Географическое распределение прямой, рассеянной и суммарной радиации, эффективного излучения и радиационного баланса на земном шаре.

Радиационный баланс

Поверхность Земли, нагретая в результате поглощения солнечной радиации, становится источником длинноволнового излучения, передающего тепло в атмосферу. Содержащиеся в атмосфере водяной пар, пыль и различные газы, поглощающие длинноволновую радиацию, задерживают длинноволновое излучение земной поверхности. В связи с этим значительная часть излучения земной поверхности компенсируется противоизлучением атмосферы. Разность собственного излучения поверхности Земли и поглощаемого земной поверхностью противоизлучения атмосферы называется эффективным излучением. Эффективное излучение земной поверхности зависит главным образом от температуры земной поверхности, влагосодержания воздуха и облачности. В зависимости от этих факторов эффективное излучение может изменяться от значений, близких к нулю, до нескольких сот Вт/м2. Эффективное излучение обычно в несколько раз меньше потока длинноволнового излучения земной поверхности, который наблюдался бы при полной прозрачности атмосферы для длинноволновой радиации. Сумма потоков радиационной энергии, приходящих к поверхности Земли и уходящих от нее, называется радиационным балансом земной поверхности. Очевидно, что радиационный баланс равен разности между количеством прямой и рассеянной радиации, поглощаемой земной поверхностью, и эффективным излучением. Радиационный баланс земной поверхности - важнейший компонент теплового баланса земной поверхности; один из основных климатообразующих факторов. Энергия радиационного баланса земной поверхности расходуется на нагревание атмосферы, испарение, теплообмен с другими слоями гидросферы и литосферы.

Радиацию, приходящую к земной поверхности непосредственно от диска Солнца, называют прямой солнечной радиацией. Солнечная радиация распространяется от Солнца по всем направлениям. Но расстояние от Земли до Солнца так велико, что прямая радиация падает на любую поверхность на Земле в виде пучка параллельных лучей, исходящего как бы из бесконечности. Даже весь земной шар в целом так мал в сравнении с расстоянием до Солнца, что всю солнечную радиацию, падающую на него, без заметной погрешности можно считать пучком параллельных лучей.

Легко понять, что максимально возможное в данных условиях количество радиации получает единица площади, расположенная перпендикулярно к солнечным лучам. На единицу горизонтальной площади придется меньшее количество лучистой энергии. Поток прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность называют инсоляцией.

Радиационный баланс распределяется зонально: уменьшается от экватора к полюсам. Наибольший радиационный баланс свойственен экваториальным широтам и составляет 330-420 кДж/см2 в год, в тропических широтах он снижается до 250-290 кДж/см2 в год (объясняется возрастанием эффективного излучения), в умеренных широтах радиационный баланс уменьшается до 210-85 кДж/см2 в год, в полярных широтах его величина приближается к нулю. Общая особенность радиационного баланса в том, что над океанами на всех широтах радиационный баланс выше на 40-85 кДж/см2, т.к. альбедо воды и эффективное излучение океана меньше.Радиационный баланс деятельной поверхности, на которой происходит преобразование потока солнечной энергии, или радиационный баланс элементарной геосистемы рассчитывается по формуле:

R = (I + S) (1 – А) – Eэф,где

R – радиационный баланс, I – прямая радиация, S - рассеянная радиация, А – альбедо, Еэф – эффективного длинноволновое излучение. Прямая и рассеянна

РАДИАЦИЯ СОЛНЕЧНАЯ РАССЕЯННАЯсолнечная радиация, претерпевшая рассеяние в атмосфере и поступающая непосредственно от небесного свода на единицу поверхности за единицу времени

Суммарная радиация

Кроме прямых солнечных лучей — прямой радиации, к земной поверхности приходит и часть радиации, рассеянной в атмосфере. В районах, где часто бывает облачность (например, в теплый период на Дальнем Востоке), годовая величина рассеянной радиации больше величины прямой радиации. Приходящую на земную поверхность радиацию, прямую и рассеянную, называют суммарной радиацией. По величине суммарная радиация по земной поверхности распределяется не строго зонально: в разных местах под одной и той же широтой она бывает неодинакова.

