Характеристика климатов Западной Сибири при помощи

Электронный научный журнал «Вестник Омского государственного педагогического университета»
Выпуск 2006 ▪ www.omsk.edu
О. В. Мезенцева
Омский государственный педагогический университет
Характеристика климатов Западной Сибири при помощи
криоклиматического показателя
25.00.23 – физическая география и биогеография, география почв и геохимия ландшафтов
А
Климатическое районирование, учитывающее криоклиматический показатель и коэффициент адвективности климата, позволяет подробно характеризовать климатические различия и объяснять их причины. Территориальное распределение криоклиматического показателя в целом подчиняется закону
широтной географической зональности. Данная величина убывает с севера на юг от 0,5 до 0,1, что говорит об уменьшении влияния криогенных условий на климат.
Исследованиями теплоэнергетических ресурсов климата Тк и теплоэнергетических
ресурсов процесса суммарного испарения Тz, разработкой теоретических основ балансовых расчетов в данной области в разное время занимались Будыко М. И. [1; 2; 3], Мезенцев В. С. [4; 5; 6], Карнацевич И. В. [7; 8], Тусупбеков Ж. А. [9].
Карнацевичем И. В. [7; 8] предложены теоретические основы для теплобалансовых
расчетов в умеренных и высоких широтах с учетом затрат Ткр части теплоэнергетических
ресурсов климата на сезонные процессы нагревания и протаивания мерзлых грунтов весной. Часть территории суши с сезонным и многолетним промерзанием грунтов (криолитозона) имеют особенную структуру радиационного и теплового баланса. Это было доказано Карнацевичем И.В. [10-17] на многочисленных примерах (Сибирь, Антарктида, Гренландия, Северная Америка, Северная Европа). В связи с этим Карнацевичем И.В. предложено деление территории суши на теплые страны, где величина теплоэнергетических ресурсов климата совпадает с величиной теплоэнергетических ресурсов процесса суммарного испарения , и холодные страны с сезонным или постоянным промерзанием деятельного
слоя почвогрунта, где часть теплоэнергетических ресурсов климата тратится на сезонные
процессы нагревания и протаивания в мерзлых грунтах, таяния снега и льда, а теплоресурсы испарения не равны теплоресурсам климата. Данный принципиально новый подход
к оценке теплоэнергетических ресурсов испарения позволил объяснить многие противоречивые результаты традиционного подхода М.И.Будыко к теплобалансовым расчетам
для территорий, расположенных в высоких широтах. История развития методики теплобалансовых расчетов и вклад омских ученых-гидрологов в изучение закономерностей расходования теплоэнергетических ресурсов климата описаны в [18].
Анализ уравнений радиационного и теплового балансов, а также структуры теплоэнергетических ресурсов климата в низких и высоких широтах показывает, что поле теплосодержания деятельного слоя коры планеты более достоверно определяется не величиной радиационного баланса R/год (по Будыко М. И.), а величиной Тк (по Мезенцеву В. С.
и Карнацевичу В. С.). При этом в холодных странах (в высоких широтах) процесс суммарного испарения обеспечивается за счет теплоэнергетических ресурсов климата за вычетом затрат Ткр.
Структура теплоэнергетических ресурсов климата в работах [4-7] представлена
уравнением:
Тк = R+ + P+ (1)
Коротковолновая составляющая R+ годовых ТЭР климата в пределах Западной Сибири изменяется субширотно, а ее значения увеличиваются от 1100 МДж/м2 на побережьях Ямала, Гыданского полуострова до 2000-2500 МДж/м2 на юге Западной Сибири. Вели-
Электронный научный журнал «Вестник Омского государственного педагогического университета»
Выпуск 2006 ▪ www.omsk.edu
чина Р+ представляет собой вертикальную составляющую горизонтального переноса тепловой энергии воздушными массами над поверхностью Земли. В Арктике зимой в среднем приблизительно 1 раз в 5 суток при прохождении циклонов происходит повышение
температур воздуха и подстилающей поверхности. За счет этого средняя за зиму величина
P+ достигает на архипелагах Северного Ледовитого океана вблизи побережья Евразии 300
МДж/м2, на Арктическом побережье Карского моря – 100-200 МДж/м2. В глубине материка, куда теплые воздушные массы не проникают из-за влияния Азиатского антициклона
зимой, приток тепловой энергии от атмосферы не превышает 20 МДж/м2, то есть практически отсутствует. Территориальные пределы обогревающего влияния океанов ограничены изолинией P+=0, охватывающей центральные континентальные районы Евразии, наиболее удаленные от Атлантики [19]. Хотя в отдельные годы влияние Атлантики значительно сказывается и на районах с резко континентальным климатом в юго-восточной
части Западной Сибири.
