Суммарная радиация, достигающая земной поверхности, не поглощается ею полностью, а частично отражается от земли. Поэтому при расчетах прихода солнечной энергии для какого-нибудь места необходимо принимать во внимание отражательную способность земной поверхности. Отражение радиации происходит также и от поверхности облаков. Отношение величины всего потока коротковолновой радиации Rк, отраженного данной поверхностью по всем направлениям, к потоку радиации Q, падающему на эту поверхность, называется альбедо (А) данной поверхности. Эта величина
показывает, какая часть падающей на поверхность лучистой энергии отражается от нее. Часто величину альбедо выражают в процентах. Тогда
(1.3)
В табл. № 1.5 приводятся величины альбедо различных видов земной поверхности. Из данных табл. № 1.5 видно, что наибольшей отражательной способностью обладает свежевыпавший снег. В отдельных случаях наблюдалась величина альбедо снега до 87%, а в условиях Арктики и Антарктики даже до 95%. Слежавшийся, подтаявший и тем более загрязненный снег отражает уже гораздо меньше. Альбедо различных почв и растительного покрова, как следует из табл. № 4, отличаются сравнительно незначительно. Многочисленные исследования показали, что величина альбедо часто изменяется в течение суток.
При этом наибольшие значения альбедо отмечаются утром и вечером. Объясняется это тем, что отражательная способность шероховатых поверхностей зависит от угла падения солнечных лучей. При отвесном падении солнечные лучи проникают глубже в растительный покров и там поглощаются. При малой высоте солнца лучи меньше проникают внутрь растительности и в большей мере отражаются от ее поверхности. Альбедо водных поверхностей в среднем меньше, чем альбедо поверхности суши. Объясняется это тем, что солнечные лучи (коротковолновая зелено-голубая часть солнечного спектра) в значительной мере проникают в прозрачные для них верхние слои воды, где рассеиваются и поглощаются. В связи с этим на отражательную способность воды оказывает влияние степень ее мутности.
Таблица № 1.5
Для загрязненной и мутной воды величины альбедо заметно возрастает. Для рассеянной радиации альбедо воды в среднем около 8-10%. Для прямой солнечной радиации альбедо водной поверхности зависит от высоты солнца: с уменьшением высоты солнца величина альбедо увеличивается. Так, при отвесном падении лучей отражается только около 2-5%. При низком положении солнца над горизонтом отражается 30-70%. Очень велика отражательная способность облаков. В среднем альбедо облаков около 80%. Зная величину альбедо поверхности и значение суммарной радиации, можно определить количество радиации, поглощенной данной поверхностью. Если А - альбедо, то величина а = (1-А) представляет собой коэффициент поглощения данной поверхности, показывающий, какая часть падающей на эту поверхность радиации ею поглощается.
Например, если на поверхность зеленой травы (А = 26%) падает поток суммарной радиации Q = 1,2 кал/см 2 мин, то процент поглощенной радиации будет
Q = 1- А = 1 - 0,26 = 0,74, или а = 74%,
а величина поглощенной радиации
В погл = Q (1 - А) = 1,2 ·0,74 = 0,89 кал\см2 ·мин.
Альбедо поверхности воды в большой степени зависит от угла падения солнечных лучей, поскольку чистая вода отражает свет по закону Френеля.
Приположении Солнца в зените альбедо поверхности спокойного моря равна0,02. При росте зенитного угла СолнцаZ п альбедо увеличивается и достигает 0,35 приZ п =85.Волнение моря приводит к изменению Z п , и существенно уменьшает диапазон значений альбедо, поскольку оно увеличивается при больших Z n благодаря увеличению вероятности попадания лучей на наклоую волновую поверхность.Волнение влияет на отражающих способность не только из-занаклона поверхности волны относительно солнечных лучей, но и за счет образованием пузырей воздуха в воде. Эти пузыри в значительной степени рассеивают свет, увеличивая рассеяннуюрадиацию выходящего из моря. Поэтому при больших волнениях моря, когдавозникает пена и барашки, альбедо под влиянием обоих факторов увеличивается.Рассеянная радиация поступает к поверхности воды под разными углами.Интенсивность лучей различных направлений изменяется при изменении высоты Солнца, от которой зависит, как известно, интенсивность рассеивания солнечной радиации при безоблачном небе. Она зависит также от распределения облаков на небе. Поэтому альбедо поверхности моря для рассеянной радиации не является постоянным. Но границы его колебания более узкие 1 от 0,05 до 0,11.Следовательно, альбедо поверхности воды для суммарной радиации изменяется в зависимости от высоты Солнца, соотношение между прямой и рассеянной радиации, волнения поверхности моря.Надо иметь в виду, что северные части океанов в большой степени покрыты морским льдом. В таком случае надо учитывать и альбедо льда. Как известно, значительные пространства земной поверхности, особенно в средних и высоких широтах, покрытые облаками, которые очень отражают солнечную радиацию. Поэтому знания о альбедо облачности вызывают большой интерес. Были проведены специальные измерения альбедо облаков с помощью самолетов и аэростатов. Они показали, что альбедо облаков зависит от их формы и толщины.Наибольшие значения имеет альбедо высоко-кучевых и слоисто-кучевых облаков.Например, при толщине 300 м альбедо Ас находится в границах 71-73%, Sс - 56-64%, смешанных облаков Сu - Sс - около 50%.