Суммарная радиация частично поглощается земной поверхностью, нагревая ее, а частично отражается от неё. Отраженная земной поверхностью радиация называется отраженной, а поглощенная земной поверхностью — поглощенной радиацией. Особенно сильно отражает радиацию снег, слабее песок, трава или лес, еще слабее — чернозем.

Молекулы газов воздуха практически свободно пропускают коротковолновые солнечные лучи. На земной поверхности лучистая энергия превращается в длинноволновую тепловую. Переменная часть атмосферы — водяной пар, углекислый газ, капельки воды, льдинки и другие взвеси — поглощают, подобно стеклу оранжерей или теплицы, длинноволновые тепловые лучи, усиливая встречное излучение

Величина эффективного излучения зависит от ряда факторов:

1.От температуры почвы или воды: чем она выше, тем больше тело теряет тепла излучением: В жаркий летний день и земля, и вода много излучают тепла в воздух и температура его повышается. Теплый воздух дает большой и встречный поток. Возрастает общий уровень эффективного излучения. Ночью, когда нагревание почвы и воды прекращается, уменьшается и их излучение. Перед утром оно становится совсем незначительным. Соответственно понижается и температура воздуха.

2.От влажности воздуха: водяной пар улавливает длинноволновое излучение и удерживает тепло. Влажная атмосфера посылает к Земле значительный встречный поток, эффективное излучение уменьшается. По этой причине во влажных климатах и при влажной погоде ночи не бывают так холодны, как в сухую погоду, и в странах с сухим климатом.

3.От туманов и облаков: капли воды облаков и туманов действуют, как и водяной пар, но в еще большей степени. Ночи при туманной и облачной погоде бывают обычно теплыми.

4.От близости или удаленности водоемов: водная масса, будучи теплоемкой, дольше, чем суша, удерживает тепло. Увеличением влажности, образованием облаков и туманов водоемы снимают эффективное излучение. По этой причине наибольшая потеря тепла зимой и ночью и, следовательно, резкие колебания ночной и дневной температур свойственны сухим внутриматериковым странам — Центральной и Средней Азии, Восточной Сибири и Антарктиде.

5.От абсолютной высоты местности: в горах, с уменьшением плотности воздуха уменьшается встречное и увеличивается эффективное излучение.

6.От растительности: мощный растительный покров, особенно леса, снижают эффективное излучение. В пустынях оно резко увеличивается.

7.От характера почво-грунтов: мощные и рыхлые почвы дольше удерживают и больше излучают тепло, каменистые почвы и особенно пески пустынь скорее его теряют и остывают.

16)Индивид. и локал. изменения t воздуха. Различия в теплов. режиме почвы и водоемов. Тепл. режим ат-ры явл-ся важн. хар-кой климата и опр-ся теплообменом м/ду атм. воздухом и окр. средой. Теплообмен осущ-ся радиац. путем. Путем теплопровод-ти – молекулярной м/ду воздухом и зем. пов-тью; в рез-те испарения и послед-щей конденсации. Решающ. значение для тепл. режима ат-ры имеет теплообмен с зем. пов-тью путем теплопровод-ти. Тонкая пленка воздуха обмен-ся с зем. пов-тью теплой вследствие теплопровод-ти. Более эф. передача тепла – путем турбел. теплопровод-ти. различают индивид. и локал. изменения t. Индивид. – изменения, происх. в опр. кол-ве воздуха, сохраняющего свою целост-ть в процессе движения. Локал. – измененияв в некот. точке внутри ат-ры ссзафиксир. геогр. координатами и с неизмен. высотой над уровнем моря. Изменения t, связ. с адвекцией – притоком в данное место нов. возд. масс, наз-ют адвектив. Локал. изменение t в зафиксир. точке зависит от индивид. изменений состояния воздуха и от адвекции воздуха иной t. В почве тепло распр-ся по вертикали путем молекуляр. теплопровод-ти, а в воде также и путем турбл. перемеш-ния вод. слоев. В океанах и морях некот. роль в перемеш-нии слоев играет испарение. Рад-ция глубже проникает в воду в сравнении с почвой. Теплоем-ть воды более значит-на,чем почвы. В рез-те суточ. колебания t в воде распр-ся на глубину порядка десятков метров, а в почве - <1м. Год. колебания t в воде распр-ся на глубину сотен метров, а в почве 10-20м. Днем и летом t на пов-ти почвы выше, чем на пов-ти воды, ночью и зимой ниже.

