3. Радиационный и тепловой балансы Земли, их составляющи. Географическое распределение радиационного баланса.

Радиационный баланс представляет собой разность между приходом и расходом лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой поверхностью Земли.

Радиационный баланс является важнейшим климатическим фактором, так как от его величины в сильной степени зависит распределение температуры в почве и прилегающих к ней слоях воздуха. От него зависят физические свойства масс воздуха, перемещающихся по Земле, а также интенсивность испарения и таяния снега.

Распределение годовых значений радиационного баланса на поверхности земного шара, по данным М. И. Будыко, Н. А. Ефимовой, Л. М. Зубенок и Л. А. Строкиной, приведено на рис. 1.2. Из рисунка видно, что в тропических широтах эти значения доходят до 100... 120 ккал/(см2-год), а максимальные (до 140 ккал/(см2 o год)) наблюдаются на севере Аравийского моря и в районе Тиморского моря (у северо-западных берегов Австралии), поскольку в эти районы поступает большое количество суммарной радиации при пониженном эффективном излучении.

В пустынных и засушливых районах значения радиационного баланса ниже по сравнению с районами достаточного и избыточного увлажнения на тех же широтах. Это вызывается повышением альбедо и увеличением эффективного излучения в связи с большой сухостью воздуха и малой облачностью. В умеренных широтах значения радиационного баланса быстро уменьшаются по мере возрастания широты вследствие убывания суммарной радиации.

В среднем за год суммы радиационного баланса для всей поверхности земного шара оказываются положительными, за исключением районов с постоянным ледяным покровом (Антарктика, центральная часть Гренландии и др.).

Энергия, измеряемая величиной радиационного баланса, частично затрачивается на испарение, частично передается воздуху и, наконец, некоторое количество энергии уходит в почву и идет на ее нагревание. Таким образом, общий приход-расход тепла для поверхности Земли, называемый тепловым балансом, можно представить в виде следующего уравнения:

B = M+V+T.

Здесь В - радиационный баланс, М - поток тепла между поверхностью Земли и атмосферой, V - затрата тепла на испарение (или выделение тепла при конденсации), Т - теплообмен между поверхностью почвы и глубинными слоями. В среднем за год почва практически отдает тепла в воздух столько же, сколько и получает, поэтому в годовых выводах теплооборот в почве равен нулю. Затраты тепла на испарение распределяются на поверхности земного шара весьма неравномерно. На океанах они зависят от количества солнечной энергии, поступающей на поверхность океана, а также от характера океанических течений. Теплые течения увеличивают расход тепла на испарение, холодные же уменьшают его. На материках затраты тепла на испарение определяются не только количеством солнечной радиации, но и запасами влаги, содержащейся в почве. При недостатке влаги, вызывающем сокращение испарения, затраты тепла на испарение снижаются. Поэтому в пустынях и полупустынях они значительно уменьшаются.

3. Влажность воздуха, её характеристики. Пространственно-временные закономерности влажности воздуха.

В атмосфере Земли содержится около 14 тыс. км³ водяного пара. Вода попадает в атмосферу в результате испарения с подстилающей поверхности. В атмосфере влага конденсируется, перемещается воздушными течениями и вновь выпадает в виде разнообразных осадков на поверхность Земли, совершая, таким образом, постоянный круговорот воды. Круговорот воды возможен, благодаря, способности воды находится в трёх состояниях (жидком, твердом, газообразном (парообразном)) и легко переходить из одного состояния в другое. Влагооборот является одним из важнейших циклов климатообразования.

Для количественного выражения содержания водяного пара в атмосфере употребляют различные характеристики влажности воздуха. Основные характеристики влажности воздуха – упругость водяного пара и относительная влажность.

Упругость (фактическая) водяного пара (е) – давление водяного пара находящегося в атмосфере выражается в мм.рт.ст. или в миллибарах (мб). Численно почти совпадает с абсолютной влажностью (содержанием водяного пара в воздухе в г/м³), поэтому упругость часто называют абсолютной влажностью. Упругость насыщения (максимальная упругость) (Е) – предел содержания водяного пара в воздухе при данной температуре. Значение упругости насыщения зависит от температуры воздуха, чем выше температура, тем больше он может содержать водяного пара.

Если воздух содержит водяного пара меньше, чем нужно для насыщения его при данной температуре, можно определить, насколько воздух близок к состоянию насыщения. Для этого вычисляют относительную влажность.