Теоретические аспекты солнечной радиации.

СОДЕРЖАНИЕ
   Введение                                                                                                                2
1 Теоретические аспекты солнечной радиации                                                    5
1.1  Поглощение и рассеяние прямой солнечной радиации в атмосфере          5
1. 2 Рассеянная солнечная радиация                                                                    10
1.3 Суммарная радиация и радиационный баланс                                             13 2 Климат и солнечная радиация в республике Адыгея
2.1 Влияние солнечной радиации на природные и хозяйственные процессы17    17
2.1 Солнечная радиация и климат                                                                        17
2.2Воздействие  солнечной  радиации  на  развитие  растений  и  животных 22                                                                                                             
Заключение                                                                                                             28
Список литературы                                                                                                30

								

Введение
   Солнечная радиация - весь испускаемый Солнцем поток радиации, который представляет собой электромагнитные колебания различной длины волны. В гигиеническом отношении особый интерес представляет оптическая часть солнечного света, которая занимает диапазон от 280-2800 нм. Более длинные волны – радиоволны, более короткие – гамма-лучи, ионизирующее излучение не доходят до поверхности Земли, потому что задерживаются в верхних слоях атмосферы, в озоновом слое в частности. Солнечная радиация - главный источник энергии для всех физико-географических процессов, происходящих на земной поверхности и в атмосфере. 
   Изучение данной проблемы имеет очень большое значение, так как вся живая природа чутко реагирует на сезонные изменения окружающей температуры, на интенсивность солнечного излучения – весной покрываются листвой деревья, осенью листва опадает, затухают обменные процессы, многие животные впадают в спячку. Человек не является исключением. На протяжении года у него меняется интенсивность обмена, состав клеток тканей, причем эти колебания различны в разных климатических поясах. Так, в южных районах содержание гемоглобина и количество эритроцитов, а также максимальное и минимальное давление крови в холодный период возрастают на 20 % по сравнению с теплым временем. В условиях Севера наибольший процент гемоглобина найден у большинства обследованных жителей в летние месяцы, а наименьший – зимой и в начале весны. В последнее время в связи с резким возрастанием загрязнения окружающей природной среды, усиления содержания в атмосфере углекислого газа, повышения радиационного фона значительно возросло число спонтанных, стихийных, вредных мутаций, как у животных, так и у человека.
   

 1. Теоретические аспекты солнечной радиации
1.1. Поглощение и рассеяние прямой солнечной радиации в атмосфере
   Основным источником энергии почти для всех природных процессов, происходящих на поверхности земли и в атмосфере, является лучистая энергия, поступающая на Землю от Солнца. Энергия, поступающая к поверхности земли из глубинных ее слоев, выделяющаяся при радиоактивном распаде, приносимая космическими лучами, а также излучение, приходящее к Земле от звезд, ничтожно малы по сравнению с энергией, поступающей на Землю от Солнца. Кроме лучистой энергии, т. е. электромагнитных волн, от Солнца приходят к Земле также различные потоки заряженных частиц, главным образом электронов и протонов, движущихся со скоростями в сотни и тысячи км/сек. Основная часть лучистой энергии, излучаемой Солнцем, представляет собой ультрафиолетовые, видимые и инфракрасные лучи. Эта часть электромагнитного излучения Солнца и называется в метеорологии солнечной радиацией.
   Солнечная радиация, поступившая на верхнюю границу атмосферы, на своем пути до земной поверхности претерпевает ряд изменений, вызванных ее поглощением и рассеиванием в атмосфере. Радиация, поступающая от Солнца в атмосферу и затем на земную поверхность в виде параллельного пучка лучей, называется прямой. Важная часть прямой радиации, пришедшей к верхней границе атмосферы, достигает земной поверхности. Часть солнечной радиации рассеивается молекулами атмосферных газов и аэрозолями и поступает к земной поверхности в виде рассеянной радиации.      Проходя через земную атмосферу, солнечная радиация ослабляется вследствие поглощения и рассеяния атмосферными газами и аэрозолями. При этом изменяется и ее спектральный состав. В спектре появляются линии и полосы, обусловленные поглощением в земной атмосфере и называемые теллурическими. 
