Основным источником энергии для подавляющего большинства физических, химических и биологических процессов в атмосфере, гидросфере и в верхних слоях литосферы является солнечная радиация, поэтому и соотношение составляющих . . характеризуют её преобразования в этих оболочках.

Т. б. представляют собой частные формулировки закона сохранения энергии и составляются для участка поверхности Земли (Т. б. земной поверхности); для вертикального столба, проходящего через атмосферу (Т. б. атмосферы); для такого столба, проходящего через атмосферу и верхние слои литосферы гидросферу (Т. б. системы Земля - атмосфера).

Т. б. земной поверхности: R + P + F0 + LE = 0 представляет собой алгебраическую сумму потоков энергии между элементом земной поверхности и окружающим пространством. В этих потоков входит радиационный (или остаточная радиация) R - между поглощённой коротковолновой солнечной радиацией и длинноволновым эффективным излучением с земной поверхности. Положительная или отрицательная радиационного баланса компенсируется несколькими потоками тепла. Так как земной поверхности обычно не равна температуре воздуха, то между подстилающей поверхностью и атмосферой возникает тепла . Аналогичный поток тепла F0 наблюдается между земной поверхностью и более глубокими слоями литосферы или гидросферы. При этом поток тепла в почве определяется молекулярной теплопроводностью, тогда как в водоёмах , как , имеет в большей или меньшей степени турбулентный . Поток тепла F0 между поверхностью водоёма и его более глубокими слоями численно равен изменению теплосодержания водоёма за данный времени и переносу тепла течениями в водоёме. Существенное в Т. б. земной поверхности обычно имеет тепла на LE, который определяется как массы испарившейся воды Е на теплоту испарения L. Величина LE зависит от увлажнения земной поверхности, её температуры, влажности воздуха и интенсивности турбулентного теплообмена в приземном слое воздуха, которая определяет переноса водяного от земной поверхности в атмосферу.

Уравнение Т. б. атмосферы имеет : Ra + Lr + P + Fa = DW.

Т. б. атмосферы слагается из её радиационного баланса Ra; прихода или расхода тепла Lr при фазовых преобразованиях воды в атмосфере (г - осадков); прихода или расхода тепла Р, обусловленного турбулентным теплообменом атмосферы с земной поверхностью; прихода или расхода тепла Fa, вызванного теплообменом через вертикальные стенки столба, который связан с упорядоченными движениями атмосферы и макротурбулентностью. Кроме , в уравнение T. б. атмосферы входит DW, равный величине изменения теплосодержания внутри столба.

Уравнение Т. б. системы Земля - атмосфера соответствует алгебраической сумме членов уравнений Т. б. земной поверхности и атмосферы. Составляющие Т. б. земной поверхности и атмосферы для различных районов земного шара определяются путём метеорологических наблюдений (на актинометрических станциях, на специальных станциях Т. б., на метеорологических спутниках Земли) или путём климатологических расчётов.

Широтные величины составляющих Т. б. земной поверхности для океанов, суши и Земли и Т. б. атмосферы приведены в таблицах 1, 2, где величины членов Т. б. считаются положительными, если соответствуют приходу тепла. Так как эти таблицы относятся к средним годовым условиям, в них не включены члены, характеризующие изменения теплосодержания атмосферы и верхних слоев литосферы, поскольку для этих условий близки к нулю.

Для Земли как , вместе с атмосферой, Т. б. представлена на . На единицу поверхности внешней границы атмосферы поступает поток солнечной радиации, равный в среднем около 250 ккал/см2 в , из которых около ═отражается в мировое , а 167 ккал/см2 в год поглощает Земля (стрелка Qs на рис. ). Земной поверхности достигает коротковолновая радиация, равная 126 ккал/см2 в год; 18 ккал/см2 в год из этого количества отражается, а 108 ккал/см2 в год поглощается земной поверхностью (стрелка Q). Атмосфера поглощает 59 ккал/см2 в год коротковолновой радиации, то есть значительно меньше, чем земная . Эффективное длинноволновое поверхности Земли равно 36 ккал/см2 в год (стрелка I), поэтому радиационный баланс земной поверхности равен 72 ккал/см2 в год. Длинноволновое излучение Земли в мировое пространство равно 167 ккал/см2 в год (стрелка Is). Таким образом, поверхность Земли получает около 72 ккал/см2 в год лучистой энергии, которая частично расходуется на испарение воды (кружок LE) и частично возвращается в атмосферу посредством турбулентной теплоотдачи (стрелка Р).

