Помощь по Теле2, тарифы, вопросы

Даже идеальная (сухая и чистая) атмосфера поглощает и рассеивает солнечные лучи, уменьшая интенсивность солнечной радиации. Ослабляющее влияние на солнечную радиацию реальной атмосферы, содержащей водяные пары и твердые примеси, значительно больше, чем идеальной.

Атмосфера поглощает всего 15 – 20% пришедшей к Земле солнечной радиации, в основном инфракрасной. Поглотителями служат водяной пар, аэрозоли, озон.

Около 25% солнечной радиации рассеивается атмосферой. Молекулы газов рассеивают коротковолновые лучи (от этого цвет неба голубой). Примеси (пылинки, кристаллики и капельки) рассеивают более длинноволновые лучи (белесоватый оттенок). Благодаря рассеянию и отражению солнечных лучей атмосферой существует дневное освещение в пасмурные дни, видны предметы в тени, возникает явление сумерек.

Фактор мутности – отношение прозрачности реальной атмосферы к прозрачности идеальной, определяется содержанием в атмосфере водяного пара и пыли и всегда больше единицы.

С увеличением географической широты фактор мутности уменьшается: на широтах от 00 до 200 с.ш. он в среднем равен 4,6, на широтах от 400 до 500 с.ш. – 3,5, на широтах от 500 до 600 с.ш. – 2,8 и на широтах от 600 до 800 с.ш. – 2,0. В умеренных широтах фактор мутности зимой меньше, чем летом, утром меньше, чем днем. С высотой он убывает. Чем больше фактор мутности, тем больше ослабление солнечной радиации в атмосфере.

Часть солнечной радиации, проникнувшая через атмосферу к земной поверхности не рассеявшись, представляет собой прямую радиацию. Часть радиации, рассеивающаяся атмосферой, превращается в рассеянную радиацию. Вся солнечная радиация, поступающая на земную поверхность: прямая + рассеянная называется суммарной радиацией.

Соотношение между прямой и рассеянной радиацией меняется в значительных пределах в зависимости от облачности, запыленности атмосферы, а также от высоты Солнца. При облачном небе рассеянная радиация может быть больше прямой. При малой высоте Солнца суммарная радиация почти полностью состоит из рассеянной. При высоте Солнца 500 и при ясном небе рассеянная радиация не превышает 10 – 20%.

Распределение на Земле суммарной радиации позволяют проследить карты средних годовых и месячных ее величин. Наибольшее годовое количество суммарной радиации получает поверхность тропических внутриконтинентальных пустынь (Восточная Сахара и центральная часть Аравии). К экватору суммарная радиация снижается до 120 – 160 ккал/см2 в год вследствие высокой влажности воздуха и большой облачности. В умеренных широтах поверхность получает 80 – 100 ккал/см2 в год, в Арктике – 60 –70 , а в Антарктиде, при частой повторяемости ясных дней и большой прозрачности атмосферы, - 100 – 120 ккал/см2 в год. Распределение суммарной радиации по земной поверхности имеет зональный характер.

4. Альбедо. Суммарная солнечная радиация, попадая на поверхность, частично отражается обратно в атмосферу. Отношение количества радиации, отраженной от поверхности к количеству падающей на эту поверхность, называется альбедо. Альбедо характеризует отражательную способность поверхности и выражается дробью или в процентах. Альбедо земной поверхности зависит от ее свойств и состояния: цвета, влажности и др. Наибольшей отражательной способностью обладает свежевыпавший снег – до 0,90. Альбедо поверхности песчаной пустыни – от 0,09 до 0,34 (в зависимости от цвета и влажности), поверхности глинистой пустыни – 0,30, луга со свежей травой – 0,22, с сухой травой – 0,931, леса лиственного – 0,16 –0,27, леса хвойного – 0,6 – 0,19. Отражательная способность спокойной водной глади при отвесном падении солнечных лучей – 0,02, при низком стоянии Солнца над горизонтом – 0,35.