	В поглощении длинноволновой радиации важную роль играет водяной пар: чем больше в атмосфере водяного пара, тем меньше прямой радиации доходит до Земли при прочих равных условиях. Рассеяние радиации в атмосфере происходит главным образом молекулами атмосферных газов и аэрозолями (пылинками, капельками тумана, облаков и др.). Интенсивность рассеяния зависит от количества рассеивающих частиц в единице объема, от их величины и природы, а также от длин волн самой рассеиваемой радиации. Ниже приведены значения коэффициента рассеяния в чистом и сухом воздухе при нормальном давлении для различных длин волн.
   Рассеяние радиации происходит во всех направлениях, однако, не с одинаковой интенсивностью. Наиболее интенсивное рассеяние имеет место в направлении падающего луча (вперед) и в противоположном направлении (назад). Минимумы рассеяния наблюдаются в направлениях, перпендикулярных к прямому лучу. Так происходит рассеяние в совершенно чистом и сухом воздухе. Доля коротких волн в рассеянной радиации больше, чем в прямой. Поэтому чем длиннее путь солнечных лучей, тем больше рассеивается коротких волн и тем больше становится доля длинных. Этим объясняется, например, что Солнце и Луна вблизи горизонта приобретают желтую или даже красноватую окраску.
   Поток прямой радиации и ее спектральный состав зависят от высоты солнца и прозрачности атмосферы. Последняя в свою очередь зависит от содержания поглощающих газов и аэрозолей в частности от наличия облаков и тумана. Под влиянием этих факторов поток прямой радиации может изменяться в широких пределах. При одной и той же высоте солнца поток прямой радиации в низких широтах, где в атмосфере содержится много водяного пара и пыли, должен быть меньше, чем в высоких широтах. Однако прозрачность атмосферы влияет на этот поток почти так же, как высота солнца, от которой зависит число проходимых масс.
   Поток прямой радиации увеличивается с увеличением высоты места над уровнем моря, так как чем выше находится пункт наблюдения, тем меньшая толща атмосферы пронизывается солнечными лучами и тем меньше они ослабляются. Увеличение потока прямой радиации с высотой в нижних слоях атмосферы происходит быстрее, чем в верхних, так как большая часть аэрозолей и водяного пара сосредоточена внизу. Исключительно большое влияние на прямую радиацию оказывают облака. Плотные облака нижнего яруса практически совершенно не пропускают прямую радиацию.
   Если бы прозрачность атмосферы в течение дня не менялась, то изменение прямой радиации было бы симметричным относительно истинного полудня: от нуля в момент восхода она сначала быстро, а потом более медленно увеличивалась бы до наибольшего значения, достигаемого в полдень, а затем так же плавно, сначала медленно, а потом более быстро, уменьшалась до нуля в момент захода солнца. Потоки были бы одинаковыми в часы, симметричные относительно полудня.
   Но прозрачность атмосферы в течение дня не остается постоянной, так как количество пыли, водяного пара и других примесей, содержащихся в воздухе, непрерывно меняется. Поэтому суточный ход прямой радиации обычно не бывает симметричным относительно полудня. В часы, близкие к полудню или послеполуденные, в результате усиления восходящих движений воздуха, поднимающих пыль и водяной пар, прямая радиация начинает уменьшаться, так что максимальное ее значение наблюдается не в полдень, а около 10 часов.
   Суточный ход прямой радиации меняется также в течение года, так как меняются продолжительность дня и высота солнца. Суточный ход прямой радиации, поступающей на перпендикулярную лучам и на горизонтальную поверхности, также различен вследствие неодинакового угла падения лучей на эти поверхности. 
   Суточный ход прямой радиации зависит и от широты места: в низких широтах максимум в околополуденные часы выражен значительно резче, чем в высоких. Причина заключается в том, что с приближением к полюсу меньше изменяется высота солнца в течение дня. На полюсах, например, изменение высоты солнца на протяжении суток настолько незначительно, что здесь суточный ход прямой радиации практически отсутствует.
   Годовой ход прямой радиации характеризуется изменением среднемесячных полуденных ее значений. Наиболее резко выражен годовой ход прямой радиации на полюсе. В зимнее полугодие солнечная радиация здесь отсутствует, а к моменту летнего солнцестояния может достигать 1,30 кал/см2 · мин. На экваторе, наоборот, амплитуда годового хода прямой радиации наименьшая. Кроме того, на экваторе годовой ход прямой радиации имеет вид двойной волны. 