Наиболееполные данные о альбедо облаков полученные в Украине. Зависимость альбедо и функции пропускания р от толщины облаков, является результатомсистематизации данных измерений, приводится в табл. 1.6. Как видно, рост толщины облаков приводит к увеличению альбедо и уменьшение функции пропускания.
Среднеезначение альбедо для облаков St при средней толщине 430 м равна 73%, для облаковS с при среднейтолщине 350м - 66%, а функции пропускания для указанных облаков равны соответственно 21 й 26%.
Альбедо облаков зависит от альбедо земной поверхности r 3 , над которой располагается облако. С физической точки зрения понятно, что чем большеr 3 , тем больше поток отраженной радиации, проходящей вверх через верхнюю границуоблака. Поскольку альбедо - это отношение этого потока до поступающего, то увеличение альбедо земной поверхности приводит к увеличению альбедо облаков.Исследование свойств облаков отражать солнечную радиацию проводились с помощью искусственных спутников Земли путем измерения яркости облаков.Средние значения альбедо облаков, полученные по этим данным, приводятся в табл.1.7.
Таблиця 1.7 - Средние значения альбедо облаков разных форм
По этим данным альбедо облаков колеблется от 29 до 86%. Обращает внимание тот факт, что перистые облака имеют небольшое альбедо по сравнению с другими формами облаков (за исключением кучевых). Только перисто-слоистые облака, которые имеют большую толщину, в значительной степени отражают солнечную радиацию(r= 74%).
Долгосрочный тренд альбедо направлен в сторону похолодания. За последние годы спутниковые измерения показывают незначительный тренд.
Изменение альбедо Земли потенциально является мощным воздействием на климат. Когда альбедо, или отражающая способность, возрастает, больше солнечного света отражается назад в космос. Это оказывает охлаждающее действие на глобальные температуры. Напротив, снижение альбедо нагревает планету. Изменение альбедо всего на 1% дает радиационный эффект 3,4 Вт/м2, сопоставимый с эффектом удвоения СО2. Как же альбедо воздействовало на глобальные температуры в последние десятилетия?
Тренды альбедо до 2000 года
Альбедо Земли определяется несколькими факторами. Снег и лед хорошо отражают свет, так что когда они тают, альбедо понижается. Леса имеют более низкое альбедо, чем открытые пространства, поэтому сведение лесов повышает альбедо (оговоримся, что уничтожение всех лесов не остановит глобальное потепление). Аэрозоли имеют прямое и косвенное влияние на альбедо. Прямым влиянием является отражение солнечного света в космос. Непрямой эффект состоит в действии частиц аэрозолей в качестве центров конденсации влаги, что затрагивает формирование и время жизни облаков. Облака, в свою очередь, влияют на глобальные температуры несколькими способами. Они охлаждают климат за счет отражения солнечного света, но также могут давать эффект нагрева, удерживая исходящее инфракрасное излучение.
Все эти факторы следует учитывать при суммировании различных радиационных воздействий, определяющих климат. Изменения в землепользовании вычисляются исходя из исторических реконструкций изменения состава пахотных земель и пастбищ. Наблюдения со спутников и с земли позволяют определять тренды уровня аэрозолей и альбедо облаков. Можно видеть, что альбедо облаков является самым сильным фактором из различных видов альбедо. Долгосрочный тренд направлен в сторону похолодания, воздействие -0,7Вт/м2 с 1850 по 2000 г.
Рис.1 Среднегодовые общие радиационные воздействия (Chapter 2 of the IPCC AR4) .
Тренды альбедо после 2000 года.