Чистая атмосфера отражает около 0,10 солнечной радиации. Большое альбедо поверхности полярных льдов, покрытых снегом, - одна из причин низких температур в полярных районах.

Альбедо Земли как планеты очень сложно, так как поверхность ее очень разнообразна. Большое значение имеет облачность. Альбедо облаков – от 0,50 до 0,80. Величину альбедо Земли как планеты принимают равной 0,35.

Излучение. Всякое тело, обладающее температурой выше абсолютного нуля (- 2730С), испускает лучистую энергию. Полная лучеиспускательная способность абсолютно черного тела прямо пропорционально четвертой степени его абсолютной температуры (Т).

Чем выше температура излучающего тела, тем короче длина волн испускаемых им лучей. Раскаленное Солнце посылает в пространство коротковолновую радиацию. Земная поверхность, поглощая коротковолновую солнечную радиацию, нагревается и также становится источником излучения (источником земной радиации). Но так как температура земной поверхности не превышает нескольких десятков градусов, ее излучение длинноволновое, невидимое.

Атмосфера, поглощая часть проходящей через нее солнечной радиации и больше половины земной, сама излучает энергию и в мировое пространство и к земной поверхности. Атмосферное излучение, направленное к земной поверхности, навстречу земному, называется встречным излучением. Встречным оно называется потому, что направлено навстречу собственному излучению земной поверхности. Это излучение, как и земное, длинноволновое, невидимое. Земная поверхность поглощает это встречное излучение почти целиком (на 90 – 99%). Встречное излучение возрастает с увеличением облачности, поскольку облака сами являются источником излучения. С высотой встречное излучение уменьшается вследствие уменьшения содержания водяного пара. Наибольшее встречное излучение у экватора, где атмосфера наиболее нагрета и богата водяным паром.

В атмосфере встречаются два потока длинноволновой радиации – излучение поверхности и излучение атмосферы. Разность между ними, определяющая фактическую потерю тепла земной поверхностью, называется эффективным излучением. Эффективное излучение тем больше, чем выше температура излучающей поверхности. Влажность воздуха уменьшает эффективное излучение, сильно снижают его облака.

Наибольшее значение годовых сумм эффективного излучения наблюдается в тропических пустынях (80 ккал/см2 в год) благодаря высокой температуре поверхности, сухости воздуха и ясности неба. На экваторе при большой влажности воздуха эффективное излучение составляет всего около 30 ккал/см2 в год, причем величина его для суши и для океана мало различается. В умеренных широтах земная поверхность теряет почти половину того количества тепла, которое она получает от поглощения суммарной радиации. В целом для Земли эффективное излучение 46 ккал/см2 в год.

Способность атмосферы пропускать коротковолновое излучение Солнца (прямую и рассеянную радиацию) и задерживать длинноволновое тепловое излучение Земли называют парниковым эффектом. Средняя температура земной поверхности около +150С, а при отсутствии атмосферы она была бы на 21 – 360 ниже.

5. Разность между поглощенной радиацие й и эффективным излучением называют радиационным балансом или остаточной радиацией. В приходную часть баланса входят прямая радиация, рассеянная, т.е. суммарная. В расходную часть – альбедо поверхности и ее эффективное излучение.

Величина радиационного баланса поверхности определяется уравнением: R = Q (1 – a) – Iэф, где Q – суммарная солнечная радиация, поступающая на единицу поверхности, а – альбедо (выраженное дробью), Iэф – эффективное излучение поверхности. Если приход больше расхода, радиационный баланс положительный, если приход меньше расхода – отрицательный.

Радиационный баланс земной поверхности за год положителен для всей Земли, за исключением ледяных плато Гренландии и Антарктиды. Это значит, что годовой приток поглощенной радиации больше, чем эффективное излучение за то же время.

Ночью на всех широтах радиационный баланс поверхности отрицателен, днем до полудня – положителен (кроме высоких широт зимой), после полудня снова отрицателен.