   Теоретической суммой называется количество радиации, поступающее от Солнца за тот или иной промежуток времени на единицу горизонтальной поверхности, находящейся на внешней границе атмосферы.
   Возможной суммой называется количество лучистой энергии, которое поступало бы в данном месте при средней для него прозрачности атмосферы и при полном отсутствии облаков за тот или иной промежуток времени на единичную горизонтальную площадку, находящуюся на земной поверхности.     Действительной суммой прямой радиации называется фактическое ее количество, поступившее за тот или иной промежуток времени на единичную горизонтальную площадку, находящуюся на земной поверхности. Действительные суммы находятся путем обработки записей актинографа или из наблюдений по актинометру с учетом продолжительности солнечного сияния, устанавливаемой по записям гелиографа.
   
   
   
   
   
   
1.2. Рассеянная солнечная радиация
   Приход рассеянной радиации на земную поверхность может достигать нескольких десятых долей кал/см2 · мин. Наблюдаются следующие зависимости.
   1. Чем больше высота солнца, тем больше поток рассеянной радиации. 
   2. Чем больше в атмосфере рассеивающих частичек, тем большая доля солнечной радиации рассеивается. Следовательно, поток рассеянной радиации увеличивается при увеличении замутненности атмосферы.
   3. Поток рассеянной радиации значительно увеличивается при наличии светлых и относительно тонких облаков, представляющих собой хорошо рассеивающую среду. Особенно велико влияние облаков, освещаемых солнцем сбоку (высококучевых, кучевых). Под влиянием такой облачности рассеянная радиация может увеличиваться в 8-10 раз по сравнению с ее приходом при ясном небе. При сплошной облачности среднего и особенно верхнего яруса рассеянная радиация в 1,5-2 раза больше, чем при ясном небе. Только при очень мощной сплошной облачности и при выпадении осадков рассеянная радиация меньше, чем при ясном небе.
   4. Приход рассеянной радиации зависит от характера деятельной поверхности, в первую очередь от ее отражательной способности, так как радиация, отраженная от поверхности, вторично рассеивается в атмосфере и часть ее вновь попадает на поверхность, где добавляется к первично рассеянной радиации. Особенно заметно увеличивает рассеянную радиацию снежный покров, отражающий до 70-90% падающих на него прямых и рассеянных лучей. Чем меньше высота солнца, тем сильнее увеличивается рассеянная радиация за счет вторичного рассеивания. Так, снежный покров увеличивает поток рассеянной радиации на 65% при положении солнца у горизонта и на 12% при высоте солнца 50°.
   
   
   5. С увеличением высоты над уровнем моря рассеянная радиация при ясном небе уменьшается, так как уменьшается толща вышележащих рассеивающих слоев атмосферы. Но при наличии облаков рассеянная радиация в подоблачном слое атмосферы увеличивается с высотой.
   Суточный и годовой ход рассеянной радиации при безоблачном небе параллелен ходу прямой радиации. Но утром рассеянная радиация появляется раньше, чем прямая. Затем по мере поднятия солнца над горизонтом она увеличивается, достигает максимума в 12 - 13 часов, после чего начинает уменьшаться и в момент окончания сумерек обращается  в нуль.
   В годовом ходе максимум рассеянной радиации при ясном небе наблюдается в июле, минимум – в январе. Так же прост годовой ход рассеянной радиации при сплошной облачности. Однако описанный суточный и годовой ход рассеянной радиации сильно нарушается и усложняется при переменной облачности.
   Суммы рассеянной радиации, приходящей на земную поверхность, за любой промежуток времени определяют по записи регистрирующих приборов или путем расчета по результатам наблюдений в отдельные сроки.
   Суточные суммы рассеянной радиации в основном зависят от высоты солнца и продолжительности дня. Поэтому они растут с уменьшением широты и от зимы к лету. Большое влияние на приход рассеянной радиации оказывают прозрачность воздуха и облачность.
