4.1. ОСОБЕННОСТИ РАДИАЦИОННОГО И ТЕПЛОВОГО РЕЖИМА

Радиационный баланс земной поверхности представляет со­бой разность между суммарной солнечной радиацией, поглощенной земной поверхностью, и ее эффективным излучением. Суммарная солнечная радиация на территории России с севера на юг изменяется от 60 до 120 ккал/см2год (2514-5028 МДж/м2год).

Зимой наблюдается быстрое уменьшение поступления солнеч­ной радиации к Полярному кругу (от 3 до 0 ккал/см2/мес). К северу от Полярного круга в это время полярная ночь, которая на широте 70° длится 53 дня, на широте 80° - 125 дней.

Максимальное количество солнечной радиации поступает на по­верхность в мае-июле при наибольших высотах солнца и продолжи­тельности дня. В это время различия между величиной суммарной солнечной радиации на разных широтах незначительны, т.к. к северу уменьшение высоты солнца в значительной мере компенсируется увеличивающейся продолжительностью дня (за Полярным кругом -полярный день, продолжительность которого на широте 80° достигает 140 суток). Месячная величина солнечной радиации в июне на Север­ном Кавказе 17 ккал/см2, на Новой Земле и на Таймыре - 15 ккал/см2.

Одним из факторов, определяющих приход солнечной радиа­ции, является прозрачность атмосферы. Летом на севере страны в связи с низким влагосодержанием и малой запыленностью воздуха отмечается наибольшая прозрачность (до 0,8), а на юге европейской 

части России (ЕЧР) из-за увеличения влагосодержания и запыленно­сти - 0,7. С уменьшением прозрачности атмосферы растет доля рас­сеянной радиации.

Существенную роль в распределении, суммарной радиации играет облачность. Она уменьшает приход и изменяет соотношение прямой и рассеянной радиации. Из-за облачности на северо-западе ЕЧР и особенно на Дальнем Востоке летом поступает лишь около 50% солнечной радиации от теоретически возможной. Русская рав­нина за год получает 60-70% радиации от возможной при ясном небе, Забайкалье - до 85%.

Во все сезоны к югу от Полярного круга суммарная солнечная радиация увеличивается с запада на восток, от Белоруссии до Енисея на 10-15%, т. к. в этом направлении снижается облачность. На Даль­нем Востоке из-за облачности летом она на 20-30% ниже, чем в Сред­ней Сибири и в Забайкалье.

Доля прямой радиации увеличивается от 35-45% на севере до 55% на юге страны. Летом на Русской равнине ее доля на западе 55%, а на юго-востоке 65%, на Дальнем Востоке 45-55%.

Поступающая к поверхности Земли солнечная радиация частич­но отражается от нее. Величина, характеризующая отражательную способность поверхности, получила название альбедо. Определяется она свойствами самой поверхности, и, в первую очередь ее цветом. Зимой на территории России формируется устойчивый снежный по­кров, альбедо которого меняется от 45% на юго-западе Русской рав­нины (из-за оттепелей) до 80% севернее 60° и в Восточной Сибири.

В переходные сезоны в связи с неодновременным на севере и на юге формированием и ликвидацией снежного покрова контрасты в величине альбедо наиболее значительны.

Летом, в период вегетации, за Полярным кругом в зоне тундры альбедо составляет 10-13%, южнее в поясе лесов - 13-16%, в лесо­степи и степи - 20-25%, в полупустыне на Прикаспийской низмен­ности - около 30%. На частично покрытых льдом островах Аркти­ческих архипелагов - Франца-Иосифа, Новой Земли, Северной Земли, величина альбедо 60-70%.

           Альбедо - одна из расходных статей радиационного баланса. Другой его расходной частью является эффективное излучение, находящееся в прямой зависимости от температуры подстилающей поверх­ности и в обратной - от облачности. Годовые величины эффективного излучения меняются от 45 ккал/см² год 91886 МДж/м² год) на широте 45-48° до 25-30 ккал/см2 год (1047-1257 МДж/м² год)  на широте Полярного круга. Зимой его величина изменяется соответ­ственно от 3 до 0,5 ккал/см2мес, летом - от 6 до 3 ккал/см2мес. Об­лачность несколько уменьшает величину эффективного излучения на западе ЕЧР и на Дальнем Востоке. В Средней Сибири, отличающей­ся пониженной облачностью и сухостью воздуха, эффективное излу­чение повышено.