Данные исследования базируются на анализе радиационной функции (графика прихода солнечной радиации по часам, суткам, месяцам, сезонам конкретных лет и среднего
года) для актинометрических станций и на территориальном обобщении полученных результатов с помощью изолиний радиационных балансовых характеристик и коэффициентов.
При анализе полной суммарной кривой радиационной функции прихода солнечной
радиации по суточным и внутригодовым интервалам, согласно [7], выделяются радиационно-светлый и радиационно-темный периоды суток и года. Радиационно-светлый период
соответствует периоду с положительными значениями величины измеренного радиационного баланса. Радиационно-темный период соответствует времени наблюдения отрицательных значений величины измеренного радиационного баланса. Карнацевичем И.В. отмечено, что в условиях криолитозоны в радиационно-темный сезон теплосодержание деятельного слоя почвогрунтов уменьшается и отток тепла от поверхности снежного покрова
превышает поступление солнечной коротковолновой радиации. Теплоэнергетические ресурсы радиационно-темного времени года будут состоять из величины Р+, то есть из вертикальной составляющей горизонтального переноса тепловой энергии воздушными массами над поверхностью Земли. Адвективная составляющая теплоэнергетических ресурсов
климата радиационно-темного времени сезона Р+ обеспечивает процессы испарения зимой
в высоких широтах. Доля Р+ в структуре Тк называется коэффициентом адвекции климата
αаdv = P+/Tк. Данная величина может быть использована для анализа тепловой адвекции
при характеристике климатических условий территории Западной Сибири [19], где радиационно-темный сезон с отрицательными величинами суточных радиационных балансов
имеет значительную продолжительность. На севере Западной Сибири данная величина
составляет 0,15…0,10, а на юге снижается практически до 0,00, отражая возрастающую
степень континентальнсти климатических условий и уменьшение степени адвективности
климата в юго-восточной части Западно-Сибирской равнины.
Карнацевичем И.В., Тусупбековым Ж. А. [13; 15] в качестве количественной климатической характеристики также предложено использовать величину криоклиматического коэффициента γкр=(Тк–Тz)/Тк. Затраты теплоэнергетических ресурсов на криогенные
процессы нагревания и протаивания мерзлых почвогрунтов, таяние снега в весенний период Ткр в условиях Западной Сибири значительны. Их величина зависит от глубины
промерзания грунтов, влажности почвы в предзимний период, высоты снежного покрова и
достаточно просто вычисляется с использованием величин удельной теплоты плавления
льда. Исходные параметры для расчета можно получить из агро-климатических справочников. Оценочные данные величины γкр по территории Западной Сибири представлены в
таблице 1. Анализ территориальных закономерностей величины данного коэффициента
показывает, что доля криоклиматических затрат в структуре энергоресурсов климата
должна уменьшаться от полярных широт к умеренным широтам из-за снижения суровости
климата и увеличения абсолютных величин климатических энергоресурсов Тк.
Электронный научный журнал «Вестник Омского государственного педагогического университета»
Выпуск 2006 ▪ www.omsk.edu
Салехард
Сургут
Ханты-Мансийск
Нижневартовск
Тюмень
Томск
Кемерово
Курган
Новосибирск
Омск
Барнаул
Кустанай
Рис.1 Территориальное распределение криоклиматического коэффициента
Таблица 1. Элементы радиационного и теплового балансов, характеристики увлажнения и климатические
коэффициенты для территории Западной Сибири в средний год
№
ст.