На карте годовых сумм радиационного баланса видно, что распределение их на Океане в целом зонально. В тропических широтах годовые суммы радиационного баланса на Океане – 140 ккал/см2 (Аравийское море), а у границ плавучих льдов не превышают 30 ккал/см2. Около 600 с. и ю. широт годовой радиационный баланс равен 20 – 30 ккал/см2. Отсюда к более высоким широтам он уменьшается и на материке Антарктида он отрицателен –5 - -10 ккал/см2. К низким широтам он возрастает, достигая 100 – 120 ккал/см2 в тропиках и на экваторе. Незначительные отклонения от зонального распределения связаны с разной облачностью. Над водной поверхностью радиационный баланс больше, чем на суше в тех же широтах, т.к. океаны поглощают радиацию больше. Существенно отклоняется от зонального распределения величина радиационного баланса в пустынях, где баланс понижен вследствие большого эффективного излучения в сухом и малооблачном воздухе (в Сахаре – 60 ккал/см2, а рядом в океанах – 120 – 140 ккал/см2). Баланс понижен также, но в меньшей степени, в районах с муссонным климатом, где в теплое время года облачность увеличена и, следовательно, поглощенная радиация (прямая и рассеянная) уменьшена по сравнению с другими районами на той же широте.

В январе радиационный баланс отрицателен в значительной части северного полушария. Нулевая изолиния проходит в районе 400 с.ш. К северу от этой широты баланс становится отрицательным, достигая в Арктике – минус 4 ккал/см2 и ниже. Южнее он возрастает до 10 – 14 ккал/см2 на южном тропике, а южнее убывает до 4 – 5 ккал/см2 в прибрежных районах Антарктиды.

В июле радиационный баланс во всем северном полушарии положителен. На 60 – 650 с.ш. он более 8 ккал/см2. К югу он медленно увеличивается, достигая максимальных значений по обе стороны от северного тропика – 12 – 14 ккал/см2 и выше, а на севере Аравийского моря – 16 ккал/см2. Баланс остается положительным до 400ю.ш. Южнее он переходит к отрицательным значениям и у берегов Антарктиды снижается до минус 1 – минус 2 ккал/см2.

6. Как расходуются излишки тепла (положительный радиационный баланс) и восполняется его недостаток (отрицательный радиационный баланс), как устанавливается тепловое равновесие для поверхности, атмосферы, объясняет тепловой баланс.

Уравнение теплового баланса поверхности

R1 – LE – P – B = 0,

где R1 – радиационный баланс (всегда положительный), LE – затраты тепла на испарение (L – скрытая теплота парообразования, Е – испарение), Р – турбулентный теплообмен между поверхностью и атмосферой, В – теплообмен между поверхностью и нижележащими слоями почвогрунтов или воды.

Так как все члены уравнения могут изменяться, тепловой баланс очень подвижен. Тепловой баланс атмосферы включает ее радиационный баланс R2 (всегда отрицательный), тепло, поступающее от поверхности – Р и тепло, выделяющееся при конденсации влаги – LE (величины всегда положительные). В среднем многолетнем тепловой баланс атмосферы можно выразить уравнением:

R2 + P + LE = 0.

Тепловой баланс поверхности и атмосферы вместе как целого в среднем многолетнем равен нулю.

Если величину солнечной радиации, поступающей за год на Землю, принять за 100%, то 31% - направляется обратно в межпланетное пространство (7% рассеивается и 24% отражается облаками). Атмосфера поглощает 17% пришедшей радиации (3% поглощается озоном, 13% - водяным паром и 1% - облаками). Оставшиеся 52% (прямая + рассеянная радиация) достигают подстилающей поверхности, которая 4% отражает за пределы атмосферы, а 48% поглощает. Из 48%, поглощенных поверхностью, 18% идет на эффективное излучение. Таким образом, радиационный баланс поверхности (остаточная радиация) составит 30% (52% - 4% -18%). На испарение с поверхности расходуется 22%, на турбулентный обмен теплом с атмосферой – 8%. Тепловой баланс поверхности: 30% - 22% - 8% = -30%.