Одним из способов измерения альбедо Земли является пепельный свет Луны. Это солнечный свет, сначала отраженный Землей, а затем отраженный Луной обратно к Земле в ночное время. Пепельный свет Луны измеряется солнечной обсерваторией Big Bear с ноября 1998 года (был также сделан ряд измерений в 1994 и 1995 годах). Рис.2 показывает изменения альбедо по реконструкции спутниковых данных (черная линия) и по измерениям пепельного света Луны (синяя линия) (Palle 2004) .
Рис.2 Изменения альбедо, реконструированные по спутниковым данным ISCCP (черная линия) и по изменениям пепельного света Луны (снняя линия). Правая вертикальная шкала показывает негативное радиационное воздействие (т.е. на охлаждение) (Palle 2004).
Данные на Рис.2 проблематичны. Черная линия, реконструкция спутниковых данных ISCCP "является чисто статистическим параметром и имеет мало физического смысла, поскольку она не учитывает нелинейных отношений между свойствами облаков и поверхности и планетарным альбедо, а также не включает аэрозольных изменений альбедо, например, связанных с вулканом Пинатубо или антропогенной эмиссией сульфатов " (Real Climate).
Еще более проблематическим является пик альбедо около 2003 года, видимый на синей линии пепельного света Луны. Он сильно противоречит спутниковым данным, показывающим в это время незначительный тренд. Для сравнения можно вспомнить извержение Пинатубо в 1991 году, заполнившее атмосферу аэрозолями. Эти аэрозоли отражали солнечный свет, создав отрицательное радиационное воздействие 2,5 Вт/м2. Это резко снизило глобальную температуру. Данные пепельного света тогда показывали воздействие почти -6 Вт/м2, что должно было означать еще большее падение температуры. Никаких похожих событий не произошло в 2003 году. (Wielicki 2007).
В 2008 году была обнаружена причина несоответствия. Обсерватория Big Bear установила новый телескоп для измерения пепельного света Луны в 2004 году. С новыми улучшенными данными они заново откалибровали свои старые данные и пересмотрели свои оценки альбедо (Palle 2008). Рис. 3 показывает старые (черная линия) и обновленные (синяя линия) значения альбедо. Аномальный пик 2003 года исчез. Впрочем, тренд повышения альбедо с 1999 по 2003 год сохранился.
Рис. 3 Изменение альбедо Земли по данным замеров пепельного света Луны. Черная линия - изменения альбедо по публикации 2004 года (Palle 2004). Синяя линия - обновленные изменения альбедо после улучшения процедуры анализа данных, также включены данные за больший период времени (Palle 2008).
Насколько точно определяется альбедо по пепельному свету Луны? Метод не является глобальным по охвату. Он затрагивает примерно треть Земли в каждом наблюдении, некоторые области всегда остаются "невидимыми" с места наблюдений. Кроме того, измерения нечасты, они делаются в узком диапазоне длин волн 0,4-0,7 µm (Bender 2006).
В отличие от этого спутниковые данные, такие как CERES, являются глобальным измерением коротковолнового излучения Земли, включают все эффекты свойств поверхности и атмосферы. По сравнению с измерениями пепельного света, они покрывают более широкий диапазон (0.3-5.0 µm). Анализ данных CERES показывает отсутствие долгосрочного тренда альбедо с марта 2000 по июнь 2005 года. Сравнение с тремя независимыми наборами данных (MODIS, MISR и SeaWiFS) демонстрирует "замечательное соответствие" всех 4-х результатов (Loeb 2007a).
Рис. 4 Месячные изменения средних значений CERES SW TOA flux and MODIS cloud fraction ().
Альбедо воздействовало на глобальные температуры - в основном в сторону похолодания в долгосрочной тенденции. Что касается недавних трендов, данные пепельного света показывают рост альбедо с 1999 по 2003 год с незначительным изменениями после 2003 года. Спутники показывают незначительные изменения с 2000 года. Радиационное воздействие от изменений альбедо в последние годы минимальное.
Суммарная радиация, достигшая земной поверхности, частично поглощается почвой и водоемами и переходит в тепло, на океанах и морях расходуется на испарение, частично отражается в атмосферу (отраженная радиация). Соотношение усвоенной и отраженной лучистой энергии зависит от характера суши, от угла падения лучей на водную поверхность. Так как поглощенную энергию измерить практически невозможно, то определяют величину отраженной.
Отражательная способность наземных и водных поверхностей называется их альбедо . Оно исчисляется в % отраженном радиации от упавшей на данную поверхность, яльоедо паря ду с углом (точнее синусом угла) падения лучей и количеством оптических масс атмосферы, ими проходимых, является одним из важнейших планетарных факторов климатообразования.