Табл. 1. - Тепловой баланс земной поверхности, ккал/см2 год

Градусы

Земля в среднем

R══════LE ═════════Р════Fo

R══════LE══════Р

═R════LE═══════Р═════F0

70-60 северной широты

0-10 южной широты

Земля в целом

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

Данные о составляющих Т. б. используются при разработке многих проблем климатологии, гидрологии суши, океанологии; они применяются для обоснования численных моделей теории климата и для эмпирической проверки результатов применения этих моделей. Материалы о Т. б. играют большую

Радиационным балансом называют приходо-расход лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой подстилающей поверхностью, атмосферой или системой земля-атмосфера за различные промежутки времени (6, с. 328).

Приходную часть радиационного баланса подстилающей поверхности R составляют прямая солнечная и рассеянная радиация, а также противоизлучение атмосферы, поглощенные подстилающей поверхностью. Расходная часть определяется потерей тепла за счёт собственного теплового излучения подстилающей поверхности (6, с. 328).

Уравнение радиационного баланса:

R=(Q+q) (1-A)+д-

где Q - поток (или сумма) прямой солнечной радиации, q - поток (или сумма) рассеянной солнечной радиации, А - альбедо подстилающей поверхности, - поток (или сумма) противоизлучения атмосферы и - поток (или сумма) собственного теплового излучения подстилающей поверхности, д - поглощательная способность подстилающей поверхности (6, с. 328).

Радиационный баланс земной поверхности за год положительный повсюду на Земле, кроме ледяных плато Гренландии и Антарктиды (рис. 5). 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.

Уравнение теплового баланса:

где величина радиационного потока тепла - R, турбулентный поток тепла между подстилающей поверхностью и атмосферой - Р, поток тепла между подстилающей поверхностью и нижележащими слоями - А и затрата тепла на испарение (или выделение тепла при конденсации) - LE (L - скрытая теплота испарения, Е - скорость испарения или конденсации) (4, с. 7).

В соответствии с приходом и расходом тепла по отношению к подстилающей поверхности составляющие теплового баланса могут иметь положительные или отрицательные значения. В многолетнем выводе средняя годовая температура верхних слоёв почвы и воды Мирового океана считается постоянной. Поэтому вертикальный и горизонтальный теплообмен в почве и в Мировом океане в целом практически можно приравнять нулю.

Таким образом, в многолетнем выводе годовой тепловой баланс для поверхности суши и Мирового океана складывается из радиационного баланса, затрат тепла на испарение и турбулентного теплообмена между подстилающей поверхностью и атмосферой (рис. 5, 6). Для отдельных частей океана кроме указанных составляющих теплового баланса нужно учитывать перенос тепла морскими течениями.

Рис. 5. Радиационный баланс Земли и приход солнечной радиации за год

Теплово й бала нс Земли, соотношение прихода и расхода энергии (лучистой и тепловой) на земной поверхности, в атмосфере и в системе Земля - атмосфера. Основным источником энергии для подавляющего большинства физических, химических и биологических процессов в атмосфере, гидросфере и в верхних слоях литосферы является солнечная радиация , поэтому распределение и соотношение составляющих Т. б. характеризуют её преобразования в этих оболочках.

Т. б. представляют собой частные формулировки закона сохранения энергии и составляются для участка поверхности Земли (Т. б. земной поверхности); для вертикального столба, проходящего через атмосферу (Т. б. атмосферы); для такого же столба, проходящего через атмосферу и верхние слои литосферы или гидросферу (Т. б. системы Земля - атмосфера).

