Основният източник на енергия за по-голямата част от физичните, химичните и биологичните процеси в атмосферата, хидросферата и горни слоевелитосферата е слънчева радиация и следователно съотношението на компонентите. . характеризира трансформациите му в тези черупки.

Т.б. представляват конкретни формулировки на закона за запазване на енергията и са съставени за участък от земната повърхност (T. b. земната повърхност); за вертикален стълб, преминаващ през атмосферата (T.b. атмосфера); за такъв стълб, преминаващ през атмосферата и горните слоеве на литосферата, хидросферата (T. b. система Земя-атмосфера).

Т.б. земна повърхност: R + P + F0 + LE = 0 е алгебричната сума на енергийните потоци между елемент от земната повърхност и околното пространство. Тези потоци включват радиационна (или остатъчна радиация) R - между погълнатата късовълнова слънчева радиация и дълговълновата ефективна радиация от земната повърхност. Положителният или отрицателният радиационен баланс се компенсира от няколко топлинни потока. Тъй като земната повърхност обикновено не е равна на температурата на въздуха, топлината възниква между подлежащата повърхност и атмосферата. Подобен топлинен поток F0 се наблюдава между земната повърхност и по-дълбоките слоеве на литосферата или хидросферата. В този случай топлинният поток в почвата се определя от молекулярната топлопроводимост, докато в резервоарите той е повече или по-малко турбулентен. Топлинният поток F0 между повърхността на резервоара и неговите по-дълбоки слоеве е числено равен на промяната в топлинното съдържание на резервоара за дадено време и преноса на топлина чрез течения в резервоара. От съществено значение в T. b. земната повърхност обикновено има топлина на LE, която се определя като масата на изпарената вода E на топлина на изпарение L. Стойността на LE зависи от овлажняването на земната повърхност, нейната температура, влажност на въздуха и интензивността на турбулентния топлообмен в повърхностния слой на въздуха, което определя преноса на вода от земната повърхност в атмосферата.

Уравнение T.b. атмосферата има: Ra + Lr + P + Fa = DW.

Т.б. атмосферата се състои от нейния радиационен баланс Ra; пристигането или потреблението на топлина Lr по време на фазовите трансформации на водата в атмосферата (g - утаяване); пристигането или консумацията на топлина P, причинена от турбулентен топлообмен на атмосферата със земната повърхност; пристигането или загубата на топлина Fa, причинена от топлообмен през вертикалните стени на колоната, което е свързано с подредени атмосферни движения и макротурбуленция. Освен това в уравнението T. b. Атмосферата включва DW, равна на големината на промяната в съдържанието на топлина вътре в колоната.

Уравнение T.b. Системата земя-атмосфера съответства алгебрична сумачленове на уравнения T. b. земната повърхност и атмосферата. Компоненти на T. b. земната повърхност и атмосферата за различни региони на земното кълбо се определят чрез метеорологични наблюдения (в актинометрични станции, в специални метеорологични станции, на метеорологични спътници на земята) или чрез климатологични изчисления.

Ширинни стойности на компонентите на T. b. земната повърхност за океаните, сушата и Земята и T. b. атмосфера са дадени в таблици 1, 2, където стойностите на условията на T. b. се считат за положителни, ако съответстват на пристигането на топлина. Тъй като тези таблици се отнасят за средни годишни условия, те не включват термини, характеризиращи промените в топлинното съдържание на атмосферата и горните слоеве на литосферата, тъй като за тези условия те са близки до нула.

За Земята, заедно с атмосферата, T. b. представен на . На единица повърхност външна границаатмосферата се влива слънчева радиация, равно средно на около 250 kcal/cm2 в , от които около ═се отразява в света, а 167 kcal/cm2 годишно се абсорбира от Земята (Qs стрелка на ориз.). До земната повърхност достига късовълнова радиация, равна на 126 kcal/cm2 годишно; 18 kcal/cm2 годишно от това количество се отразява, а 108 kcal/cm2 годишно се абсорбира от земната повърхност (стрелка Q). Атмосферата поглъща 59 kcal/cm2 годишно късовълнова радиация, тоест значително по-малко от земната. Ефективната дълговълнова радиация на земната повърхност е 36 kcal/cm2 годишно (стрелка I), така че радиационният баланс на земната повърхност е 72 kcal/cm2 годишно. Дълговълнова радиация от Земята световно пространствосе равнява на 167 kcal/cm2 на година (стрелка Is). По този начин земната повърхност получава около 72 kcal/cm2 на година лъчиста енергия, която частично се изразходва за изпаряване на вода (кръг LE) и частично се връща в атмосферата чрез турбулентен пренос на топлина (стрелка P).