Радиационный баланс по территории страны изменяется от 2,5 на ледяных покровах арктических архипелагов до 50 ккал/см2год на Северном Кавказе. С запада на восток, радиационный баланс меняется мало, однако в азиатской части России его величина на тех же широтах несколько меньше, чем на Русской равнине, что связано с большей продолжительностью существования в Сибири снежного покрова.

Снижение годовых величин радиационного баланса с юга на север достигается не снижением максимальных его значений (летом), а сокращением периода, когда он имеет положительные значения. Летом месячные значения радиационного баланса изменяются с юга на север в небольших пределах, от 9 до 7 ккал/см2мес. Наибольшие различия, 3-4 ккал/см2мес, отмечаются между северными и южными районами страны в переходные сезоны (на юге снега уже или еще нет, а на севе­ре - устойчивый снежный покров). Так, в мае на Полярном круге ради­ационный баланс 2-3 ккал/см2 , а на широте Петербурга (60°) -   7 ккал/см2год (293 МДж/м² год). В октябре к северу от 60° радиационный баланс отрицательный.

Зимой почти на всей территории России радиационный баланс от­рицательный (от 0 на Азово-Кубанской низменности до 1,5 ккал/см2мес в верховьях р. Индигирки). Лишь в субтропиках черноморского по­бережья радиационный баланс сохраняет положительные значения.

Солнечная радиация, поглощенная земной поверхностью, за вычетом эффективного излучения преобразуется в тепловую энер­гию, которая расходуется на прогрев нижележащих грунтов, на ис­парение и на нагревание воздуха. Весной и летом тепло расходуется на таяние снега, льдов, многолетней мерзлоты. Алгебраическая сумма потоков тепла, приходящих на земную поверхность и уходящих от нее, выражается уравнением: R=P+LE +B, где R - радиационный баланс земной поверхности; Р - турбулентный поток между земной по­верхностью и атмосферой; LE - приход тепла за счет конденсации водяного пара или потеря тепла на испарение, В - приток тепла из грунта или водоема или затраты на их прогревание.

Величины составляющих теплового баланса и соотношения между ними зависят как от свойств подстилающей поверхности, так и от особенностей циркуляции воздушных масс. При данной величи­не R и отсутствии адвекции основными регуляторами теплового режи­ма подстилающей поверхности, а через нее и нижних слоев атмос­феры являются турбулентный теплообмен с атмосферой и испарение. Первый из них влияет на температуру воздуха непосредственно в зоне теплообмена, второй связан с поступлением тепла в атмосферу в скрытой форме  (с водяным паром), которое прежде, чем перейти в явную форму, может быть перенесено на значительное расстояние.

Теплооборот в почвогрунтах существенную роль играет вес­ной при оттаивании почвы и ее размерзании. В Средней Сибири и на Северо-Востоке России на протаивание грунтов расходуется до 30% радиационного баланса.

Соотношение количества тепла, переносимого в атмосферу в явной и скрытой форме, зависит от увлажнения территории. К северу от 52° затраты тепла на испарение больше, чем турбулентный поток между земной поверхностью и атмосферой. Наибольшее количество тепла тратится на испарение в поясе лесов в центре Русской равнины и на юге Дальнего Востока. В таежной и лесостепной зонах Западной Сибири на испарение тратится до 24 ккал/см2год (65-80% всего тепла).

Летом наибольшее количество тепла затрачивается на испаре­ние в Восточно-Европейском и Западно-Сибирском секторах тайги - от 16 до 18 ккал/см2 (40-50% всех затрат тепла). На турбулентный теплообмен здесь расходуется 4-6 ккал/см2 мес. (168-251 МДж/м²).

В тундре, несмотря на избыточное увлажнение, затраты тепла на турбулентный теплообмен несколько больше, 8-10 ккал/см2год, что связано с частыми «затоками» арктических воздушных масс и пониженной транспирацией тундровой растительности.

В степной зоне большая часть тепла расходуется на нагрева­ние воздуха (от 54 до 65%). Еще больше эта величина в полупустын­ных районах Прикаспийской низменности — до 80%.