   	
   

   


1.3.   Суммарная радиация и радиационный баланс  
   Суммарная радиация – это сумма прямой (на горизонтальную поверхность) и рассеянной радиации. Состав суммарной радиации, т. е. соотношение между прямой и рассеянной радиацией, меняется в зависимости от высоты солнца, прозрачности, атмосферы и облачности. 
   1. До восхода солнца суммарная радиация состоит полностью, а при малых высотах солнца – преимущественно из рассеянной радиации. С увеличением высоты солнца доля рассеянной радиации в составе суммарной при безоблачном небе уменьшается: при h = 8° она составляет 50%, а при h = 50° – только 10-20%.
   2. Чем прозрачнее атмосфера, тем меньше доля рассеянной радиации в составе суммарной. 
   3. В зависимости от формы, высоты и количества облаков доля рассеянной радиации увеличивается в разной степени. Когда солнце закрыто плотными облаками, суммарная радиация состоит только из рассеянной. При таких облаках рассеянная радиация лишь частично восполняет уменьшение прямой, и поэтому увеличение количества и плотности облаков в среднем сопровождается уменьшением суммарной радиации. Но при небольшой или тонкой облачности, когда солнце совсем открыто или не полностью закрыто облаками, суммарная радиация за счет увеличения рассеянной может оказаться больше, чем при ясном небе.
   Суточный и годовой ход суммарной радиации определяется главным образом изменением высоты солнца: суммарная радиация изменяется почти прямо пропорционально изменению высоты солнца. Но влияние облачности и прозрачности воздуха сильно усложняет эту простую зависимость и нарушает плавный ход суммарной радиации.
   Суммарная радиация существенно зависит также от широты места. С уменьшением широты ее суточные суммы увеличиваются, причем, чем меньше широта места, тем равномернее суммарная радиация распределяется по месяцам, т. е. тем меньше амплитуда ее годового хода. 
   Например, в Павловске (? = 60°) ее месячные суммы составляют от 12 до 407 кал/см2, в Вашингтоне (? = 38,9°) – от 142 до 486 кал/см2, а в Такубае (? = 19°) – от 307 до 556 кал/см2. Годовые суммы суммарной радиации также увеличиваются с уменьшением широты. Однако в отдельные месяцы суммарная радиация в полярных районах может быть больше, чем в более низких широтах. Например, в бухте Тихой в июне суммарная радиация на 37% больше, чем в Павловске, и на 5% больше чем в Феодосии.
   Непрерывные наблюдения в Антарктиде за последние 7-8 лет показывают, что месячные суммы суммарной радиации в этом районе в самом теплом месяце (декабре) примерно в 1,5 раза больше, чем на таких же широтах в Арктике, и равны соответствующим суммам в Крыму и в Ташкенте. Даже годовые суммы суммарной радиации в Антарктиде больше, чем, например, в Санкт-Петербурге.  Такой значительный приход солнечной радиации в Антарктиде объясняется сухостью воздуха, большой высотой антарктических станций над уровнем моря и высокой отражательной способностью снежной поверхности (70-90%), увеличивающей рассеянную  радиацию.
   Разность между всеми приходящими на деятельную поверхность и уходящими от нее потоками лучистой энергии называется радиационным балансом деятельной поверхности. Иначе говоря, радиационный баланс деятельной поверхности представляет собой разность между приходом и расходом радиации на этой поверхности. Если поверхность горизонтальна, то к приходной части баланса относятся прямая радиация, приходящая на горизонтальную поверхность, рассеянная радиация и встречное излучение атмосферы. Расход радиации слагается из отраженной коротковолновой, длинноволнового излучения деятельной поверхности и отраженной от нее части встречного излучения атмосферы.
   Радиационный баланс представляет собой фактический приход, или расход лучистой энергии на деятельной поверхности, от которого зависит, будет ли происходить ее нагревание или охлаждение. Если приход лучистой энергии больше ее расхода, то радиационный баланс положителен и поверхность нагревается. Если же приход меньше расхода, то радиационный баланс отрицателен и поверхность охлаждается. Радиационный баланс в целом, как и отдельные составляющие его элементы, зависит от многих факторов. Особенно сильно на него влияют высота солнца, продолжительность солнечного сияния, характер и состояние деятельной поверхности, замутнение атмосферы, содержание в ней водяного пара, облачность и др.