Излучение атмосферы в межпланетное пространство – 65%. Ее радиационный баланс: -65% + 17% + 18% = -30%. Тепловой баланс атмосферы: -30% + 22% + 8% =0. Альбедо Земли как планеты 35%.

Как известно, радиационный баланс является разностью между суммарной радиацией и эффективным излучением. Поэтому вначале мы кратко рассмотрим географическое распределение суммарной радиации эффективного излучения.

Распределение годовых и месячных количеств (сумм) суммарной (прямой плюс рассеянной) солнечной радиации по земному шару не вполне зонально: изолинии (т.е. линии равных значений) потока радиации на картах не совпадают с широтными кругами. Отклонения эти объясняются тем, что на распределение радиации по земному шару влияют прозрачность атмосферы и облачность.

Годовые количества суммарной радиации составляют в тропических и субтропических широтах свыше 59 ·10 2 МДж/м 2 . Они особенно велики в малооблачных субтропических пустынях, а в Северной Африке достигают 84 ·10 2 – 92 ·10 2 МДж/м 2 . Зато над приэкваториальными лесными областями с их большой облачностью (над бассейнами рек Амазонки и Конго (Заир), над Индонезией) они снижены до 42 ·10 2 – 50 ·10 2 МДж/м 2 . К более высоким широтам обоих полушарий годовые количества суммарной радиации убывают, достигая под 60° широты 25 ·10 2 – 33 ·10 2 2 . Но затем они снова растут – мало в Северном полушарии, но весьма значительно над малооблачной и снежной Антарктидой, где в глубине материка они достигают 50 ·10 2 – 54 ·10 2 МДж/м 2 , т.е. значений, близких к тропическим и превышающих экваториальные (Хромов, Петросянц, 2004). Над океанами суммы радиации ниже, чем над сушей. МДж/м

На территории России и сопредельных стран годовые количества суммарной радиации меняются от 25 ·10 2 МДж/м 2 на Северной Земле до 67 ·10 2 МДж/м 2 на юге Туранской низменности и на Памире. Под одной и той же широтой они больше на азиатской части, чем в европейской (вследствие меньшей облачности), и особенно велики в малооблачной Средней Азии. На Дальнем Востоке, где летом большая облачность, они уменьшаются.

Не вся суммарная радиация поглощается земной поверхностью. Какая-то часть ее отражается. В результате отражения теряется от 5 до 20% суммарной радиации. В пустынях и особенно в областях со снежным и ледяным покровом потеря радиации путем отражения больше.

Эффективное излучение земной поверхности распределяется по земному шару более равномерно, чем суммарная радиация. С ростом температуры земной поверхности, т.е. с переходом к более низким широтам, растет собственное излучение земной поверхности; однако одновременно растет и встречное излучение атмосферы вследствие большего влагосодержания воздуха и более высокой его температуры. Поэтому изменения эффективного излучения с широтой не слишком велики.

Вблизи экватора при большой влажности и облачности как на суше, так и на море эффективное излучение около 13·10 2 МДж/м 2 в год. В направлении к высоким широтам над океанами оно растет и под 60-й параллелью достигает примерно 17 ·10 2 – 21 ·10 3 МДж/м 2 в год. На суше эффективное излучение больше, особенно в сухих, малооблачных и жарких тропических пустынях, где достигает 33 ·10 2 МДж/м 2 в год.

Радиационный баланс земной поверхности за год положительный повсюду на Земле, кроме ледяных плато Гренландии и Антарктиды. Это означает, что годовой приток поглощенной радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не значит, что земная поверхность год от года становится все теплее. Избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фазовых преобразованиях воды (при испарении с земной поверхности и последующей конденсации в атмосфере).