Уравнение Т. б. земной поверхности: R + P + F 0 + LE = 0 представляет собой алгебраическую сумму потоков энергии между элементом земной поверхности и окружающим пространством. В число этих потоков входит радиационный баланс (или остаточная радиация) R - разность между поглощённой коротковолновой солнечной радиацией и длинноволновым эффективным излучением с земной поверхности. Положительная или отрицательная величина радиационного баланса компенсируется несколькими потоками тепла. Так как температура земной поверхности обычно не равна температуре воздуха, то между подстилающей поверхностью и атмосферой возникает поток тепла Р. Аналогичный поток тепла F 0 наблюдается между земной поверхностью и более глубокими слоями литосферы или гидросферы. При этом поток тепла в почве определяется молекулярной теплопроводностью , тогда как в водоёмах теплообмен, как правило, имеет в большей или меньшей степени турбулентный характер. Поток тепла F 0 между поверхностью водоёма и его более глубокими слоями численно равен изменению теплосодержания водоёма за данный интервал времени и переносу тепла течениями в водоёме. Существенное значение в Т. б. земной поверхности обычно имеет расход тепла на испарение LE, который определяется как произведение массы испарившейся воды Е на теплоту испарения L. Величина LE зависит от увлажнения земной поверхности, её температуры, влажности воздуха и интенсивности турбулентного теплообмена в приземном слое воздуха, которая определяет скорость переноса водяного пара от земной поверхности в атмосферу.

Уравнение Т. б. атмосферы имеет вид: R a + L r + P + F a = D W.

Т. б. атмосферы слагается из её радиационного баланса R a ; прихода или расхода тепла L r при фазовых преобразованиях воды в атмосфере (г - сумма осадков); прихода или расхода тепла Р, обусловленного турбулентным теплообменом атмосферы с земной поверхностью; прихода или расхода тепла F a , вызванного теплообменом через вертикальные стенки столба, который связан с упорядоченными движениями атмосферы и макротурбулентностью. Кроме того, в уравнение T. б. атмосферы входит член D W, равный величине изменения теплосодержания внутри столба.

Уравнение Т. б. системы Земля - атмосфера соответствует алгебраической сумме членов уравнений Т. б. земной поверхности и атмосферы. Составляющие Т. б. земной поверхности и атмосферы для различных районов земного шара определяются путём метеорологических наблюдений (на актинометрических станциях, на специальных станциях Т. б., на метеорологических спутниках Земли) или путём климатологических расчётов.

Средние широтные величины составляющих Т. б. земной поверхности для океанов, суши и Земли и Т. б. атмосферы приведены в таблицах 1, 2, где величины членов Т. б. считаются положительными, если соответствуют приходу тепла. Так как эти таблицы относятся к средним годовым условиям, в них не включены члены, характеризующие изменения теплосодержания атмосферы и верхних слоев литосферы, поскольку для этих условий они близки к нулю.

Для Земли как планеты, вместе с атмосферой, схема Т. б. представлена на рис. На единицу поверхности внешней границы атмосферы поступает поток солнечной радиации, равный в среднем около 250 ккал/см 2 в год, из которых около отражается в мировое пространство, а 167 ккал/см 2 в год поглощает Земля (стрелка Q s на рис. ). Земной поверхности достигает коротковолновая радиация, равная 126 ккал/см 2 в год; 18 ккал/см 2 в год из этого количества отражается, а 108 ккал/см 2 в год поглощается земной поверхностью (стрелка Q ). Атмосфера поглощает 59 ккал/см 2 в год коротковолновой радиации, то есть значительно меньше, чем земная поверхность. Эффективное длинноволновое излучение поверхности Земли равно 36 ккал/см 2 в год (стрелка I ), поэтому радиационный баланс земной поверхности равен 72 ккал/см 2 в год. Длинноволновое излучение Земли в мировое пространство равно 167 ккал/см 2 в год (стрелка I s ). Таким образом, поверхность Земли получает около 72 ккал/см 2 в год лучистой энергии, которая частично расходуется на испарение воды (кружок LE ) и частично возвращается в атмосферу посредством турбулентной теплоотдачи (стрелка Р ).