На суше альбедо определяется цветом природных поверхностей. Всю радиацию способно усвоить абсолютно черное тело. Зеркальная поверхность отражает 100% лучей и не способна нагреться. Из реальных поверхностей наибольшим альбедо обладает чистый снег. Ниже приведены альбедо поверхностей суши по зонам природы.
Климатообразующее значение отражательной способности разных поверхностей исключительно велико. В ледовых зонах высоких широт солнечная радиация, уже ослабленная при прохождении большого числа оптических масс атмосферы и упавшая на поверхность под острым углом, отражается вечными снегами.
Альбедо водной поверхности для прямой радиации зависит от того, под каким утлом на нее падают солнечные лучи. Вертикальные лучи проникают в воду глубоко, и она усваивает их тепло. Наклонные лучи от воды отражаются, как от зеркала, и ее не нагревают: альбедо водной поверхности при высоте Солнца 90″ равно 2%, при высоте Солнца 20° - 78%.
Виды поверхности и зональные ландшафты Альбедо
Свежий сухой снег…………………………………………… 80-95
Влажный снег………………………………………………….. 60-70
Морской лед…………………………………………………….. 30-40
Тундра без снежного покрова………………………….. 18
Устойчивый снежный покров в умеренных широтах 70
То же неустойчивый……………………………………….. 38
Хвойный лес летом…………………………………………. 10-15
То же, при устойчивом снежном покрове……….. 45
Лиственный лес летом……………………………………. 15-20
То же, с желтыми листьями осенью……………….. 30-40
Луг…………………………………………………………………… 15-25
Степь летом…………………………………………………….. 18
Песок разных окрасок…………………………………….. 25-35
Пустыня………………………………………………………….. 28
Саванна в сухой сезон……………………………………… 24
То же, в сезон дождей………………………………………. 18
Вся тропосфера………………………………………………… 33
Земля в целом (планета)………………………………….. 45
Для рассеянной радиации альбедо несколько меньше.
Так как 2 /з площади земного шара заняты океаном, то усвоение солнечной энергии водной поверхностью выступает как важный климатообразующнй фактор.
Океаны в субполярных широтах усваивают лишь малую долю того тепла Солнца, которое до них доходит. Тропические моря, наоборот, поглощают почти всю солнечную энергию. Альбедо водной поверхности, как и снежный покров полярных стран, углубляет зональную дифференциацию климатов.
В умеренном поясе отражательная способность поверхностей усиливает разницу между сезонами года. В сентябре и марте Солнце стоит на одинаковой высоте над горизонтом, но март холоднее сентября, так как солнечные лучи отражаются от снегового покрова. Появление осенью сначала желтых листьев, а затем инея и временного снега увеличивает альбедо и снижает температуру воздуха. Устойчивый снежный покров, вызванный низкой температурой, ускоряет выхолаживание и дальнейшее снижение зимних температур.
Суммарная солнечная радиация, приходящая на земную поверхность, частично от нее отражается и теряется ею - это отраженная радиация (R k), она составляет около 3 % от всей солнечной радиации. Оставшаяся радиация поглощается верхним слоем почвы или воды и называется поглощенной радиацией (47 %). Она служит источником энергии всех движений и процессов в атмосфере. Величина отражения и соответственно поглощения солнечной радиации зависит от отражательной способности поверхности, или альбедо. Альбедо поверхности - это отношение отраженной радиации к суммарной радиации, выраженное в долях от единицы или в процентах: А=R k /Q∙100 % .Отраженная радиация выражается формулой R k =Q∙A, оставшаяся поглощенная -Q–R k или (Q·(1–А), где 1– А – коэффициент поглощения, причем А рассчитывается в долях от единицы.
Альбедо земной поверхности зависит от ее свойств и состояния (цвета, влажности, шероховатости и т. д.) и изменяется в больших пределах, особенно в умеренных и субполярных широтах в связи со сменой сезонов года. Наиболее высокое альбедо у свежевыпавшего снега - 80-90 %, у сухого светлого песка - 40 %, у растительности - 10-25 %, у влажного чернозема - 5 %. В полярных областях высокое альбедо снега сводит на нет преимущество больших величин суммарной радиации, получаемых в летнее полугодие. Альбедо водных поверхностей в среднем меньше, чем суши, так как в воде лучи глубже проникают в верхние слои, чем в почвогрунтах, рассеиваются там и поглощаются. При этом на альбедо воды большое влияние оказывает угол падения солнечных лучей: чем он меньше, тем больше отражательная способность. При отвесном падении лучей альбедо воды составля-
ет 2- 5 %, при малых углах - до 70 %. В целом альбедо поверхности Мирового океана составляет менее 20 %, так что вода поглощает до 80 % суммарной солнечной радиации, являясь мощным аккумулятором тепла на Земле.