Следовательно, для земной поверхности не существует радиационного равновесия в получении и отдаче радиации, но существует тепловое равновесие: приток тепла к земной поверхности как радиационными, так и нерадиационными путями равен его отдаче теми же способами.

Около 60-й параллели в обоих полушариях годовой радиационный баланс на суше составляет от 8 ·10 2 до 13 ·10 2 МДж/м 2 . К более высоким широтам он уменьшается и на материке Антарктиды становится отрицательным: от 2·10 2 до 4 ·10 2 МДж/м 2 . К низким широтам он возрастает: между
40° с.ш. и 40° ю.ш. годовой баланс более 25 ·10 2 МДж/м 2 , а между 20° с.ш. и 20° ю.ш. – более
42· 10 2 МДж/м 2 . На океанах радиационный баланс больше, чем на суше в тех же широтах.
Это объясняется тем, что радиация в океанах поглощается большим слоем, чем на суше, а эффек-тивное излучение не такое большое вследствие более низкой температуры морской поверхности, чем поверхности суши. Существенные отклонения от зонального распределения имеются в пустынях, где баланс ниже (в Сахаре, например до 25 · 10 2 МДж/м 2) вследствие большого эффективного излучения в сухом и малооблачном воздухе. Баланс понижен также, но в меньшей мере, в районах с муссонным климатом, где в теплое время года облачность увеличивается, а поглощенная радиация уменьшается по сравнению с другими районами под той же широтой.

В России годовой радиационный баланс на суше в северных широтах порядка 4 ·10 2 МДж/м 2 , а на юге – до 21· 10 2 МДж/м 2 (Хромов, Петросянц, 2004).

Солнечная радиация - это вся энергия Солнца, поступающая на Землю.

Та часть солнечной радиации, которая достигает поверхности Земли без препятствий, называется прямой радиацией. Максимально возможное количество прямой радиации получает единица площади, расположенная перпендикулярно к солнечным лучам. Если солнечные лучи проходят через облака и водяной пар, то это рассеянная радиация.

Количественной мерой солнечной радиации, поступающей на некоторую поверхность, служит энергетическая освещенность, или плотность потока радиации, т.е. количество лучистой энергии, падающей на единицу площади в единицу времени. Энергетическая освещенность измеряется в Вт/м2.

Количество солнечной радиации зависит от:

1) угла падения солнечных лучей

2) продолжительности светлого времени суток

3) облачности.

В атмосфере поглощается около 23% прямой солнечной радиации. Причем поглощение это избирательное: разные газы поглощают радиацию в разных участках спектра и в разной степени.

На верхнюю границу атмосферы солнечная радиация приходит в виде прямой радиации. Около 30% падающей на Землю прямой солнечной радиации отражается назад в космическое пространство. Остальные 70% поступают в атмосферу.

Самое большое количество солнечной радиации получают пустыни, лежащие вдоль линий тропиков. Солнце там поднимается высоко и погода почти весь год безоблачная.

Над экватором в атмосфере много водяного пара, который формирует плотную облачность. Пар и облачность поглощает большую часть солнечной радиации.

Полярные районы получают меньше всего радиации, там солнечные лучи почти скользят по поверхности Земли.

Подстилающая поверхность отражает радиацию по-разному. Тёмные и неровные поверхности отражают мало радиации, а светлые и гладкие хорошо отражают.

Море в шторм отражает меньше радиации, чем море в штиль.

Альбедо (лат. albus -- белый) - способность поверхности отражать радиацию.

Географическое распределение суммарной радиации

Распределение годовых и месячных количеств суммарной солнечной радиации по земному шару зонально: изолинии потока радиации на картах не совпадают с широтными кругами. Отклонения эти объясняются тем, что на распределение радиации по земному шару оказывают влияние прозрачность атмосферы и облачность.

Годовые количества суммарной радиации особенно велики в малооблачных субтропических пустынях. Зато над приэкваториальными лесными областями с их большой облачностью они снижены. К более высоким широтам обоих полушарий годовые количества суммарной радиации убывают. Но затем они снова растут -- мало в Северном полушарии, но весьма значительно над малооблачной и снежной Антарктидой. Над океанами суммы радиации ниже, чем над сушей.