17)Суточ. и год. ход температуры на пов-ти почвы, на пов-ти водоемов. Распр-ние температ. колебаний в глубину t^о на пов-ти почвы имеет суточ. ход. min ее наблюд-ся примерно через полчаса после восхода солнца. К этому времени рад. баланс пов-ти почвы стан-ся равным нулю. Затем t^о на пов-ти почвы растет до 13-14ч и достигает максимума в суточ. ходе. После этого начин-ся падение t^o. Рад. баланс в послеполуд-ные часы и до вечера остается положит. Продол-ся и передача тепла в глубь почвы. Эти потери тепла оказ-ся значит-но большими, чем рад. приток, поэтому t^о на пов-ти почвы падает с 13-14ч до утреннегоминимума. Суточ. ход t^о на пов-ти почвы на графике время-температура имеет вид волнообраз. кривой. Кривая суточ. хода в отдел. день может иметь неправ. форму, поскольку она зависит от изменений облач-ти в течение суток, от осадков, от непериодич. изменений t^о воздуха. Кривая, построенная по многолет. данным за календар. месяц, имеет более правил. форму, т.к. случайные отклонения в обе стороны в сред. величинах уравновеш-ся. max t^o на пов-ти почвы обычно выше, чем в воздухе на высоте метеорол. будки. Ночные t^о на пов-ти почвы ниже, чем в воздухе, т.к. прежде всего почва выхолаж-ся эф.излучением. Разность м/ду суточ. max и суточ. min t^o наз-ся суточ. амплитудой температурой. З-ны распр-ния тепла в почве наз-ся з-нами Фурье. чем > плот-ть и влаж-ть почвы, тем лучше она проводит тепло, тем быстрее распр-ся в глубину. Период колебаний температуры не измен-ся с глубиной (1 з-н Фурье). Возрастание глубины в арифметич. прогрессии приводит к уменьшению амплитуды в геометр. пргрессии (2 з-н Фурье). Сроки наступления max и min температур, как в суточ. так и в годов. ходе запаздывают с глубиной пропор-но увеличению глубины (3 з-н). Глубины слоев пост. суточ. и годов. t^o относ-ся м/ду собой как 1/365^0,5. С различиями в годов. ходе связано распред-е t^o в почве по вертикали в разн. сезоны: летом t^o от пов-ти почвы в глубь падает, зимой растет; весной она сначала убывает, а потом растет, осенью – сначала растет, потом убывает. Тепло в воде распр-ся преимущ-но путем турбул-ти. Поэтому и нагревание, и охлаждение распр-ся в водоемах на более толст. слой, чем в почве. Вследствие этого изменения t^o на пов-ти воды незначит-ны. Суточ. колебания t^o воды на пов-ти океана имеют около 15-16ч и минимум через 2-3ч после всхода солнца. Годов. амплитуда на пов-ти океана значит-но >, чем суточ. Как суточ. так и годов. колебания распр-ся в воде до больших глубин, чем в почве. суточ. обнаруж-ся в море до 15-20м, годов до 150-400м.