   Мгновенный (минутный) баланс днем обычно положителен, особенно летом. Примерно за 1 час до захода солнца (исключая зимнее время) расход лучистой энергии начинает превышать ее приход, и радиационный баланс становится отрицательным. Приблизительно через 1 час после восхода солнца он снова становится положительным. Суточный ход баланса днем при ясном небе примерно параллелен ходу прямой радиации. В течение ночи радиационный баланс обычно изменяется мало, но под влиянием переменной облачности он может изменяться значительно.
    Годовые суммы радиационного баланса положительны на всей поверхности суши и океанов, кроме районов с постоянным снежным или ледяным покровом, например Центральной Гренландии  и Антарктиды. Севернее 40° северной широты и южнее 40° южной широты зимние месячные суммы радиационного баланса отрицательны, причем период с отрицательным балансом увеличивается в направлении к полюсам. Так, в Арктике эти суммы положительны только в летние месяцы, на широте 60° – в течение семи месяцев, а на широте 50° – в течение девяти месяцев. Годовые суммы радиационного баланса меняются при переходе с суши на море.
   Радиационный баланс системы Земля-атмосфера представляет собой баланс лучистой энергии в вертикальном столбе атмосферы сечением 1 см2, простирающемся от деятельной поверхности до верхней границы атмосферы. Его приходная часть состоит из солнечной радиации, поглощенной деятельной поверхностью и атмосферой, а расходная – из той части длинноволнового излучения земной поверхности и атмосферы, которая уходит в мировое пространство. Радиационный баланс системы Земля-атмосфера положителен в поясе от 30° южной широты до 30° северной широты, а в более высоких широтах он отрицателен.
   Изучение радиационного баланса представляет большой практический интерес, так как этот баланс является одним из основных климатообразующих факторов. От его величины зависит тепловой режим не только почвы или водоема, но и прилежащих к ним слоев атмосферы. Знание радиационного баланса имеет большое значение при расчетах испарения, при изучении вопроса о формировании и трансформации воздушных масс, при рассмотрении влияния радиации на человека и растительный мир.


2 Климат и солнечная радиация в республике Адыгея
В Адыгее уникальный климат. Чистейший горный воздух, умеренная влажность, умеренная теплота и мягкость. Очень большое значение для формирования климата оказывает циркуляция в биосфере. Так же для климата и рекреации местности очень важен солнечный свет, продолжительность светового дня и количество солнечных дней в году, которых в среднем насчитывается от 200 до 250, а число суммарной солнечной радиации составляет 115-120 ккал/см2.
Климат республики Адыгея по большому счету обусловлен ее географическим расположением. Близость Черного моря, которое не замерзает зимой, широкие равнины, высота и распределение горных хребтов, которые играют свою роль в передвижении масс облаков, высокая влажность - все это формирует уникальную климатическую зону. Черное море является прекрасным «аккумулятором» тепла, которое накапливает его жарким летом и постепенно отдает окружающей среде зимой. Черное море так же формирует так называемые черноморские циклоны, которые снабжают необходимой влагой прибрежные районы. А скалы Кавказских гор, как говорилось выше, задерживают облака, пока они не выльют все дожди в долине. Это очень важно для увлажнения климата в весенне - летний период. Именно поэтому осадков в Адыгее выпадает в два раза больше, чем в степях Краснодарского края. А влажность необходима для развития богатой флоры и фауны. Количество дней с осадками в целом за год бывает 115-150. 
Однако, осадки в предгорной и горной местности выпадают неравномерно. Наблюдается закономерность - чем выше горы, тем больше осадков. Но орография местности влияет на распределение осадков. Например, своеобразным экраном является северный уступ Лагонакското нагорья, и перед ним количество осадков резко увеличивается. Но самое большое среднегодовое количество осадков зарегистрировано на Белореченском перевале, где хребты достигают высоты 2744 м.
Ветровой режим тоже зависит от орографии местности. Например, в станице Даховской ветер дует, в основном, северного и юго-восточного направлений, а в долине реки Белой, где расположен поселок Гузерипль, ветра дуют, в основном, северного, северо-восточного, южного и юго-западного направлений. Ветер относительно тихий, скорость движения воздуха невысокая. Если и есть штормовые ветра, то они наблюдаются только зимой вследствие прохождения определенных атмосферных фронтов. Отличительная особенность этой местности - наличие горно-долинных ветров.