Радиационный баланс земной поверхности за год положительный повсюду на Земле, кроме ледяных плато Гренландии и Антарктиды. Это означает, что годовой приток поглощенной радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не значит, что земная поверхность год от года становится все теплее. Избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фазовых преобразованиях воды (при испарении с земной поверхности и последующей конденсации в атмосфере).

Для земной поверхности не существует радиационного равновесия в получении и отдаче радиации, но существует тепловое равновесие: приток тепла к земной поверхности как радиационными, так и нерадиационными путями равен его отдаче теми же способами.

Как известно, радиационный баланс является разностью между суммарной радиацией и эффективным излучением. Эффективное излучение земной поверхности распределяется по земному шару более равномерно, чем суммарная радиация. Дело в том, что с ростом температуры земной поверхности, т. е. с переходом к более низким широтам, растет собственное излучение земной поверхности; однако одновременно растет и встречное излучение атмосферы вследствие большего влагосодержания воздуха и более высокой его температуры. Поэтому изменения эффективного излучения с широтой не слишком велики.

Радиационный баланс подстилающей поверхности равен разности поглощенной земной поверхностью суммарной радиации и эффективного излучения:

B = (S’ + D — R) — (Eз — bEa) = Q(1-Ak) — Eэф

где S ‘ - прямая солнечная радиация; D - рассеянная радиация; Q - суммарная солнечная радиация; R - отраженная радиация; Ak - альбедо подстилающей поверхности, Ез - собственное излучение земной поверхности; b- относительный коэффициент поглощения длинноволновой радиации подстилающей поверхностью; E а - встречное излучение атмосферы; Еэф - эффективное излучение подстилающей поверхности.

Количество поглощенной радиации в значительной степени определяется величиной альбедо - отражательной способностью земной поверхности. Альбедо, измеренные на актинометрических станциях (зимой площадка покрытая снегом, летом — травой) не характеризуют в полной мере отражательных свойств больших территорий. В зимний период разница в альбедо открытых снежных участков и леса, покрытого снегом, составляет от 15 до 30%. В бесснежный период альбедо зеленой травы незначительно отличается от альбедо леса, поэтому даже в районах с большими лесными массивами различия между поглощенной радиацией открытых участков (метеорологических площадок) и реальной подстилающей поверхности находится в пределах основной ошибки вычисления месячных сумм поглощенной радиации. В целом за год земной поверхностью поглощается от 50% (в Арктике) до 80%(в южных районах) от поступающей суммарной радиации. Большая часть годового количества поглощенной радиации приходится на период с апреля по сентябрь. В северных районах это оставляет 90–95 % от годовой суммы, в южных– 70–80 %.

Земная поверхность, нагретая в результате поглощения солнечной радиации, становится источником собственного излучения, направленного в атмосферу. В свою очередь атмосфера, нагревающаяся за счет турбулентного теплообмена с земной поверхностью, также излучает тепловую радиацию, направленную к земной поверхности (противоизлучение атмосферы). Разность между собственным излучением земной поверхности и поглощенной земной поверхностью частью противоизлучения атмосферы называется эффективным излучением. Распределение годовых сумм эффективного излучения близко к широтному, увеличение с севера на юг происходит в диапазоне 800–1800 МДж/км 2 .

Радиационный баланс изменяется под действием факторов, влияющих на его основные составляющие. Ночью значения радиационного баланса, определяемые только эффективным излучением, зависят от температуры подстилающей поверхности, облачности и стратификации атмосферы. Днем основная составляющая радиационного баланса - суммарная радиация - зависит от высоты солнца, облачности и альбедо подстилающей поверхности.