18)Суточ. ход t^o воздуха и его изменение с высотой. Непериодич. изменения. Межсуточ. измен-ть. Заморозки Суточ. колебания t^о должны наблюд-ся не только у зем. пов-ти, но и в высок. слоях. Суточ. колебания распр-ся на более мощ. слой, чем суточ. колебании в океане.На высоте 300м над сушей амплитуда суточ. хода t^о около 50% амплитуды у зем. пов-ти. На высоте 1км суточ. амплитуда над сушей =1-2^о, на высоте 2-5км – 0,5-1^оС, а днев. max смещ-ся на вечер. Над морем суточ. амплитуда несколько растетс высотой в ниж. км, но все же остается малой. Небол. суточ. колебания обнаружены в верх. тропосфере и ниж. стратосфере. в горах, где влияние подстил. пов-ти >, чем на соответ-щих высотах в свобод. ат-ре, суточ. амплитуда убывает с высотой медленнее. Во внетропич. широтах непериод. изменения настолько часты и значит-ны, что суточ. ход отчетливо прояв-ся лишь в периоды относит-но устойчив. малообл. антициклон. погоды. В тропич. широтах непериод. изменения менее значит-ны и не так сильно нарушают суточ. ход. Непериод. изменения связаны с адвекцией возд. масс из др. р-нов Земли. Особенно значит. похолодания происходят в умер. широтах в связи с вторжением холод. возд. масс из Арктики. В Азии холод. воздух свободно проникает до гор. хребтов. В сев. Америке нет гор. хребтов, проходящ. в широт. напр-нии. Поэтому холод. массы арктич. воздуха беспрепят-но распр-ся до Флориды. Над океанами вторжения холод. возд. масс могут глубоко проникать в тропики. Вторжения мор. воздуха из сред. широт Атл. океана в Европу создают потепления зимой и похолодания летом. Перемещ-ния возд. масс, приводящ. к адвектив. изменениям t^o, связаны с циклонич. деят-тью. Хаар-кой непериод. колебаний может служить межсуточ. измен-ть – сред. изменение сред. суточ. t^o. Межсут. измен-ть тем >, чем чаще и чем сильнее адвектные изменения t^o, происходящ. в данной мест-ти. Она небол. в тропиках и возрастает с широтой. В мор. климате она <, чем в контин-ном. С высотой межсут. измен-ть растет до 12км. Заморозки – понижения t^o ночью до нуля и ниже, в то время каа сред. суточ. t^o держатся выше нуля, т.е. весной и осенью. Заморозки чаще всего бывают при вторжении в данный р-н достат-но холод. возд. массы. Для заморозка нужна ясная и тих. ночь, когда эф. излучение с пов-ти почвы велико, а турбул-ть мала. Такая ясн. погода обычно наблюд-ся во внутр. частях областей высок. атм. давления – антициклонов. Заморозки чаще бывают в низинах, т.к. в вогнут. формах рельефа ночное понижение t^o более значит-ное. в низ. местаз воздух застаив-ся больше.

19)Годов. амплитуда t^o и континентальность климата. Типы годов. хода t^o воздуха все возд. массы зимой холоднее, а летом теплее, поэтому t^o воздуха на каждом отдельном месте мен-ся в годов. ходе: сред. месяч. t^o зимой ниже, летом выше. Разность сред. месяч. t^о самого тепл. и холод. месяцев наз-ют годов. амплитудой t^о воздуха. Годов. амплиткда растет с геогр. широтой. Годов. амплитуды над сушей значит-но >, чем над морем. Малые амплитуды наблюд-ся во многих областях над сушей, если в эти области часто приходят возд. массы с моря. Повыш.амплитуды наблюд-ся над океаном, если в эти р-ны часто попадают возд. массы с материка. Величина год. амплитуды зависит от повто-ти в данном месте возд. масс мор. и контин. проис-ния. С высотой год. амплитуда убывает. Климат над морем, хар-ся малыми год. амплитудами, естественно называть морским в отличие от контин. климата над сушей с больш. год. амплитудами. мор. климат распр-ся и на прилег. к морю области материков, над кот. велика повтор-ть мор. возд. масс. Области океанов, где преоблад-ют возд. массы обладают скорее контин-ным, чем морским. Хорошо выражен мор. климат в Зап. Европе, где господ-ет перенос воздуха с Атл. океана. С удалением от Атл. океана в глубь материка год. амплитуды растут. Растет контин-ть. Конт. климат в среднем холоднее морского. В завис-ти от широты и контин-ти можно выделить след. типы год. хода: 1)Экватор. тип: оч. малая год. амплитуда. внутри материков 5^о, на побережье 3^оС, океан 1^оС. Выдел-ся 2 max температуры: после дней равноденствия, 2 min после дней солнцестояния. 2)Тропич. тип: возрастает (на побережье 5^оС, материк 10^оС, океан 2-3^оС), 1 max и 1 min. 3)Умер. тип: после дней лет. и зим. солнцестояния min и max. min над сушей – конец декабря, января; море –февраль, март; max над сушей – июль-июнь; над морем – август-сентабрь. Вражены сезоны годы – переходные. В морском весна холоднее осени, в контин-ном наоборот. В морском год. амплитуда 10-15^оС, в контин-ном 25-40^оС. 4)Полярный: min в годов. ходе перемещ-ся на время появления солнца над гор-том после длит. поляр. ночи, т.е. в сев полушарии на февраль-март, в юж.- на август-сентябрь. max в сев. полушарии наблюд-ся в июле, в юж. – в январе –декабре