Несмотря на то, что республика Адыгея имеет относительно небольшую протяженность с севера на юг, которая составляет всего 200 км, здесь очень разнообразный климат. Там, где располагаются северные равнины, климат умеренно-континентальный, где начинаются предгорья, ближе к югу - это уже теплый, влажный климат. А южная горная часть отличается холодным высокогорным. климатом.
Климат Адыгеи, как и каждой местности, определяется четырьмя основными климатообразующими факторами: солнечной радиацией, системой атмосферной циркуляции, характером подстилающей поверхности и антропогенной деятельностью.
Солнечная радиация. Положение республики на юге России определяет большие высоты солнца над горизонтом. В Майкопе в полдень 22 июня высота солнца над горизонтом составляет 68,5?, а 22 декабря - 22?. От высоты солнца зависит количество тепла, поступающего на земную поверхность. Большое количество суммарной радиации определяет длительный вегетационный период 230-240 дней.
Циркуляция атмосферы. Преобладающие воздушные массы в республике: морские умеренные (мУВ) и континентальные умеренные (кУВ). Зимой кУВ поступает от мощного Сибирского антициклона и приносит похолодание, летом он обуславливает жаркую сухую погоду. МУВ поступает с запада на восток с циклонами, приносящими облачные осадки, сопровождающиеся грозами. Зимой с ним связаны снегопады. На территорию республики вторгаются так же трансформированные арктические воздушные массы. Их холодный воздух задерживается высокими хребтами Кавказа и здесь образуются фронты циклонов. Континентальный тропический (кТВ) проходит из средней Азии, морской тропический (мТВ) – со Средиземного моря. Зимой этот воздух вызывает оттепели февральские окна, летом жару, весной и осенью – теплую погоду.
Начиная с широты поселка Хамышки, с востока и юга Адыгея отделена высокими горами с наиболее значительной вершиной Чугуш (3240 м). эти горы являются барьером, отгораживающими республику с юга и ослабляющий влияние черного моря. С запада от Черного моря Адыгея отделена средними и низкогорными хребтами, но с запада на восток влияние Черного моря более выражено. Зимой оно оказывает отепляющее воздействие, летом ветры с моря приносят прохладу и влагу.
Антропогенная деятельность. На климат влияет и деятельность людей, изменяющих характер подстилающей поверхности. Строительство крупных водохранилищ, уничтожение лесов, распашка больших территорий изменяют содержание влаги в почве и воздухе, температурный режим. В атмосфере с каждым годом увеличивается количество газов антропогенного происхождения: окислов углерода, азота, серы, органических соединений, что также влияет на распределение тепла у земной поверхности.  
Температурный режим. Самый холодный месяц в Адыгее – январь. Средние январские температуры в северной равнинной части составляет -2?С.
Абсолютные минимумы температуры воздуха на равнине отмечены в селе Красногвардейском -39?С, в горной части станицы Даховской -38?С. В июле, до широты Майкопа, в пределах равнинной части среднемесячная температура воздуха составляет +22-23?С. К югу температура понижается в соответствие с ростом высоты: на высоте 300 метров до +21?С, на 1000 метров до +20?С, на 1500 метров до +19?С, а на высоте 2000 метров до +13?С. 
Абсолютные максимумы положительной температуры воздуха отмечены на равнине в селе Красногвардейском +43?С, в горной части поселка Гузерипль. Продолжительность без морозного периода на равнине составляет 190 дней, в горах до высоты 1500 метров – 160 дней, в Майкопе – 195 дней, на высоте 2700-3000 метров без морозного периода не бывает.
В первый район входит равнинная часть республике с высотой до 200 метров. Годовой ход абсолютной и относительной влажности в этом районе показан на графике по пунктам Краснодар и Усть-Лабинск. Здесь минимальное значение относительной влажности имеет максимальное значение 55%.
Второй район включает территорию с отметками высот от 200 до 300 метров (пункты г. Майкоп, Лабинск). Относительная влажность минимальна здесь в апреле и августе.
В третий район входит предгорная часть, представленная пунктом станица Даховская. В этом районе минимальное значение относительной влажности наблюдается в апреле – 68%, а в декабре и январе она составляет 78%.