Табл. 1. - Тепловой баланс земной поверхности, ккал/см 2 год

Широта, градусы			Земля в среднем
	R LE Р F o	R LE Р	R LE Р F 0
70-60 северной широты 0-10 южной широты Земля в целом

Данные о составляющих Т. б. используются при разработке многих проблем климатологии, гидрологии суши, океанологии; они применяются для обоснования численных моделей теории климата и для эмпирической проверки результатов применения этих моделей. Материалы о Т. б. играют большую роль в изучении изменений климата, их применяют также в расчётах испарения с поверхности речных бассейнов, озёр, морей и океанов, в исследованиях энергетического режима морских течений, для изучения снежных и ледяных покровов, в физиологии растений для исследования транспирации и фотосинтеза, в физиологии животных для изучения термического режима живых организмов. Данные о Т. б. были использованы и для изучения географической зональности в работах советского географа А. А. Григорьева.

Табл. 2. - Тепловой баланс атмосферы, ккал/см 2 год

Широта, градусы
70-60 северной широты 0-10 южной широты Земля в целом

Лит.: Атлас теплового баланса земного шара, под ред. М. И. Будыко, М., 1963; Будыко М. И., Климат и жизнь, Л., 1971; Григорьев А. А., Закономерности строения и развития географической среды, М., 1966.

Основным источником энергии для всех процессов, происходящих в биосфере, является солнечное излучение. Атмосфера, окружающая Землю, слабо поглощает коротковолновое излучение Солнца, которое, в основном, достигает земной поверхности. Некоторая часть солнечного излучения поглощается и рассеивается атмосферой. Поглощение падающей солнечной радиации обусловлено наличием в атмосфере озона, углекислого газа, паров воды, аэрозолей.[ ...]

Под действием падающего солнечного потока в результате его поглощения земная поверхность нагревается и становится источником длинноволнового (ДВ) излучения, направленного к атмосфере. Атмосфера, с другой стороны, также является источником ДВ излучения, направленного к Земле (так называемое противоизлучение атмосферы). При этом возникает взаимный теплообмен между земной поверхностью и атмосферой. Разность между КВ излучением, поглощенным земной поверхностью и эффективным излучением называется радиационным балансом. Преобразование энергии КВ солнечной радиации при поглощении ее земной поверхностью и атмосферой, теплообмен между ними составляют тепловой баланс Земли.[ ...]

Главной особенностью радиационного режима атмосферы является парниковый эффект, который заключается в том, что КВ радиация большей частью доходит до земной поверхности, вызывая ее нагрев, а ДВ излучение от Земли задерживается атмосферой, уменьшая при этом теплоотдачу Земли в космос. Атмосфера является своего рода теплоизолирующей оболочкой, которая препятствует охлаждению Земли. Увеличение процентного содержания С02, паров Н20, аэрозолей и т. п. будет усиливать парниковый эффект, что приводит к увеличению средней температуры нижнего слоя атмосферы и потеплению климата. Основным источником теплового излучения атмосферы является земная поверхность.[ ...]

Интенсивность солнечного излучения, поглощенного земной поверхностью и атмосферой составляет 237 Вт/м2, из них 157 Вт/м2 поглощается земной поверхностью, а 80 Вт/м2 - атмосферой. Тепловой баланс Земли в общем виде представлен на рис. 6.15.[ ...]

Радиационный баланс земной поверхности составляет 105 Вт/м2, а эффективное излучение с нее равно разности поглощенной радиаций и радиационного баланса и составляет 52 Вт/м2. Энергия радиационного баланса затрачивается на турбулентный теплообмен Земли с атмосферой, что составляет 17 Вт/м2, и на процесс испарения воды, что составляет 88 Вт/м2.[ ...]