20)Геогр. распределение t^o воздуха за год, январь, июль. Геогр. факторы влияют на распред-ние t^o. Влияет широта мест-ти. t^o убывает от экватора к полюсам. Возмущения в распред-нии t^о связаны с наличием снеж. и лед. покрова, гор. хребтов, с тепл. и холод. течениями. На распред-ние влияют и особ-ти общей цир-ции ат-ры. Зимой материки холоднее океанов, летом теплнн. В тропиках выдел-ся широк. зона, где сред. год. t^o выше +25. Внутри зоны очерчив-ся замкнут. изотермами острова тепла над сев. Африкой и над Индией и Мексикой, где сред. год. t^о +28. Над Юж. Амер., Юж. Африкой, Австалией о-вов тепла нет. Тропики материков теплее океанов. Во внетропич. широтах изотермы < отклоняются от широт. кругов, особ-но в Юж. полушарии. В сев. полушарии в сред. и высок. широтах наблюд-ся более или менее замет. отклонения изотерм к югу над материками Азии и Сев. Америки. В среднем материки в этих широтах несколько холоднее океанов. Сам. тепл. места в сред. год. наблюд-ся на побережьях Красс. моря. В Массауа сред. год. t^о на уровне моря +30. Сам. холод. р-н – вост. Антарктида, где в центре сред. год. -50-55. На картах января и июля отклонения изотерм от зонал. напр-ния >. В тропиках сев. полушария t^o янв. над океанами и материками близка. Изотермы не особ-но сильно отклон-ся. Внутри тропиков t^о мало мен-ся с широтой. Вне тропиков в сев. полушарии быстро убывает к полюсу. Значителен прогиб изотерм к северу над тепл. водами Сев. Атлантики, над вост. частью океана, где прозходит Гольфстрим. Сгущение изотерм на вост. побережье Азии связано с хар-ром атм. цир-ции: в янв. теплые массы воздуха с Тих. океана не попадают на материк Азии. В р-не м/ду Леной и Индигиркой, сред. t^оянв. -48, абсолют. min до -70. Это р-н якутского полюса холода. 2-ой полюс холода – Гренландия, где. сред t^оянв. -55. Распред-е t в тропиках юж. полушария равномер. Над материками Юж. аф., Юж. Амер., Австралии выраж-ные о-ва тепла. max t^о +55 в Австралии. В глубине Антартиды -35. В июле в тропиках и субтопикахСев. полушария о-ва тепла над Сев. Африкой, Аравией, Центр. Азией. Сред. t^о в Сахаре +40. Абсолют. max в сев. Африке до +58. Над океанами воздух холоднее, чем над материками. О-во тепла и холода во внетропич. широтах сев. полушария нет. В юж. полушарии в июле зима. Влияние холод. течений у зап. берегов Америки, Африки сказ-ся в июле. Во внетроп. широтах t^о быстро пониж-ся в напр-нии к Антарктиде. Температура широт. кругов и земли вцелом. Сред. t^о широт. кругов на уровне моря: в янв. сред. t^о сам. высок. на экваторе +27. В июле сам. теплая параллель 20 с.ш. +28. В сред. год. самая теплая параллель 10 с.ш. +27. Самую тепл. параллель наз-ют термич. экватором. в течение года он ост-ся в сев. полушарии, перемещаясь от зимы к лету в более высок. широты. От экватора к полюсу t падает на 0,5-0,6^оС. Умер. широты в юж.полушарии зимой теплее, а летом холоднее, чем в сев. полушарии. Высок. широты в юж. полушарии значит-но холоднее, чем в сев, вследствие наличия ледяного материка Антарктиды с преоблад. режимом высок. атм. давления. В целом сев. полушарие зимой холоднее, а летом теплее. Сев. полушарие: янв. +8, июль +22; юж. полушарие: янв. +17, июль +10. Годов. амплитуда для сев. полушария 14^оС, для юж. 7^оС. Климат сев. пол. в целом более контин-ный, чем юж. Увеличение амплитуды в сев. пол. обусловлено более жарким летом. Зим. температуры обоих полушарий менее отлич-чя, чем летние. Сред. t^о воздуха у зем. пов-ти для всего зем. шара +12, в июле +16 и в среднем +14.