Четвертый район, представлены пунктом поселка Гузерипль, включает горную часть. В этом районе годовой ход относительной влажности еще более сглажен, чем в предгорьях: минимальное значение 78% она достигает в апреле, в декабре-январе 82-84%.
Сезоны года. Сезонные явления в республике отличаются не постоянством. Самый продолжительный сезон года в Адыгеи – лето. Оно продолжается около 5 месяцев с мая по сентябрь.
Весна. Весной продолжительность дня увеличивается с 10 до 12 часов. Весна в Адыгее начинается в третьей декаде февраля. Средняя температура апреля +9?, +11?, возвратные заморозки наблюдаются и в конце апреля и в начале мая.
Лето. Начинается с перехода среднесуточной температуры воздуха через 190 в сторону повышения. На равнинах Адыгеи лето умерено – жаркое и умеренно-влажное, в предгорьях хорошо увлажненное. Летом выпадают преимущественно ливневые осадки с грозами и иногда с градом. Часты летом суховеи, на которые приходятся в северной части республики 35-75 дней.
Осень. Раньше всего осень наступает в горах. В середине сентября осень опускается в предгорье, на равнинной территории республики осень наступает в среднем в конце сентября.
Зима начинается с даты перехода среднесуточной температуры воздуха через 00 в сторону понижения к отрицательным значениям и с выпадением снега. Самый холодный месяц зимы январь. Среднемесячная температура -2?, -3?. Минимальные достигают -30?, -38?. Глубина промерзания почвы в среднем не превышает 15-20 сантиметров. Зимой велико количество пасмурных дней. Осадки выпадают в виде дождя и мокрого снега.
Пыльные бури. В республике отмечается большая повторяемость сильных ветров, со скоростью более 15 м/сек. Среднее число дней с сильным ветром колеблется от 13 до 20 дней, а максимальное число их в отдельные года достигает 36-68 дней.





2   Влияние солнечной радиации на природные и хозяйственные процессы
2.1   Солнечная радиация и климат
   Солнце – главная сила, управляющая климатической системой и даже самые незначительные изменения в количестве солнечной энергии могут иметь серьезные последствия для климата земли. Солнечная активность увеличивается и уменьшается каждые одиннадцать лет (или, как полагают некоторые специалисты, каждые двадцать два года) солнечного цикла. За последние 3 миллиона лет регулярные колебания количества солнечного света, падающего на поверхность планеты, вызвали серию ледниковых периодов, перемежавшихся короткими теплыми межледниковыми интервалами. В соответствии с гипотезой Миланковича полушария Земли в результате изменения ее движения могут получать меньшее или большее количество солнечной радиации, что отражается на глобальной температуре. За миллионы лет сменилось множество климатических циклов. В конце последнего ледникового периода ледяной покров, в течение 100 тысяч лет сковывавший север Европы и Северной Америки, начал уменьшаться и 6 тысяч лет назад исчез. Многие ученые считают, что развитие цивилизации приходится в основном на теплый промежуток между ледниковыми периодами.
   Поступающая на поверхность Земли солнечная радиация является основной энергетической базой формирования климата. Она определяет основной приток тепла к земной поверхности. Атмосфера нагревается, поглощая как солнечную радиацию, так и собственное излучение земной поверхности. Нагретая атмосфера излучает сама. Так же как и земная поверхность, она излучает инфракрасную радиацию в диапазоне невидимых глазу длинных волн. Значительная часть (около 70%) излучения атмосферы приходит к земной поверхности, которая практически полностью ее поглощает (95-99%). Это излучение называется «встречным излучением», так как оно направлено навстречу собственному излучению земной поверхности. Основной субстанцией в атмосфере, поглощающей земное излучение и посылающей встречное, является водяной пар. Помимо водяного пара в состав атмосферы входят углекислый газ (СО2) и другие газы, которые поглощают энергию в диапазоне волн 7-15 мкм, т.е. там, где энергия земного излучения близка к максимуму. Сравнительно небольшие изменения концентрации СО2 в атмосфере могут оказать воздействие на температуру земной поверхности. По аналогии с процессами, происходящими в оранжереях, когда проникающая сквозь защитную пленку радиация нагревает землю, излучение которой пленкой задерживается, обеспечивая дополнительный нагрев, этот процесс взаимодействия земной поверхности с атмосферой носит название «парникового эффекта». Явление парникового эффекта позволяет поддерживать на поверхности Земли температуру, при которой возможно возникновение и развитие жизни. Если бы парниковый эффект отсутствовал, средняя температура поверхности земного шара была бы значительно ниже, чем она есть сейчас.