Схема теплообмена атмосферы представлена на рис. 6.16. Как видно из этой схемы, атмосфера получает тепловую энергию от трех источников: от Солнца, в виде поглощенного КВ излучения с интенсивностью примерно 80 Вт/м2; теплоты от конденсации водяного пара, приходящей от земной поверхности и равной 88 Вт/м2; турбулентного теплообмена между Землей и атмосферой (17 Вт/м2).[ ...]

Сумма составляющих теплообмена (185 Вт/м), равна тепловым потерям атмосферы в виде ДВ излучения в космическое пространство. Незначительная часть падающего солнечного излучения, которая существенно меньше приведенных составляющих теплового баланса, расходуется на другие процессы, происходящие в атмосфере.[ ...]

Разность испарений с континентов и поверхностей морей и океанов компенсируется за счет процессов массообмена водяных паров посредством воздушных течений и стока рек, впадающих в водные акватории земного шара.

Тепловой баланс Земли, атмосферы и земной поверхности За многолетний период тепловой баланс равен нулю, т. е. Земля находится в тепловом равновесии. I - коротковолновая радиация, II - длинноволновая радиация, III - нерадиационный обмен.

Электромагнитная радиация Радиация или излучение - это форма материи, отличная от вещества. Частным случаем радиации является видимый свет; но к радиации относятся также и не воспринимаемые глазом гамма лучи, рентгеновские лучи, ультрафиолетовая и инфракрасная ра диация, радиоволны, в том числе и телевизионные.

Характеристики электромагнитных волн Радиация распространяется по всем направлениям от ис очника излучателя в виде т электромагнитных волн со скоростью света в вакууме около 300 000 км/с. Длина волны – расстояние между соседними максимумами (или мини умами). м Частота колебаний это число колебаний в секунду.

Длины волн Ультрафиолетовая радиация – длина волн от 0, 01 до 0, 39 мкм. Она невидима, т. е. не воспринимается глазом. Видимый свет, воспринимаемый глазом, длины волн 0, 40 0, 76 мкм. Волны около 0, 40 мкм – фиолетовый цвет, волны около 0, 76 мкм - красный. Между 0, 40 и 0, 76 мкм находится свет всех цветов видимого спектра. Инфракрасная радиация – волны >0, 76 мкм и до нескольких сотен мкм невидимы человеческим глазом. В метеорологии принято выделять коротковолновую и длинно олновую радиации. Коротковолновой называют в радиацию в диа азоне длин волн от 0, 1 до 4 мкм. п

Длины волн При разложении белого света призмой в непрерывный спектр цвета в нем постепенно переходят один в другой. Принято считать, что в некоторых границах длин волн (нм) излучения имеют следующие цвета: 390- 440 – фиолетовый 440- 480 синий 480- 510 – голубой 510- 550 – зеленый 550- 575 желто зеленый 575- 585 желтый 585- 620 – оранжевый 630- 770 – красный

Восприятие длин волн Глаз человека обладает наибольшей чувствительностью к желтозеленому излучению с длиной волны около 555 нм. Различают три зоны излучения: сине-фиолетовая (длина волн 400- 490 нм), зеленая (длина 490- 570 нм) красная (длина 580- 720 нм). Эти зоны спектра являются также зонами преимущественной спектральной чувствительности приемников глаза и трех слоев цветной фотопленки.

ПОГЛОЩЕНИЕ СОЛНЕЧНОЙ РАДИАЦИИ В АТМОСФЕРЕ В атмосфере поглощается около 23% прямой солнечной ра иации. д Поглощение избирательное: разные газы погло ают радиацию в разных щ участках спектра и в разной степени. Азот поглощает R очень малых длин волн в ультрафиолетовой части спектра. Энергия солнечной радиации в этом участке спектра совершенно ничтожна, поэтому поглощение азотом практически не отражается на потоке солнечной радиации. Кислород поглощает больше, но тоже очень мало - в двух узких участках видимой части спектра и в ультрафиолетовой части. Озон поглощает ультрафиолетовую и видимую солнечную ра диацию. В атмосфере его очень мало, но он настолько сильно поглощает ультрафиолетовую радиацию в верхних слоях атмосферы, что в солнечном спектре у земной поверхности волны короче 0, 29 мкм вообще не наблюдаются. Об ее поглощение солнечной радиации озоном достигает 3% пря ой щ м солнечной радиации.