21)Распред-ние t^о с высотой в тропосфере и стратосфере. Конвекция. В ат-ре наблюд-ся как падение так и рост t^о по вертикали. В тропосфере возмодно и то и др. Падение t^о с высотой в тропосфере преобладает, и в среднем вертик. градиент t^о в тропосфере 0,5-0,7^оС/100м. В переход. слое – тропопауще – вертик. градиент убывает до 0,1-0,2^оС/100м. В высок. широтах тропопауза лежит на высоте 8-10км, в сред. широтах 10-12км, в близи экватора –выше 16км. выше тропопаузы начин-ся стратосфера, где падение t^о с высотой смен-ся повышением. t^o на уровне тропопаузы и над ним в тропиках оч. низкая: кругл. год от -70 до -80, в отдел. случаях -90. В умер. широтах t^о ниж. стратосферы значит-но выше и с небольш. год. ходом. В поляр. широтах t^о тропопаузы летом выше, чем в умер. широтаз, особ-но в Арктике. Летом поляр. стратосфера много теплее, чемтропическая. Зимой тропопауза над Арктикой имеет t^о -60. Зимой стратосфера над поляр. обл. почти также холодна как и над тропиками. В тропиках стратосфера холодна каругл. год, в поляр. обл. – только зимой. Высотатропопаузы и t^о на уровне тропопаузы и в ниж. стратосфере мен-ся не только в год. ходе, но и день ото дня.. Эти изменения высоты и t^о тропопаузы связаны с прохождением областей низ. и выс. атм. давления. Над тропопаузой, в стротосфере t^о растет, но не всегда. Если тропопауза низко опущена и t^о ее на уровне высокая, то в стратосфере продол-ся падение t^о. Конвекция – перемещ-ние макроскопич. частей (газа, жид-ти), приводящее к переносу массы, теплоты. Конвекция развив-ся только при неустойч. стратификации. чем неустойчивее стратификация, т.е. чем. вертик. градиенты t^о превышают адибат. градиенты, тем сильнее развив-ся конвекция. Над сушей в усл.большого суточ. хода t^о пов-ти почвы днем ниж. слои воздуха сильно прогрев-ся от пов-ти почвы и вертик. градиенты возрастают. Страт-ция стан-ся неустойчивой и возникает конвекция. Они особ-но велики около полудня и в первые послеполуд. часы. Поэтому куч. облака, Ливнев. осадки, грозы, связ. с конвекцией, имеют max развитие после полудня.

22)Инверсии и их типы. Инверсия – повышение t^о воздуха с высотой. Ее хар-ют высотой ниж. границы (высотой, с кот. начин-ся повышение t^о), толщиной слоя, скачком температур. По высоте все инверсии дел-ся на приземные и инверсии в свобод. ат-ре. Призем. инверсия начин-ся от самой подстил. пов-ти. Над открыт. водой такие инверсии наблюд-ся редко. возникают из-за ночного рад-ного выхолаж-ния, турбулентности. с восходом солнцы призем. инверсия раасеив-ся. Усиливает ее рельеф мест-ти. Весной тел. вздух над снеж. покровом ожлаж-ся, т.к. тепло идет на тяние снега. Над пов-тью тающ. снеж. покрова возникает снеж. или весенняя инверсия. Инверсия в свобод. ат-ре наблюд-ся в некот. слое воздуха, лежащем на той или иной высоте над зем. пов-тью. Они возникают в устойч. антициклонах, из-за нисход. движения воздуха. Случается, что призем. инверсия слив-ся с вышележащей инверсией в свобод. ат-ре. тогда повышение t^о начин-ся от самой зем. пов-ти и продол-ся до большой высоты. Большин-во инверсий в свобод. ат-ре явл-ся инверсиями оседания. они возникают вследствие нисход. движения воздуха и его адиабат. нагревания. Кроме них наблюд-ся фронтал. инверсии. Фронты, раздел-щие тепл. и холод. воздуш. массы, в тропосфере станов-ся узкими фронтал. зонами перехода от холод. к тепл. воздуш. массе.

