Количество лучистой энергии, приходящее на единицу земной поверхности, зависит прежде всего от угла падения лучей. На одинаковые площади па экваторе, в средних и высоких широтах приходится различное количество радиации.
Точнее эта зависимость выражается так: интенсивность солнечной радиации пропорциональна синусу угла падения лучей или косинусу широты места.
Если угол от 90° до 0 уменьшается равномерно, то синус сначала уменьшается медленно (от 90 до 60° только на 0,14), а затем быстро (от 30° до 0 на 0,5). Отсюда становится попятным, почему в низких широтах зональный градиент (мера изменения) температур незначительный. В местностях, удаленных от экватора, например на 20° широты, среднегодовая температура почти такая же, как на экваторе. В средних широтах зональный перепад температур резкий; если от Петербурга удалиться на 20° к северу, то мы окажемся в ледовой зоне Арктики. Зональный градиент температур проявляется в атмосферной циркуляции.
Солнечная инсоляция (освещение) сильно ослабляется облачностью. Большая облачность экваториальных и умеренных широт и малая тропических вносят значительные коррективы в оптически зональное распределение лучистой энергии Солнца.
Распределение солнечного тепла по земной поверхности показано па карте суммарной солнечной радиации. Данные карты свидетельствуют о том, что наибольшее количество солнечного тепла — от 7530 до 8360 МДж/.м2, редко до 9200 Л\Дж/м2 (180—200 и 220 ккал/-см2) — получают тропические широты. Экваториальные страны из-за большой облачности получают тепла несколько меньше, 4185—5860 МДж/м2 (100-140 ккал/см2).
От тропических широт к умеренным радиация уменьшается. На островах Арктики она составляет не более 2510 МДж/м2 (60 ккал/см2) в год. Распределение радиации по земной поверхности имеет зонально-региональный характер. Зональный потому, что радиация распределяется поширотно, а региональный потому, что каждая зона распадается на районы (регионы), несколько отличающиеся один от другого.