ПОГЛОЩЕНИЕ СОЛНЕЧНОЙ РАДИАЦИИ В АТМОСФЕРЕ СО 2 – сильно поглощает в инфракрасном спектре, но его содержание в атмосфере очень мало, поэтому поглощение им прямой солнечной радиации в общем невелико. Водяной пар основной поглотитель радиации, сосредоточен в тропосфере. Поглощает радиацию в видимой и ближней инфракрасной областях спектра. Облака и атмосфер ые примеси (аэрозольные частицы) поглощают н солнечную радиацию в различных частях спектра в зависимости от состава примесей. Водяной пар и аэрозоли поглощают около 15%, облака 5% радиации.

Тепловой баланс Земли Рассеянная радиация проходит через атмосферу и рассеивается молекулами газов. Такой радиации 70% в полярных широтах и 30% в тропиках.

Тепловой баланс Земли 38% рассеянной радиации возвращается в космос. Она придаёт голубой цвет небу и даёт рассеянное освещение до и после захода Солнца.

Тепловой баланс Земли Прямая + рассеянная = суммарная R 4% отражается атмосферой 10% отражается земной поверхностью 20% превращается в тепловую энергию 24% затрачивается на нагревание воздуха Общие потери тепла через атмосферу составляют 58% от всего поступившего

Адвекция воздуха Перенос воздуха в горизонтальном направлении. Можно говорить об адвекции: воздушных масс, тепла, водяного пара, момента движения, вихря скорости и т. д. Атмосферные явления, происходящие в результате адвекции, называются адвективными: адвективные туманы, адвективные грозы, адвективные заморозки и т. п.

АЛЬБЕДО 1. В широком смысле -отражательная способность поверхности: водной, растительной (лес, степь), пашни, облаков и т. д. Например, Альбедо крон леса составляет 10 - 15%, травы - 20 - 25%, песка - 30 - 35%, свежевыпавшего снега - 50 - 75% и более. 2. Альбедо Земли - процентное отношение солнечной радиации, отражённой земным шаром вместе с атмосферой обратно в мировое пространство, к солнечной радиации, поступившей на границу атмосферы. А= О/П Отдача радиации Землей происходит путем отражения от земной поверхности и облаков длинноволновой, а также рассеяния прямой коротковолновой радиации атмосферой. Наибольшей отражательной способностью (85%) обладает снежная поверхность. Альбедо Земли составляет около 42%

Последствия инверсии При прекращении нормального процесса конвекции происходит загрязнение нижнего слоя атмосферы Зимний дым в городе Шанхай, чётко видна граница вертикального распространения воздуха

Температурная инверсия Опускание холодного воздуха создаёт устойчивое состояние атмосферы. Дым из трубы не может преодолеть опускающуюся воздушную массу

Ход давления атмосферного воздуха. 760 мм тр. ст. = 1033 г. Па Суточный ход атмосферного давления

Вода в атмосфере Общий объём 12 – 13 тыс. км 3 водяного пара. Испарение с поверхности океана 86 % Испарение с поверхности материков 14 % Количество водяного пара уменьшается с высотой, но интенсивность этого процесса зависит от: температуры и влажности поверхности, скорости ветра и атмосферного давления

Характеристики влажности атмосферы Влажность воздуха - содержание водяного пара в воздухе. Абсолютная влажность воздуха – содержание водяного пара (г) на 1 м 3 воздуха или его давление (мм рт. ст.) Относительная влажность – степень насыщения воздуха водяным паром (%)

Характеристики влажности атмосферы Максимальное влагонасыщение – предел содержания водяного пара в воздухе при данной температуре. Точка росы – температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар насыщает его (τ)

Характеристики влажности атмосферы Испарение – фактическое испарение с данной поверхности при данной температуре Испаряемость – максимально возможное испарение при данной температуре

Характеристики влажности атмосферы Над водной поверхностью испарение равно испаряемости, над сушей – значительно меньше. При высокой температуре абсолютная влажность увеличивается, относительная – остаётся прежней, если нет достаточного количества воды.