Ночью радиационный баланс имеет отрицательные значения. Переход от отрицательных значений к положительным происходит в среднем через 1 час после восхода солнца и обратный переход от положительных значений к отрицательным - за 1час 30мин до захода солнца. В зимние месяцы на севере отрицательный радиационный баланс наблюдается в течение суток.В годовом ходе смена знака радиационного баланса связана с датами образования и разрушения устойчивого снежного покрова. На островных полярных станциях (до 75–77°с.ш.) отрицательный радиационный баланс наблюдается в течение 7–8 мес., в умеренных широтах 3–4 мес. (с ноября по февраль), на юге (до 45–46°с.ш.) - в течение 1–2 мес. (декабрь-январь), а еще южнее радиационный баланс положителен в течение всего года.

Радиационный баланс открытых участков земной поверхности (метеорологических площадок) наиболее близко характеризует условия мест жилья и хозяйственной деятельности человека, но он отличается от радиационного баланса реальной поверхности (например, лесных массивов). Так, радиационный баланс хвойных лесов на 50–60% выше, чем открытой площадки. Для лиственных лесов эти различия меньше. Лесостепи, степи и другие нелесные поверхности по своим отражательным способностям близки к метеорологическим площадкам, поэтому данные актинометрических наблюдений можно использовать для оценки радиационного баланса полей зерновых культур.

В зимние месяцы (для большей территории России это период с ноября по февраль) радиационный баланс имеет отрицательные значения и его распределение по территории сильно отличается от широтного. В январе нарушение зональности связано с наличием в умеренных широтах двух обширных областей, для которых характерно некоторое уменьшение отрицательных значений радиационного баланса. Одна из них расположена на северо-западе Европейской части России, где увеличение радиационного баланса связано с большой облачностью под влиянием западного переноса влажных воздушных масс. Вторая область находится в Восточной Сибири, где рост радиационного баланса связан с преобладанием в зимние месяцы антициклональной циркуляции, способствующей образованию инверсий.

Граница нулевого радиационного баланса в январе и декабре проходит на широте 45–46°с.ш. по Краснодарскому краю. В ноябре и феврале на Европейской части России нулевая изолиния поднимается до 50°с.ш. , а на Азиатской части она проходит по югу Приморского края.

Переходный сезон от зимы к лету включает март, апрель и май. Распределение радиационного баланса по территории в эти месяцы определяется главным образом свойствами подстилающей поверхности (альбедо). В марте к северу от 60°с.ш. радиационный баланс еще остается отрицательным, а в апреле отрицательные значения баланса сохраняются лишь на побережье северных морей. В мае радиационный баланс имеет положительный знак на всей территории, значения его по сравнению с апрелем резко возрастают. На крайнем севере происходит увеличение от нулевых значений до 80 МДж/м 2 , а в умеренных широтах от 100–120 до 280–320 МДж/м 2 . Наряду с общим увеличением радиационного баланса как в апреле, так и в мае отмечается наличие значительного градиента (около 20 МДж/м 2 на 1° широты) в поясе 55–62°с.ш. (апрель) и в поясе 65–73°с.ш. (май). Это связано с большими различиями в альбедо подстилающей поверхности из-за разного времени схода снежного покрова. Как видно из представленных графиков суточного хода, от зимы к весне резко возрастает интенсивность радиационного баланса в дневные часы.

В летние месяцы изменение радиационного баланса по территории России в целом характеризуется увеличением его с севера на юг. В июне наименьшие месячные значения баланса (менее 240 МДж/м 2) отмечаются в северных прибрежных районах востока Европейской части России и Западной Сибири. При продвижении к югу отмечается резкое возрастание радиационного баланса.

Осенью в отличие от весенних месяцев, изменение баланса по всей территории происходит более равномерно и распределение его в сентябре и октябре близко к широтному. В сентябре радиационный баланс хотя и положительный, но его абсолютные значения резко уменьшаются по сравнению с летними месяцами. Особенно это проявляется на севере, где величина баланса в этом месяце составляет 40 МДж/м 2 , что в четыре раза меньше, чем в августе. В октябре вдоль 60-градусной параллели проходит граница между северными районами с отрицательным радиационным балансом и с положительным. Наибольшие значения 120 МДж/м 2 отмечаются на юге Приморского края.

