград 1961-1970 2501 +5 2045 -5 4546 0 1971-1980 2314 -3 2141 0 4455 -2 1981-1990 2327 -2 2263 +5 4590 +1 1991-2000 2594 +9 2130 -1 4724 +4 2001-2006 2534 +7 2074 -3 4608 +2 106 За даними мережі актинометричних станцій в Україні проведено аналіз динаміки сум прямої, розсіяної і сумарної радіації за середніх умов хмарності в окремі десятиріччя 1961-2006 рр. У табл. 1 наведено річні суми (МДж/м2) прямої, розсіяної і сумарної радіації та їх відхилення (%) відносно стандарту. За даними табл. 1 можна простежити зміни у формуванні сум прямої, розсіяної і сумарної радіації протягом другої половини ХХ і на початку ХХІ ст. Так, 60-і роки відзначаються майже найбільшими значеннями прямої і сумарної радіації та найменшими розсіяної на півночі (Бориспіль), у центрі (Полтава) і півдні (Одеса, Болград). Два наступні десятиріччя (70-80-і роки) змінились поступовим зменшенням прямої і сумарної радіації та збільшенням розсіяної. З 90-х років на півдні та в центрі країни відмічається зростання прямої і сумарної радіації та падіння розсіяної. На півночі за два останні десятиріччя відмічалось істотне падіння розсіяної радіації і невеликий ріст прямої на початку ХХІ ст., що не призвело до суттєвих змін у формуванні сумарної радіації. У підсумку зазначимо, що відмічене зростання прямої і сумарної радіації можна припускати наслідком коливання не тільки антропогенних проявів, а й природних процесів, зумовлених змінами у кліматичній системі. Незважаючи на невеликі відхилення сумарної радіації та її складових, які не перевищують середні квадратичні відхилення, важливою є тенденція до зростання прямої і сумарної радіації й падіння розсіяної, що відмічена у кінці ХХ ст. і продовжується на початку нинішнього. Протягом року найбільші відмінності у значеннях сумарної радіації спостерігаються весною і влітку внаслідок істотних змін прямої радіації. У табл. 2 наведено середні суми (МДж/м2) прямої сонячної радіації весною і влітку у Полтаві і Одесі за середніх умов хмарності для десятиріч. Таблиця 2 Суми (МДж/м2) прямої радіації весною і влітку у Полтаві та Одесі Полтава Одеса Десятиріччя Весна Літо Весна Літо 1961-1970 198 355 251 440 1971-1980 192 314 221 392 1981-1990 193 297 225 361 1991-2000 201 348 239 413 2001-2006 229 353 289 412 107 Аналіз даних табл. 2 констатує збільшення прямої радіації у центрі й на півдні в кінці ХХ ст. і на початку ХХІ ст. та ставить під сумнів твердження про збільшення впливу антропогенної діяльності на зростаюче поглинання прямої радіації в земній атмосфері, що призводить до її зменшення на рівні підстильної поверхні. Сучасні зміни у кліматичній системі зумовлюють перебудову центрів дії атмосфери і спричиняють їх переміщення у просторі і часі та посилюють вплив на атмосферні процеси. Це стає причиною коливання у формуванні режиму хмарності, яка є одним із чинників, що визначає проходження прямої радіації до діяльної поверхні. Наочним підтвердженням приведених варіацій у Полтаві та Одесі є суми (МДж/м2) прямої сонячної радіації весною у Болграді за аналогічний період (рис. 5). 0 50 100 150 200 250 300 1961-1970 1971-1980 1981-1990 1991-2000 2000-2006 М Д ж /к в. м Рис. 5. Суми (МДж/м2) прямої сонячної радіації весною за десятиріччями. Болград За даними рис. 5 видно, що після зменшення прямої радіації у 70-і роки, протягом наступних десятиріч відмічалось її поступове зростання й наприкінці ХХ ст. вона досягла рівня 60-х років. Початок ХХІ ст. відзначився подальшим збільшенням прямої радіації, що призводить до формування найбільших сум за весь період. Альбедо підстильної поверхні є регулятором перерозподілу енергії, що визначає кількість поглинутої сумарної радіації або баланс короткохвильової радіації, і його коливання характеризує кліматичні зміни і суттєво впливає на різноманітні процеси на діяльній поверхні. 