4
21
31
49
82
99
123
155
174
198
216
Станция
Тамбей
Салехард
ТаркоСале
Сургут
Ягыл-Яг
Томск
Тюмень
Омск
Барнаул
Кустанай
Павлодар
P+
МДж/м2
Тк
МДж/м2
201
110
1352
1573
668
1079
Ткр=ТкТz
МДж/м2
685
494
140
1558
1155
87
110
20
59
39
20
15
10
1747
1826
1878
1968
1936
1994
2044
2070
1310
1458
1585
1748
1565
1669
1919
1994
Тz
МДж/м2
2,07
1,73
(Тк–
Тz)/Тк
0,51
0,31
αаdv=
=
P+/Tк
0,15
0,07
686
1,85
0,26
0,09
654
564
557
524
438
617
373
352
1,31
1,20
1,05
0,77
0,63
0,91
0,50
0,46
0,25
0,20
0,16
0,13
0,19
0,17
0,06
0,04
0,05
0,06
0,00
0,03
0,02
0,01
0,01
0,00
βкх=
Zm
мм
КХ
мм
КХ/Zm
216
419
430
686
403
389
437
368
293
220
371
325
125
76
529
581
631
696
691
692
764
793
γкр=
В таблице 1 Zm – водный эквивалент в мм/год теплоэнергетических ресурсов процесса испарения
Tz , КХ – сумма атмосферных осадков с учетом стандартных исправлений мм/год, βкх= КХ/Zm – коэффициент увлажнения текрритории.
Электронный научный журнал «Вестник Омского государственного педагогического университета»
Выпуск 2006 ▪ www.omsk.edu
Представленная методика выполнения расчетов элементов теплового и водного баланса для земной поверхности была применена в расчетах теплоэнергетических и криоклиматических характеристик для 238 метеостанций Западной Сибири. Для расчетов за
внутригодовые интервалы времени (по месяцам и сезонам) использован метод гидрологоклиматических расчетов [4-6] и компьютерная программа в среде VBA EXCEL.
Закономерности изменения с севера на юг Западной Сибири теплоэнергетических характеристик климата и криоклиматического коэффициента хорошо видны в таблице 1. На
рис. 1 представлена карта изолиний криоклиматического коэффициента, построенная с использованием ГИС MapInfo. Карта коэффициента адвекции αаdv как показателя адвективности климата Западной Сибири, а также анализ территориального распределения данной величины приведены в [19].
До использования данной методики оценка степени криогенности климата и вообще описание климатов с точки зрения энергетического и балансового подхода при помощи криоклиматических показателей и показателей адвекции тепла не выполнялись. Хотя
данные количественные показатели, полученные на основе анализа природных процессов
и отражающие глубинную суть происходящих в природе процессов тепловлагооборота,
несомненно составляют определенный интерес для климатологии.
Современная классификация климатов производится с учетом преобладания зональных типов воздушных масс над территорией по сезонам. Внутри климатических поясов выделяются климатические области (сектора), связанные со степенью континентальности климата и особенностями циркуляции воздушных масс внутри климатического пояса. Обычно описание климатов выполняется в табличной форме с приложением карт территориального распределения климатических показателей.
Далее приводится климатическое районирование территории Западной Сибири с
учетом таких структурных количественных показателей, как криоклиматический коэффициент и коэффициент адвективности климата.
Таблица 2. Характеристика климатов Западной Сибири с учетом дополнительных климатических показателей
Кувл.= βкх
(По Мезенце
ву В.С.)
1,2-1,4
1,1-1,2
γкр
αаdv
0,4-0,5
0,3-0,4
0,1-0,2
0,05-0,1
А) область умеренно континентального климата
1,0-1,1
0,2-0,3
0,03-0,05
Б) область континентального климата
0,6-1,0
0,1-0,2
0,0-0,03
№
Климатический пояс,
климатическая область
1
2
Арктический (п-ва Ямал, Гыданский)
Субарктический
3
Умеренный
Господ.
возд .масса
по сезонам
Аркт. ВМ
Аркт. ВМ зимой,
ВМ умер. широт
летом
ВМ умер. широт
Климатическое районирование, учитывающее криоклиматический показатель и коэффициент адвективности климата позволяют более подробно характеризовать климатические различия и объяснять их причины. Так, наличие обогревающего влияния Атлантики в
климате Западной Сибири более всего проявляется в северо-западной части умеренного
климатического пояса, где выделяется область умеренно-континентального климата, а не в
южных районах, где наоборот возрастает степень континентальности климата и уменьшается величина показателя адвекции. Длительный характер залегания снежного покрова и
большие глубины промерзания деятельного слоя даже в условиях юга Западной Сибири определяют повсеместно достаточно высокую степень криогенности климата. В целом территориальное распределение криоклиматического коэффициента подчиняется закону геогра-
Электронный научный журнал «Вестник Омского государственного педагогического университета»
Выпуск 2006 ▪ www.omsk.edu
фической широтной зональности, и данная величина убывает с севера на юг от 0,5 до 0,1,
что говорит об уменьшении влияния криогенных условий на климат.