Таблица 1. - Топлинен баланс на земната повърхност, kcal/cm2 година

Степени

Земята средно

R══════LE ═════════Р════Fo

R══════LE══════Р

═R════LE═══════Р═════F0

70-60 северна ширина

0-10 южна ширина

Земята като цяло

23-══33═══-16════26

29-══39═══-16════26

51-══53═══-14════16

83-══86═══-13════16

113-105═══- 9═══════1

119-══99═══- 6═-14

115-══80═══- 4═-31

115-══84═══- 4═-27

113-104═══-5════-4

101-100═══- 7══════6

82-══80═══-9═══════7

57-══55═══-9═══════7

28-══31═══-8══════11

82-══74═══-8═══════0

20═══-14══- 6

30═══-19══-11

45═══-24══-21

60═══-23══-37

69═══-20══-49

71═══-29══-42

72═══-48══-24

72═══-50══-22

73═══-41══-32

70═══-28══-42

62═══-28══-34

41═══-21══-20

31═══-20══-11

49═══-25══-24

21-20══- 9═══════8

30-28═-13═════11

48-38═-17══════7

73-59═-23══════9

96-73═-24══════1

106-81═-15═-10

105-72══- 9═-24

105-76══- 8═-21

104-90═-11═══-3

94-83═-15══════4

80-74═-12══════6

56-53══- 9══════6

28-31══- 8════11

72-60═-12══════0

Данни за компонентите на T. b. се използват при разработването на много проблеми в климатологията, земната хидрология и океанологията; те се използват за обосноваване на числени модели на теорията на климата и за емпирично тестване на резултатите от използването на тези модели. Материали за T. b. играе голямо

Радиационният баланс е притокът и изходът на лъчиста енергия, погълната и излъчена от подлежащата повърхност, атмосферата или системата земя-атмосфера за различни периоди от време (6, стр. 328).

Входящата част от радиационния баланс на подстилащата повърхност R се състои от пряка слънчева и разсеяна радиация, както и противорадиация на атмосферата, погълната от подстилащата повърхност. Консумативната част се определя от загубата на топлина поради собствената топлинно излъчванеподлежаща повърхност (6, стр. 328).

Уравнение на радиационния баланс:

R=(Q+q) (1-A)+d-

където Q е потокът (или сумата) на пряката слънчева радиация, q е потокът (или сумата) на дифузната слънчева радиация, A е албедото на подлежащата повърхност, е потокът (или сумата) на насрещната радиация на атмосферата и е потокът (или сумата) от подлежащото топлинно излъчване на подлежащата повърхност, d - абсорбционната способност на подлежащата повърхност (6, стр. 328).

Годишният радиационен баланс на земната повърхност е положителен навсякъде на Земята, с изключение на ледените плата на Гренландия и Антарктида (фиг. 5). Това означава, че годишният приток на погълната радиация е по-голям от ефективната радиация за същото време. Но това изобщо не означава, че земната повърхност става по-топла от година на година. Излишъкът от погълната радиация над радиацията се балансира от преноса на топлина от земната повърхност към въздуха чрез топлопроводимост и по време на фазови трансформации на водата (по време на изпарение от земната повърхност и последваща кондензация в атмосферата).

Следователно за земната повърхност няма радиационно равновесие в приемането и отделянето на радиация, но има топлинно равновесие: притокът на топлина към земната повърхност, както по радиационен, така и по нерадиационен път, е равен на нейното освобождаване в същите начини.

Уравнение топлинен баланс:

където големината на радиационния топлинен поток е R, турбулентният топлинен поток между подлежащата повърхност и атмосферата е P, топлинният поток между подлежащата повърхност и подлежащите слоеве е A и консумацията на топлина за изпаряване (или отделяне на топлина по време на кондензация ) е LE (L е латентната топлина на изпарение, E - скорост на изпарение или кондензация) (4, стр. 7).