108 Оцінка впливу зворотного зв’язку зміни альбедо на температурний режим системи Земля-атмосфера є досить актуальною [3]. За період 1961-2006 рр. зміна альбедо з року в рік зумовлюється великою мінливістю взимку (січень) і відображає варіації умов, які впливають на його коливання (рис. 6). 0 10 20 30 40 50 60 70 Полтава Одеса Болград % 1961-1970 1971-1980 1981-1990 1991-2000 2001-2006 Рис. 6. Альбедо (%) в окремі десятиріччя. Січень У січні від першого (1961-1970 рр.) до другого (1971-1980 рр.) десятиріччя відбулося зниження альбедо, найбільш істотне у Болграді (12% ) та в Полтаві (9%) і значно менше в Одесі (3%). У третьому і четвертому десятиріччі (1981-1990 рр., 1991-2000 рр.) альбедо змінювалось у межах 1-3% у центрі і більш суттєво на півдні. В Одесі від третього до четвертого десятиріччя воно збільшилось на 9%, а в останні 6 років зменшилось на 4%. Найбільш суттєвими коливаннями альбедо відзначився крайній південь. У Болграді від третього до четвертого десятиріччя воно збільшилось на 14%, а на початку ХХІ сторіччя зменшилось на 8%. Різкий підйом альбедо у кінці ХХ ст. на півдні зумовлений високими значеннями у 1995-1997 рр. та у 2000 р. За три вище зазначені роки у Болграді воно дорівнювало 60-70%, а в 2000 р. досягло 90%. Літня стабільність (липень) є результатом його незмінності у теплий період (рис. 7). Влітку альбедо неістотно змінювалось у межах 1-3% у центрі (Полтава), а на півдні (Одеса і Болград) залишалось майже без змін (1%). 109 0 5 10 15 20 25 Полтава Одеса Болград % 1961-1970 1971-1980 1981-1990 1991-2000 2001-2006 Рис. 7. Альбедо (%) в окремі десятиріччя. Липень У зв’язку з проведеними порівняннями зазначимо, що значні коливання альбедо взимку зумовлені змінами характеру атмосферної циркуляції. Досить помітне збільшення альбедо на півдні у кінці ХХ ст. свідчить про трансформацію у режимі хмарності, тривалості і стійкості залягання снігового покриву. Отримані результати підтверджують висновок, що альбедо підстильної поверхні є однією із характеристик зміни клімату [1]. Висновки Результати проведеного аналізу сумарної сонячної радіації засвідчують тенденцію до збільшення сум прямої і сумарної радіації та зменшення розсіяної для середніх умов хмарності за даними окремих актинометричних станцій країни у кінці ХХ ст. і на початку ХХІ ст. Зафіксовано суттєві коливання альбедо у зимовий сезон на півдні протягом останніх десятиріч. Зміни метеорологічних і радіаційних параметрів в останні десятиріччя зумовлені в основному такими природними чинниками, як прозорість і циркуляція атмосфери. Вплив антропогенного забруднення атмосфери на клімат залишається невизначеним. Оскільки ряди метеорологічних величин невеликі відносно масштабу кліматичних змін, то отримані результати відповідають виключно розглянутому періоду спостережень і не можуть бути основою для прогнозу наступної зміни клімату. Не можливо визначити збереження отриманих тенденцій зміни радіаційних параметрів атмосфери у майбутньому. 110 * * Приведен анализ суммарной радиации и альбедо подстилающей поверхности в Украине. Показано изменение этих величин по десятилетиям в течение 1961-2006 гг. * * 1. Абакумова Г.М. Тенденции многолетних изменений прозрачности атмосферы, облачности, солнечной радиации и альбедо подстилающей поверхности в Москве // Метеорология и гидрология. – № 9. – 2000. – С. 51- 62. 2. Будыко М.И. Климат конца двадцатого века // Метеорология и гидрология. – № 10. – 1988. – С. 5-24. 3. Будыко М.И., Байкова И.М., Ефимова Н.А., Строкина Л.А. О связи альбедо подстилающей поверхности с изменением климата // Метеорология и гидрология. – № 6. – 1998. – С. 5-10. 4. Клімат України / За ред. В.М. Ліпінського, В.А. Дячука, В.М. Бабіченко. – К.: Вид-во Раєвського, 2003. – 343 с. Український науково-дослідний гідрометеорологічний інститут, Київ Центральна геофізична обсерваторія, Київ 111

Сумарна сонячна радіація та альбедо підстильної поверхні в Україні

Institution

Ähnliche Einträge