23)Тепловой баланс зем. пов-ти и системы Земля-атмосфера. Изменения t^о в ниж. слоях ат-ры опред-ся изменениями t^о зем. пов-ти, следуют за этими изменениями. Через зем. пов-ть тепло передается вверх – в ат-ру и вниз – в пову. На зем. пов-ть поступает суммар. рад-ция и встреч. излучение. они в больш. или меньшей степени поглощ-ся пов-тью. К зем. пов-ти приходит тепло сверху, из ат-ры, путем турбулент. теплопровод-ти. Путем теплопров-ти тепло также уходит от зем. пов-ти вниз. Зем. пов-ть получает тепло при конд-ции на ней вод. пара из воздуха или теряет тепло при испарении с нее воды. Тепл. баланс: R+P+A+GE=0. P-теплообмен зем. пов-ти с воздухом, A- теплопровод-ть с глуб. слоями почвы, E – масса испарившейся воды, G-удел. теплота испарения. Из того, что тепл. баланс зем. пов-ти =0, не следует, что t^о пов-ти не мен-ся. Тепл. баланс системы Земля-ат-ра: Из 100ед 23 отраж-ся облаками, 20 поглощ-ся ат-рой, 30 рассеив-ся в ат-ре: из них 8ед отраж-ся обратно, 22 доходят до зем. пов-ти,; прямая рад-ция 27ед: 25 поглощ-ся, 2 отраж-ся. В итоге 45 получает зем. пов-ть. Ат-ра излучает 157ед рад-ции: 102 доходит до зем. пов-ти, 55 отраж-ся. Земля отдает 117 ед длинноволн. рад-ции: 107 идут на нагревание ат-ры, 10 отраж-ся обратно. 23 ед. зем. пов-ть теряет за счет испарения, 7 теряет за счет теплообмена.

24)Испарение, насыщаемость, испаряемость. Геогр. распред-ние испарения За счет испарения влага поступает в ат-ру с пов-ти водоемов, почв, растений. Испарение с пов-ти воды и почвы наз-ся физическим. Физ. испарение+транспир-ция – суммар. испар-е. когда достиг-ся состояние подвиж.равновесия, испарение прекращ-ся. такое состояние наз-ся асыщением, вод. пар в этом состоянии – насыщающим, а воздуз, сод-щий насыщающий вод. пар наз-ся насыщенным. Скорость испарения зависит от скорости ветра. различают фактич. и возможное испарение. Максимально возможное испарение, не огранич. запасами воды наз-ся испаряемостью. Испар-ть не всегда совпадает с фактич. испарением с пов-ти почвы. В поляр. областях при низ. t^о испаряющей пов-ти давление насыщ-ного вод. параи фактич. давление вод. пара малы и близки. На Шпицбергене всего 80мм в год. В сред. Европе 450. На Европ. части России испар-ть растет с сев.-запада на юго-восток вместе с ростом дефицита насыщения. В сред. Азии с ее высок.лет. t^ои больш. дефицитом насыщения испар-ть значит-но выше до 1800мм. в тропиках испар-ть сравнит-но невелика на побережьях и резко возрастеат внутри материков. На атлант. побережье Сахары год. испар-ть 600-700мм. В наиболее засуш. р-нах Аравии и пустынь Колорадо она выше 3000м. У экватора, где дефицит насыщения мал, испар-ть относит-но низкая 700-1000мм.