В съответствие с пристигането и потреблението на топлина по отношение на подлежащата повърхност, компонентите на топлинния баланс могат да бъдат положителни или отрицателни стойности. В дългосрочен план средната годишна температура на горните слоеве на почвата и водата на Световния океан се счита за постоянна. Следователно вертикалният и хоризонтален топлообмен в почвата и в Световния океан като цяло практически може да се приравни към нула.

Така в дългосрочен план годишният топлинен баланс за земната повърхност и Световния океан се състои от радиационния баланс, загубата на топлина за изпарение и турбулентния топлообмен между подстилащата повърхност и атмосферата (фиг. 5, 6). За отделни частиокеан, в допълнение към посочените компоненти на топлинния баланс, е необходимо да се вземе предвид преносът на топлина от морските течения.

ориз. 5. Радиационен баланс на Земята и пристигане на слънчева радиация за година

Топлинен баланс nsЗемя, съотношението на притока и изтичането на енергия (лъчиста и топлинна) на земната повърхност, в атмосферата и в системата Земя-атмосфера. Основният източник на енергия за по-голямата част от физическите, химичните и биологичните процеси в атмосферата, хидросферата и горните слоеве на литосферата е слънчева радиация, следователно разпределението и съотношението на компонентите на T. b. характеризира трансформациите му в тези черупки.

Т.б. Те представляват конкретни формулировки на закона за запазване на енергията и са съставени за участък от земната повърхност (Т.б. на земната повърхност); за вертикален стълб, преминаващ през атмосферата (T.b. атмосфера); за една и съща колона, преминаваща през атмосферата и горните слоеве на литосферата или хидросферата (Т. Б. система Земя-атмосфера).

Уравнение T.b. земна повърхност: Р+П+F 0+Л.Е.= 0 представлява алгебричната сума на енергийните потоци между елемент от земната повърхност и околното пространство. Тези потоци включват радиационен баланс (или остатъчна радиация) Р- разликата между погълнатата късовълнова слънчева радиация и дълговълновата ефективна радиация от земната повърхност. Положителната или отрицателната стойност на радиационния баланс се компенсира от няколко топлинни потока. Тъй като температурата на земната повърхност обикновено не е равна на температурата на въздуха, между подлежаща повърхност и атмосферата създава топлинен поток Р.Подобен топлинен поток Е 0 се наблюдава между земната повърхност и по-дълбоките слоеве на литосферата или хидросферата. В този случай топлинният поток в почвата се определя от молекулярния топлопроводимост, докато в резервоарите топлообменът като правило има повече или по-малко турбулентен характер. Топлинен поток Е 0 между повърхността на резервоара и неговите по-дълбоки слоеве е числено равно на промяната в топлинното съдържание на резервоара за даден интервал от време и преноса на топлина чрез течения в резервоара. Съществена стойност в T. b. земната повърхност обикновено има загуба на топлина за изпарение Л.Е.което се определя като произведение на масата на изпарената вода двърху топлината на изпарение Л.величина Л.Е.зависи от овлажняването на земната повърхност, нейната температура, влажност на въздуха и интензивността на турбулентния топлообмен в повърхностния слой на въздуха, което определя скоростта на пренос на водни пари от земната повърхност към атмосферата.

Уравнение T.b. атмосферата има формата: Р а+ Lr+П+ F a= D У.

Т. б. атмосферата се състои от нейния радиационен баланс Ра ; приток или изтичане на топлина Lrпо време на фазови трансформации на водата в атмосферата (g - общи валежи); пристигането или консумацията на топлина P, причинена от турбулентен топлообмен на атмосферата със земната повърхност; приток или изтичане на топлина Е a, причинено от пренос на топлина през вертикалните стени на колоната, което е свързано с подредени атмосферни движения и макротурбулентност. Освен това в уравнението T. b. атмосфера включва термина D W, равен на величината на промяната в съдържанието на топлина вътре в колоната.

Уравнение T.b. Системата земя-атмосфера съответства на алгебричната сума на членовете на уравненията T. b. земната повърхност и атмосферата. Компоненти на T. b. земната повърхност и атмосферата за различни региони на земното кълбо се определят чрез метеорологични наблюдения (в актинометрични станции, в специални метеорологични станции, на метеорологични спътници на земята) или чрез климатологични изчисления.

Средните стойности на географската ширина на компонентите на T. b. земната повърхност за океаните, сушата и Земята и T. b. атмосфера са дадени в таблици 1, 2, където стойностите на условията на T. b. се считат за положителни, ако съответстват на пристигането на топлина. Тъй като тези таблици се отнасят за средни годишни условия, те не включват термини, характеризиращи промените в топлинното съдържание на атмосферата и горните слоеве на литосферата, тъй като за тези условия те са близки до нула.