Характеристики влажности атмосферы В холодном воздухе при невысокой абсолютной влажности относительная может достигать 100%. При достижении точки росы выпадают осадки. В холодном климате даже при очень незначительных величинах относительной влажности.

Причины изменения влажности воздуха 1. ЗОНАЛЬНОСТЬ Абсолютна влажность убывает от экватора (20 – 30 мм) к полюсам (1 – 2 мм). Относительная влажность меняется мало (70 – 80%).

Причины изменения влажности воздуха 2. Годовой ход абсолютной влажности соответствует ходу температур: чем теплее, тем выше

МЕЖДУНАРОДНАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ ОБЛАКОВ Облака делятся на 10 основных форм (родов) по внешнему виду. В основных родах различают: виды, разновид ости н и др. особенности; а также проме уточные формы. ж Облачность измеряется в баллах: 0 – безоблачно; 10 – небо полностью затянуто облаками.

МЕЖДУНАРОДНАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ ОБЛАКОВ Роды облаков Русское название Латинское название I Перистые Cirrus (Ci) II Перисто-кучевые Cirrocumulus (Cc) III Перисто-слоистые Cirrostratus (Cs) IV Высококучевые Altocumulus (Ac) V Высокослоистые Altostratus (As) VI Слоисто-дождевые Nimbostratus (Ns) VII Слоисто-кучевые Stratocumulus (Sc) VIII Слоистые Stratus (St) IX Кучевые Cumulus (Cu) X Кучево-дождевые Cumulonimbus (Cb) Высота яруса H = 7 – 18 км H = 2 – 8 км H = до 2 км

Облака нижнего яруса . Слоисто дождевые облака имеют такое же происхождение, как и высокослоистые. Однако слой их несколько километров. Эти облака находятся в нижнем, среднем и часто верхнем ярусах. В верхней части они состоят из мельчайших капель и снежинок, в нижней могут содержать крупные капли и снежинки. Поэтому слой этих облаков имеет темно серый цвет. Солнце и луна сквозь него не просвечивают. Из слоисто дождевых облаков, как правило, выпадает обложной дождь или снег, достигающий земной поверхности.

Облака среднего яруса Высококучевые облака – облачные пласты или гряды белого или серого цвета (или одновременно и того и другого). Это достаточно тонкие об лака, более или менее затеняющие солнце. Пласты или гряды со стоят из плоских валов, дисков, пластин, часто расположенных рядами. В них возникают оптические явления - венцы, иризация - радужная окраска краев облаков, направленных к солнцу. Ириза ия указывает на то, ц что высококучевые облака состоят из очень мелких однородных капель, как правило, переохлажденных.

Облака среднего яруса Оптические явления в облаках Высококучевые облака Венцы в облаках Иризация облаков Гало

Облака верхнего яруса Это самые высокие облака тро осферы, п образуются при наиболее низких температурах и состоят из ледяных кристаллов, имеют белый цвет, полупрозрачные и мало затеняют солнечный свет.

Фазовый состав облаков Водяные (капельные) облака, состоящие только из капель. Они могут существовать не только при положительных температурах, но и при отрицательных (- 100 С и ниже). В этом случае капли на ходятся в переохлажденном состоянии, что в атмосферных усло иях вполне обычно. в Смешанные облака, состоящие из смеси переохлажденных ка ель п и ледяных кристаллов. Они могут существовать, как правило, при температурах от - 10 до - 40°С. Ледяные (кристаллические) облака, состоящие только из ледя ых н кристаллов. Они преобладают, как правило, при температурах ниже 30°С