Интересно также распределение альбедо на различных широтах земного шара и в разные сезоны.
Альбедо в целом увеличивается от низких широт к высоким, что связано с возрастающей облачностью над ними, снежной и ледяной поверхностью полярных областей и уменьшением угла падения солнечных лучей. При этом видны локальный максимум альбедо в экваториальных широтах вследствие большой
облачности и минимумы в тропических широтах с их минимальной облачностью.
Сезонные вариации альбедо в северном (материковом) полушарии значительнее, нежели в южном, что обусловлено более острой реакцией его на сезонные изменения природы. Это особенно заметно в умеренных и субполярных широтах, где летом альбедо понижено из-за зеленой растительности, а зимой повышено за счет снежного покрова.
Планетарное альбедо Земли - отношение уходящей в Космос «неиспользованной» коротковолновой радиации (всей отраженной и части рассеянной) к общему количеству солнечной радиации, поступающей на Землю. Оно оценивается в 30 %.
Страница 17 из 81
Суммарная радиация, отражение солнечной радиации, поглощенная радиация, ФАР, альбедо Земли
Всю солнечную радиацию, приходящую к земной поверхности – прямую и рассеянную – называют суммарной радиацией. Таким образом, суммарная радиация
Q = S ? sin h + D ,
где S – энергетическая освещенность прямой радиацией,
D – энергетическая освещенность рассеянной радиацией,
h – высота стояния Солнца.
При безоблачном небе суммарная радиация имеет суточный ход с максимумом около полудня и годовой ход с максимумом летом. Частичная облачность, не закрывающая солнечный диск, увеличивает суммарную радиацию по сравнению с безоблачным небом; полная облачность, напротив, ее уменьшает. В среднем облачность уменьшает суммарную радиацию. Поэтому летом приход суммарной радиации в дополуденные часы в среднем больше, чем в послеполуденные.
По той же причине в первую половину года он больше, чем во вторую.
С.П. Хромов и А.М. Петросянц приводят полуденные значения суммарной радиации в летние месяцы под Москвой при безоблачном небе: в среднем 0,78 кВт/м 2 , при Солнце и облаках – 0,80, при сплошной облачности – 0,26 кВт/м 2 .
Падая на земную поверхность, суммарная радиация в большей своей части поглощается в верхнем тонком слое почвы или в более толстом слое воды и переходит в тепло, а частично отражается. Величина отражения солнечной радиации земной поверхностью зависит от характера этой поверхности. Отношение количества отраженной радиации к общему количеству радиации, падающей на данную поверхность, называется альбедо поверхности. Это отношение выражается в процентах.
Итак, из общего потока суммарной радиации (S
sin h
+ D
) от земной поверхности отражается часть его (S
· sin h
+ D
)А, где А
– альбедо поверхности. Остальная часть суммарной радиации
(S
· sin h
+ D
) (1 – А
) поглощается земной поверхностью и идет на нагревание верхних слоев почвы и воды. Эту часть называют поглощенной радиацией.
Альбедо поверхности почвы меняется в пределах 10–30%; у влажного чернозема оно снижается до 5%, а у сухого светлого песка может повышаться до 40%. С возрастанием влажности почвы альбедо снижается. Альбедо растительного покрова – леса, луга, поля – составляет 10–25%. Альбедо поверхности свежевыпавшего снега – 80–90%, давно лежащего снега – около 50% и ниже. Альбедо гладкой водной поверхности для прямой радиации меняется от нескольких процентов (если Солнце высоко) до 70% (если низко); оно зависит также от волнения. Для рассеянной радиации альбедо водных поверхностей равно 5–10%. В среднем альбедо поверхности Мирового океана составляет 5–20%. Альбедо верхней поверхности облаков – от нескольких процентов до 70–80% в зависимости от типа и мощности облачного покрова – в среднем 50–60% (С.П. Хромов, М.А. Петросянц, 2004).
Приведенные цифры относятся к отражению солнечной радиации не только видимой, но и во всем ее спектре. Фотометрическими средствами измеряют альбедо только для видимой радиации, которое, конечно, может несколько отличаться от альбедо для всего потока радиации.