За Земята като планета, заедно с атмосферата, схемата Т. б. показано на фиг. Единица повърхностна площ на външната граница на атмосферата получава поток от слънчева радиация, равен средно на около 250 kcal/cm 2 на година, от които около се отразява в световното пространство и 167 kcal/cm 2 годишно се абсорбира от Земята (стрелка Qе включено ориз. ). До земната повърхност достига късовълнова радиация, равна на 126 kcal/cm 2 на година; 18 kcal/cm 2 на година от тази сума се отразява, а 108 kcal/cm 2 годишно се абсорбира от земната повърхност (стрелка Q). Атмосферата абсорбира 59 kcal/cm 2 на година късовълнова радиация, тоест значително по-малко от земната повърхност. Ефективната дълговълнова радиация на земната повърхност е 36 kcal/cm 2 на година (стрелка аз), следователно радиационният баланс на земната повърхност е 72 kcal/cm 2 на година. Дълговълновата радиация от Земята в открития космос е 167 kcal/cm 2 на година (стрелка аз с). Така земната повърхност получава около 72 kcal/cm 2 на година лъчиста енергия, която частично се изразходва за изпаряване на вода (кръг Л.Е.) и частично се връща в атмосферата чрез турбулентен пренос на топлина (стрелка Р).

Таблица 1. - Топлинен баланс на земната повърхност, kcal/cm 2 години

Географска ширина, градуси			Земята средно
	R LE P Fо	R LE P	R LE P F 0
70-60 северна ширина 0-10 южна ширина Земята като цяло

Данни за компонентите на T. b. се използват при разработването на много проблеми в климатологията, земната хидрология и океанологията; те се използват за обосноваване на числени модели на теорията на климата и за емпирично тестване на резултатите от използването на тези модели. Материали за T. b. играят важна роля в изследването на изменението на климата; те се използват и при изчисляване на изпарението от повърхността речни басейни, езера, морета и океани, в изследванията на енергийния режим морските течения, за изучаване на снежна и ледена покривка, по физиология на растенията за изучаване на транспирация и фотосинтеза, по физиология на животните за изучаване на топлинния режим на живите организми. Данните за T. b. са използвани и за изследване на географското райониране в трудовете на съветския географ А. А. Григориев.

Таблица 2. - Топлинен баланс на атмосферата, kcal/cm 2 години

Географска ширина, градуси
70-60 северна ширина 0-10 южна ширина Земята като цяло

Лит.:Атлас на топлинния баланс на земното кълбо, изд. М. И. Будико, М., 1963; Budyko M.I., Климат и живот, L., 1971; Григориев А. А., Закономерности на структурата и развитието на географската среда, М., 1966.

Основният източник на енергия за всички процеси, протичащи в биосферата, е слънчевата радиация. Атмосферата около Земята слабо поглъща късовълнова радиация от Слънцето, която достига главно до земната повърхност. Част от слънчевата радиация се абсорбира и разсейва от атмосферата. Абсорбцията на падащата слънчева радиация се дължи на наличието на озон в атмосферата, въглероден диоксид, водна пара, аерозоли.[...]

Под въздействието на падащия слънчев поток в резултат на поглъщането му, земната повърхност се нагрява и става източник на дълговълнова (ДВ) радиация, насочена към атмосферата. Атмосферата, от друга страна, също е източник на LW радиация, насочена към Земята (т.нар. противорадиация на атмосферата). В този случай се осъществява взаимен топлообмен между земната повърхност и атмосферата. Разликата между високочестотното лъчение, погълнато от земната повърхност, и ефективното лъчение се нарича радиационен баланс. Трансформацията на енергията на HF слънчевата радиация, когато се абсорбира от земната повърхност и атмосферата, топлообменът между тях съставлява топлинния баланс на Земята.[...]

Основна характеристикаРадиационният режим на атмосферата е парниковият ефект, който се състои в това, че HF лъчението достига най-вече до земната повърхност, причинявайки нейното нагряване, а LW лъчението от Земята се забавя от атмосферата, като по този начин намалява топлообмена на Земята в космоса. Атмосферата е вид топлоизолираща обвивка, която предпазва Земята от охлаждане. Увеличаването на процента на CO2, парите на H20, аерозолите и др. ще засили парниковия ефект, което води до повишаване на средната температура на долната атмосфера и затопляне на климата. Основният източник на топлинно излъчване на атмосферата е земната повърхност.[...]