Библиография
1.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
8.
9.
10.
11.
12.
13.
14.
15.
16.
17.
18.
19.
20.
Будыко М. И. Тепловой баланс земной поверхности. – Л.: Гидрометеоиздат, 1956. – 255 с.
Будыко М. И. Испарение в естественных условиях. – Л.: Гидрометеоиздат, 1948. – 136 с.
Будыко М. И. Атлас “Тепловой баланс Земли”. – Л.: Гидрометеоиздат, 1978.
Мезенцев В. С. Метод гидролого-климатических расчетов и опыт его применения для районирования Западно-Сибирской равнины по признакам увлажнения и теплообеспеченности // Труды
Омск.с.-х. ин-т. – 1957. – Т. 27.
Мезенцев В. С., Карнацевич И. В. Увлажненность Западно-Сибирской равнины. – Л., Гидрометеоиздат, 1969. – 168 с.
Мезенцев В. С. Гидролого-климатические основы проектирования гидромелиораций: Учебное пособие. Омск, 1993. – 128 с.
Карнацевич И. В. Расчеты тепловых и водных ресурсов малых речных водосборов на территории
Сибири.Ч.1.Теплоэнергетические ресурсы климата и климатических процессов. – Омск: Изд-во
ОмСХИ,1989. – 76 с.
Карнацевич И. В. Расчеты тепловых и водных ресурсов малых речных водосборов на территории
Сибири.Ч.II. – Омск: Изд-во ОмСХИ. 1991. – 82 с.
Карнацевич И. В., Тусупбеков Ж. А.Теплоэнергетические и водные ресурсы водосборов на территории Сибири: Учеб.пособие. – Омск: Изд-во ОмГАУ. 2002. – 60 с.
Карнацевич И. В.Теплоэнергетические ресурсы радиационных сезонов в условиях криолитозоны //
Метеорология, климатология и гидрология. 1991. № 27. С. 81–89.
Карнацевич И. В. Коротковолновая составляющая теплоэнергетических ресурсов климатических
процессов на территории СССР // География и природные ресурсы. – 1991. – № 1. – С. 118–123.
Карнацевич И. В. Теплоэнергетические ресурсы зимнего периода на территориях полярных стран и
Сибири // География и природные ресурсы. – 1992. – № 4. – С. 167–169.
Карнацевич И. В., Тусупбеков Ж. А. Криоклиматическая характеристика Евразии // География и
природные ресурсы. № 2. 1994. – С. 176–178.
Карнацевич И. В. Энергетические ресурсы земной поверхности в холодных странах // Известия
РГО, 1995. Т. 127. Вып. 6. С. 10–17.
Карнацевич И. В., Тусупбеков Ж. А. Карта криоклиматической характеристики территории Евразии. // Изв. РГО. 1996. Т. 128. Вып. 3. С. 64–65.
Карнацевич И. В. Теплоэнергетические ресурсы климатов Антарктиды // Водохозяйственные проблемы освоения Сибири: Сб. научных трудов Омского госагроуниверситета. Омск. 1996. С. 28–35.
Карнацевич И. В. Теплоэнергетические ресурсы климатов Северной Америки // Изв. РГО. Т. 134.
Вып. 3. 2002. С. 35–39.
Мезенцева О. В., Аблова И. М., Балошенко В. И. Вклад сибирских исследователей в изучение тепловлагообмена на поверхности суши. – Омск: Омский научный вестник. № 1 (26). 2004. С. 179–182.
Мезенцева О. В. Количественная оценка адвекции тепла на территории Западной Сибири. – Омск:
Омский научный вестник. № 1 (26). 2004. С. 188–189.
Аблова И. М., Балошенко В. И., Игенбаева Н. О., Карнацевич И. В., Мезенцева О. В. Ресурсы и закономерности географического распределения естественного увлажнения водосборов Западно–
Сибирской равнины // Омский научный вестник. 2004. № 1 (26). С. 183–187.