   Влияние внешних факторов на глобальную температуру воздуха изучается на основе моделирования. Большинство работ в этом направлении свидетельствуют о том, что в последние 50 лет предполагаемые темпы и масштабы потепления, обусловленные увеличением выбросов парниковых газов, вполне сопоставимы с темпами и масштабами наблюдаемого потепления или превышают их. Изменения концентрации в атмосфере парниковых газов и аэрозолей, изменения солнечной радиации и свойств земной поверхности меняют энергетический баланс климатической системы. Эти изменения выражаются термином «радиационное воздействие», которое используется для сравнения того, как в силу целого ряда человеческих и естественных факторов на глобальный климат оказывается нагревающее или охлаждающее влияние.
   На территории России зимой наибольших значений суммарная солнечная радиация достигает на юге Дальнего Востока, в южном Забайкалье и Предкавказье. В январе крайний юг Приморья получает свыше 200 мДж/м2, остальные перечисленные районы – свыше 150 мДж/км2. К северу суммарная радиация быстро убывает за счет более низкого положения Солнца и сокращения продолжительности дня. К 60° с.ш. она уже уменьшается в 3-4 раза. Севернее полярного круга устанавливается полярная ночь, продолжительность которой на 70° с.ш. составляет 53 дня. Радиационный баланс зимой на всей территории страны отрицательный.
   В этих условиях происходит сильное выхолаживание поверхности и формирование Азиатского максимума с центром над Северной Монголией, юго-востоком Алтая, Тувой и югом Прибайкалья. Давление в центре антициклона превышает 1040 гПа (мбар). От Азиатского максимума отходят два отрога: на северо-восток, где формируется вторичный Оймяконский центр с давлением свыше 1030 гПа, и на запад, на соединение с Азорским максимумом, – ось Воейкова. Она протягивается через Казахский мелкосопочник на Уральск – Саратов – Харьков – Кишинев и далее вплоть до южного побережья Франции. В западных районах России в пределах оси Воейкова давление понижается до 1021 гПа, но остается более высоким, чем на территориях, расположенных севернее и южнее оси.
   Ось Воейкова играет важную роль климатораздела. К югу от нее (в России это – юг Восточно-Европейской равнины и Предкавказье) дуют восточные и северо-восточные ветры, несущие сухой и холодный континентальный воздух умеренных широт из Азиатского максимума. К северу от оси Воейкова дуют юго-западные и западные ветры. Роль западного переноса в северной части Восточно-Европейской равнины и на северо-западе Западной Сибири усиливается благодаря Исландскому минимуму, ложбина которого достигает Карского моря (в районе Варангер-фьорда давление составляет 1007, 5 гПа). С западным переносом в эти районы нередко поступает относительно теплый и влажный атлантический воздух. На остальной части Сибири преобладают ветры с южной составляющей, выносящие континентальный воздух из Азиатского максимума. 

   У восточных берегов Камчатки зимой формируется Алеутский минимум. На Командорских островах, в юго-восточной части Камчатки, в северной части Курильской островной дуги давление ниже 1003 гПа, на значительной части побережья Камчатки давление ниже 1006 гПа. Здесь, на восточной окраине России, область низкого давления расположена в непосредственной близости от северо-восточного отрога, поэтому образуется высокий градиент давления (особенно близ северного берега Охотского моря); холодный континентальный воздух умеренных широт (на юге) и арктический (на севере) выносится на акваторию морей. Преобладают ветры северных и северо-западных румбов. Арктический фронт зимой устанавливается над акваторией Баренцева и Карского морей, а на Дальнем Востоке – над Охотским морем. Полярный фронт в это время проходит южнее территории России. Лишь на Черноморском побережье Кавказа сказывается влияние циклонов Средиземноморской ветви полярного фронта, пути движения которых смещаются с Передней Азии на Черное море в связи с более ни.......................