Интензивността на слънчевата радиация, погълната от земната повърхност и атмосферата, е 237 W/m2, от които 157 W/m2 се поглъщат от земната повърхност, а 80 W/m2 от атмосферата. Топлинният баланс на Земята в общ изгледпоказано на фиг. 6.15.[...]

Радиационният баланс на земната повърхност е 105 W/m2, а ефективното излъчване от нея е равно на разликата между погълнатата радиация и радиационния баланс и е 52 W/m2. Енергията на радиационния баланс се изразходва за турбулентния топлообмен на Земята с атмосферата, който е 17 W/m2, и за процеса на изпаряване на водата, който е 88 W/m2.[...]

Диаграмата на атмосферния топлообмен е показана на фиг. 6.16. Както се вижда от тази диаграма, атмосферата получава топлинна енергия от три източника: от Слънцето, под формата на абсорбирано HF лъчение с интензитет приблизително 80 W/m2; топлина от кондензация на водни пари, идващи от земната повърхност и равна на 88 W/m2; турбулентен топлообмен между Земята и атмосферата (17 W/m2).[...]

Сумата от топлообменните компоненти (185 W/m) е равна на топлинните загуби на атмосферата под формата на LW радиация в космическото пространство. Малка част от падащата слънчева радиация, която е значително по-малка от дадените компоненти на топлинния баланс, се изразходва за други процеси, протичащи в атмосферата.[...]

Разликата в изпарението от континентите и повърхностите на моретата и океаните се компенсира от процесите на масов обмен на водна пара чрез въздушни течения и оттичане на реки, вливащи се във водните площи на земното кълбо.

Топлинният баланс на Земята, атмосферата и земната повърхност За дълъг период от време топлинният баланс е нулев, т.е. Земята е в топлинно равновесие. I - късовълнова радиация, II - дълговълнова радиация, III - безрадиационен обмен.

Електромагнитно излъчване Радиацията или радиацията е форма на материя, различна от материя. Специален случай на радиация е видимата светлина; но радиацията включва също гама лъчи, рентгенови лъчи, ултравиолетово и инфрачервено лъчение, радиовълни, включително телевизионни вълни, които не се възприемат от окото.

Характеристики електромагнитни вълниРадиацията се разпространява във всички посоки от източника на излъчвател под формата на електромагнитни вълни със скорост на светлината във вакуум от около 300 000 km/s. Дължината на вълната е разстоянието между съседни максимуми (или мини-um). m Честотата на трептене е броят на вибрациите в секунда.

Дължини на вълните Ултравиолетово лъчение – дължини на вълните от 0,01 до 0,39 микрона. Той е невидим, тоест не се възприема от окото. Видимата светлина, възприемана от окото, има дължина на вълната от 0,40-0,76 микрона. Вълни около 0,40 µm – лилаво, вълни около 0,76 микрона - червено. Между 0,40 и 0,76 микрона има светлина от всички цветове на видимия спектър. Инфрачервено лъчение - вълни >0,76 микрона и до няколкостотин микрона са невидими за човешкото око. В метеорологията е обичайно да се разграничават късовълновата и дълговълновата радиация. Късовълнова радиация се нарича радиация в диапазона на дължината на вълната от 0,1 до 4 микрона. п

Дължини на вълните Когато бялата светлина се разлага от призма на непрекъснат спектър, цветовете в нея постепенно се трансформират един в друг. Общоприето е, че в определени граници на дължината на вълната (nm) лъчението има следните цветове: 390-440 – виолетово 440-480 синьо 480-510 – циан 510-550 – зелено 550-575 жълто-зелено 575-585 жълто 585-620 – оранжево 630-770 – червено

Възприемане на дължини на вълните Човешкото око е най-чувствително към жълто-зелено лъчение с дължина на вълната около 555 nm. Има три радиационни зони: синьо-виолетова (дължина на вълната 400-490 nm), зелена (дължина 490-570 nm) червена (дължина 580-720 nm). Тези спектрални зони са и зоните на преобладаваща спектрална чувствителност на очните приемници и три слоя цветен фотографски филм.