В ноябре радиационный баланс отрицательный практически на всей территории России, лишь к югу от 50°с.ш. он сохраняет небольшие положительные значения. Широтный характер распределения в отличие от предыдущих месяцев нарушается в связи с особенностями циркуляционных процессов и характером подстилающей поверхности. Рост радиационного баланса происходит не с севера на юг, а с северо-востока на юго-запад.

Широтное положение страны определяет количество солнечной радиации, поступающей на поверхность, и ее внутригодовое распределение. Россия расположена между 77 и 41° с.ш.; основная ее площадь находится между 50 и 70° с.ш. Этим обусловлено положение России в основном в умеренном и субарктическом поясах, что предопределяет резкие изменения в количестве солнечной радиации по сезонам года. Большая протяженность территории с севера на юг определяет значительные различия годовой суммарной радиации между ее северными и южными районами. На арктических архипелагах Земли Франца-Иосифа и Северной Земли годовая суммарная радиация составляет около 60 ккал/см2 (2500 мДж/м2) а на крайнем юге - около 120 ккал/см2 (5000 мДж/м2).

Большое значение имеет положение страны по отношению к океанам, так как от него зависит распределение облачности, влияющей на соотношение прямой и рассеянной радиации и через нее на величину суммарной радиации, а также поступление более влажного морского воздуха. Россию, как известно, омывают моря, главным образом, на севере и востоке, что при господствующем в этих широтах западном переносе воздушных масс ограничивает влияние морей в пределах сравнительно неширокой приморской полосы. Однако резкое увеличение облачности на Дальнем Востоке летом уменьшает солнечную радиацию в июле в районе Сихотэ-Алиня до 550 мДж/м2, что равно величине суммарной радиации на севере Кольского полуострова, Ямале и Таймыре.

Поступающая на поверхность Земли солнечная радиация является основной энергетической базой формирования климата. Она определяет основной приток тепла к земной поверхности. Чем дальше от экватора, тем меньше угол падения солнечных лучей, тем меньше интенсивность солнечной радиации. В связи с большой облачностью в западных районах Арктического бассейна, задерживающей прямую солнечную радиацию, наименьшая годовая суммарная радиация характерна для полярных островов этой части Арктики и района Варангер-фьорда на Кольском полуострове (около 2500 мДж/м2). К югу суммарная радиация возрастает, достигая максимума на Таманском полуострове и в районе озера Ханка на Дальнем Востоке (свыше 5000 мДж/м2). Таким образом, годовая суммарная радиация увеличивается от северных границ к южным в два раза.

Суммарная радиация представляет собой приходную часть радиационного баланса: R = Q (1 - a) - J. Расходную часть составляет отраженная радиация (Q · a) и эффективное излучение (J). Отраженная радиация зависит от альбедо подстилающей поверхности, поэтому изменяется от зоны к зоне и по сезонам года. Эффективное излучение возрастает с уменьшением облачности, следовательно, от побережий морей вглубь континента. Кроме этого, эффективное излучение зависит от температуры воздуха и температуры деятельной поверхности. В целом эффективное излучение возрастает с севера на юг.

Радиационный баланс на самых северных островах отрицательный; в материковой части изменяется от 400 мДж/м2 на крайнем севере Таймыра до 2000 мДж/м2 на крайнем юге Дальнего Востока, в низовьях Волги и Восточном Предкавказье. Максимального значения (2100 мДж/м2) радиационный баланс достигает в Западном Предкавказье. Радиационный баланс определяет то количество тепла, которое расходуется на многообразные процессы, протекающие в природе. Следовательно, близ северных материковых окраин России на природные процессы, и прежде всего на климатообразование, расходуется в пять раз меньше тепла, чем у ее южной окраины.