Преобладающая часть радиации, отраженной земной поверхностью и верхней поверхностью облаков, уходит за пределы атмосферы в мировое пространство. Также уходит в мировое пространство часть (около одной трети) рассеянной радиации.
Отношение уходящей в космос отраженной и рассеянной солнечной радиации к общему количеству солнечной радиации, поступающей к атмосфере, носит название планетарного альбедо Земли, или просто альбедо Земли .
В целом планетарное альбедо Земли оценивается в 31%. Основную часть планетарного альбедо Земли составляет отражение солнечной радиации облаками.
Часть прямой и отраженной радиации участвует в процессе фотосинтеза растений, поэтому ее называют фотосинтетически активной радиацией (ФАР). ФАР – часть коротковолновой радиации (от 380 до 710 нм), наиболее активная в отношении фотосинтеза и продукционного процесса растений, представлена как прямой, так и рассеянной радиацией.
Растения способны потреблять прямую солнечную радиацию и отраженную от небесных и земных объектов в области длин волн от 380 до 710 нм. Поток фотосинтетически активной радиации составляет примерно половину солнечного потока, т.е. половину суммарной радиации, причем практически вне зависимости от метеоусловий и местоположения. Хотя, если для условий Европы характерно именно значение 0,5, то для условий Израиля оно несколько больше (около 0,52). Однако нельзя сказать, что растения одинаково используют ФАР на протяжении своей жизни и в различных условиях. Эффективность использования ФАР различна, поэтому были предложены показатели «коэффициент использования ФАР», который отражает эффективность использования ФАР и «КПД фитоценозов». КПД фитоценозов характеризует фотосинтетическую активность растительного покрова. Этот параметр нашел наиболее широкое применение у лесоводов для оценки лесных фитоценозов.
Необходимо подчеркнуть, что растения сами способны формировать ФАР в растительном покрове. Это достигается благодаря расположению листьев по направлению к солнечным лучам, поворотам листьев, распределением листьев разного размера и угла наклона на разных уровнях фитоценозов, т.е. с помощью так называемой архитектуры растительного покрова. В растительном покрове солнечные лучи многократно преломляются, отражаются от листовой поверхности, тем самым формируя свой внутренний радиационный режим.
Рассеянная внутри растительного покрова радиация имеет такое же фотосинтетическое значение, как и поступающая на поверхность растительного покрова прямая и рассеянная.
| Оглавление |
|---|
| Климатология и метеорология |
| ДИДАКТИЧЕСКИЙ ПЛАН |
| Метеорология и климатология |
| Атмосфера, погода, климат |
| Метеорологические наблюдения |
| Применение карт |
| Метеорологическая служба и Всемирная Метеорологическая Организация (ВМО) |
| Климатообразующие процессы |
| Астрономические факторы |
| Геофизические факторы |
| Метеорологические факторы |
| О солнечной радиации |
| Тепловое и лучистое равновесие Земли |
| Прямая солнечная радиация |
| Изменения солнечной радиации в атмосфере и на земной поверхности |
| Явления, связанные с рассеянием радиации |
| Суммарная радиация, отражение солнечной радиации, поглощенная радиация, ФАР, альбедо Земли |
| Излучение земной поверхности |
| Встречное излучение или противоизлучение |
| Радиационный баланс земной поверхности |
| Географическое распределение радиационного баланса |
| Атмосферное давление и барическое поле |
| Барические системы |
| Колебания давления |
| Ускорение воздуха под действием барического градиента |
| Отклоняющая сила вращения Земли |
| Геострофический и градиентный ветер |
| Барический закон ветра |
| Фронты в атмосфере |
| Тепловой режим атмосферы |
| Тепловой баланс земной поверхности |
| Суточный и годовой ход температуры на поверхности почвы |
| Температуры воздушных масс |
| Годовая амплитуда температуры воздуха |
| Континентальность климата |
| Облачность и осадки |
| Испарение и насыщение |
| Влажность |
| Географическое распределение влажности воздуха |
| Конденсация в атмосфере |
| Облака |
| Международная классификация облаков |
| Облачность, ее суточный и годовой ход |
| Осадки, выпадающие из облаков (классификация осадков) |
| Характеристика режима осадков |
| Годовой ход осадков |
| Климатическое значение снежного покрова |
| Химия атмосферы |
| Химический состав атмосферы Земли |
| Химический состав облаков |
| Химический состав осадков |
| Кислотность осадков |
| Общая циркуляция атмосферы |