АБСОРБЦИЯ НА СЛЪНЧЕВА РАДИАЦИЯ В АТМОСФЕРАТА Около 23% от пряката слънчева радиация се абсорбира в атмосферата. e Абсорбцията е селективна: различните газове абсорбират радиация в различни части на спектъра и в различни степени. Азотът абсорбира R при много къси дължини на вълните в ултравиолетовата част на спектъра. Енергията на слънчевата радиация в тази част от спектъра е напълно незначителна, така че абсорбцията от азот практически не оказва влияние върху потока на слънчевата радиация. Кислородът поглъща повече, но и много малко - в две тесни области на видимата част на спектъра и в ултравиолетовата част. Озонът абсорбира ултравиолетовата и видимата слънчева радиация. Има много малко от него в атмосферата, но той поглъща толкова силно ултравиолетовото лъчение в горните слоеве на атмосферата, че вълни, по-къси от 0,29 микрона, изобщо не се наблюдават в слънчевия спектър близо до земната повърхност. Поглъщането на слънчевата радиация от озона достига 3% от пряката слънчева радиация.

АБСОРБЦИЯ НА СЛЪНЧЕВА РАДИАЦИЯ В АТМОСФЕРАТА CO 2 поглъща силно в инфрачервения спектър, но съдържанието му в атмосферата е много малко, така че поглъщането му на пряка слънчева радиация обикновено е ниско. Водната пара е основният абсорбатор на радиация и е концентрирана в тропосферата. Поглъща радиация във видимата и близката инфрачервена област на спектъра. Облаците и атмосферните примеси (аерозоли) абсорбират слънчевата радиация различни частиспектър в зависимост от състава на примесите. Водните пари и аерозолите абсорбират около 15%, облаците 5% от радиацията.

Топлинният баланс на Земята Разсеяната радиация преминава през атмосферата и се разсейва от газовите молекули. Такова излъчване е 70% в полярните ширини и 30% в тропиците.

Топлинният баланс на Земята: 38% от разсеяната радиация се връща в космоса. Придава син цвят на небето и осигурява дифузно осветление преди и след залез слънце.

Топлинният баланс на Земята Директен + разпръснат = общ R 4% се отразява от атмосферата 10% се отразява от земната повърхност 20% се превръща в топлинна енергия 24% се изразходва за отопление на въздуха Общата загуба на топлина през атмосферата е 58 % от всички получени

Въздушна адвекция Движението на въздуха в хоризонтална посока. Можем да говорим за адвекция: въздушни маси, топлина, водна пара, импулс, скоростен вихър и др. Атмосферните явления, възникващи в резултат на адвекция, се наричат ​​адвективни: адвективни мъгли, адвективни гръмотевични бури, адвективни слани и др.

АЛБЕДО 1. Б в широк смисъл-отражателна способност на повърхността: вода, растителност (гора, степ), обработваема земя, облаци и др. Например албедото на горските корони е 10 - 15%, тревата - 20 - 25%, пясъкът - 30 - 35%, прясно паднал сняг - 50 - 75% или повече. 2. Албедо на Земята - процентът на слънчевата радиация, отразена от земното кълбо заедно с атмосферата обратно в световното пространство, към слънчевата радиация, получена на границата на атмосферата. A = O/P Освобождаването на радиация от Земята става чрез отразяване от земната повърхност и облаци на дълговълнова радиация, както и разсейване на пряка късовълнова радиация от атмосферата. Снежната повърхност има най-голяма отразяваща способност (85%). Албедото на Земята е около 42%

Последици от инверсията Когато нормалният процес на конвекция престане, долният слой на атмосферата се замърсява. Зимен дим в град Шанхай, границата на вертикалното разпределение на въздуха е ясно видима

Температурна инверсия Спускането на студен въздух създава стабилно състояние на атмосферата. Димът от комина не може да преодолее спускащата се въздушна маса

Промяна на атмосферното налягане. 760 mm tr. Чл. = 1033 Pa Денонощен цикъл атмосферно налягане

Вода в атмосферата Общият обем е 12 - 13 хиляди км 3 водни пари. Изпарение от повърхността на океана 86% Изпарение от повърхността на континента 14% Количеството водна пара намалява с надморската височина, но интензивността на този процес зависи от: повърхностна температура и влажност, скорост на вятъра и атмосферно налягане

Характеристики на атмосферната влажност Влажността на въздуха е съдържанието на водни пари във въздуха. Абсолютна влажност на въздуха - съдържание на водна пара (g) на 1 m 3 въздух или неговото налягане (mm Hg) Относителна влажност - степен на насищане на въздуха с водна пара (%)

Характеристики на атмосферната влажност Максималното насищане с влага е границата на съдържанието на водни пари във въздуха при дадена температура. Точка на оросяване - температурата, при която водните пари, съдържащи се във въздуха, го насищат (τ)

Характеристики на атмосферната влажност Изпарение - действително изпарение от дадена повърхност при дадена температура Изпарение - максимално възможно изпарение при дадена температура

Характеристики на атмосферната влажност Над водната повърхност изпарението е равно на изпарението, над сушата е много по-малко. При високи температури абсолютната влажност се увеличава, но относителната влажност остава същата, ако няма достатъчно вода.

Характеристики на атмосферната влажност В студен въздух с ниска абсолютна влажност относителната влажност може да достигне 100%. Когато се достигне точката на оросяване, се появяват валежи. В студен климат, дори при много ниски нива на относителна влажност.

Причини за изменение на влажността на въздуха 1. ЗОНАЛНОСТ Абсолютната влажност намалява от екватора (20 - 30 mm) към полюсите (1 - 2 mm). Относителната влажност варира слабо (70 – 80%).

Причини за промени във влажността на въздуха 2. Годишното изменение на абсолютната влажност съответства на изменението на температурите: колкото по-топло, толкова по-високо

МЕЖДУНАРОДНА КЛАСИФИКАЦИЯ НА ОБЛАЦИТЕ Облаците се делят на 10 основни форми (рода) според външен вид. В основните родове разграничават: видове, сортове и други признаци; както и междинни форми. g Облачността се измерва в точки: 0 – безоблачно; 10 – небето е напълно облачно.

МЕЖДУНАРОДНА КЛАСИФИКАЦИЯ НА ОБЛАЦИТЕ Видове облаци Руско имеЛатинско име I Cirrus Cirrus (Ci) II Cirrocumulus Cirrocumulus (Cc) III Cirrostratus Cirrostratus (Cs) IV Altocumulus Altocumulus (Ac) V Altocumulus Altostratus (As) VI Stratocumulus Nimbostratus (Ns) VII Stratocumulus Stratocumulus ( Sc) VIII Stratus Stratus (St) IX Кумулус Кумулус (Cu) X Кумулонимбус (Cb) Височина на слоя H = 7 – 18 km H = 2 – 8 km H = до 2 km

Ниско ниво на облаци. Слоестите облаци имат същия произход като алтослоестите облаци. Дебелината на слоя им обаче е няколко километра. Тези облаци се намират в долните, средните и често в горните нива. В горната част те се състоят от малки капки и снежинки, в долната част могат да съдържат големи капки и снежинки. Следователно слоят на тези облаци има тъмносив цвят. Слънцето и луната не светят през него. По правило дъждът или снегът падат от стратиформените облаци и достигат земната повърхност.

Облаци от средно ниво Висококупестите облаци са облачни слоеве или хребети, които са бели или сиви (или и двете). Това са доста тънки облаци, които повече или по-малко закриват слънцето. Слоевете или гребените се състоят от плоски валове, дискове, плочи, често подредени в редове. В тях се появяват оптични явления - корони, иридесценция - дъговидното оцветяване на краищата на облаците, насочени към слънцето. Ирисът показва, че висококупестите облаци се състоят от много малки, хомогенни капчици, обикновено преохладени.

Средна облачност Оптични явленияв облаците Висококупни облаци Корони в облаците Преливане на облаци Ореол

Облаци от по-високо ниво Това са най-високите облаци в троосферата и се образуват най-много ниски температурии се състоят от ледени кристали, са бели, полупрозрачни и леко затъмняват слънчевата светлина.

Фазов състав на облаците Водни (капкови) облаци, състоящи се само от капчици. Те могат да съществуват не само при положителни температури, но и при отрицателни (-100 C и по-ниски). В този случай капките са в преохладено състояние, което е доста често срещано при атмосферни условия. c Смесени облаци, състоящи се от смес от преохладени капчици и ледени кристали. Те могат да съществуват, като правило, при температури от -10 до -40 ° C. Ледени (кристални) облаци, състоящи се само от лед и кристали. Те преобладават, като правило, при температури под 30°C