Документ Microsoft Word (2)

17)

Остановимся сначала на тепловых условиях земной поверхности и самых верхних слоев почвы и водоемов. Это необходимо потому, что нижние слои атмосферы нагреваются и охлаждаются больше всего путем радиационного и нерадиационного обмена теплом с верхними слоями почвы и воды. Поэтому изменения температуры в нижних слоях атмосферы прежде всего определяются изменениями температуры земной поверхности, следуют за этими изменениями.

Земная поверхность, т. е. поверхность почвы или воды (а также и растительного, снежного, ледяного покрова), непрерывно разными способами получает и теряет тепло. Через земную поверхность тепло передается вверх — в атмосферу и вниз — в почву или в воду.

Во-первых, на земную поверхность поступают суммарная радиация и встречное излучение атмосферы. Они в большей или меньшей степени поглощаются поверхностью, т. е. идут на нагревание верхних слоев почвы и воды. В то же время земная поверхность излучает сама и при этом теряет тепло.

Во-вторых, к земной поверхности приходит тепло сверху, из атмосферы, путем теплопроводности. Тем же способом тепло уходит от земной поверхности в атмосферу. Путем теплопроводности тепло также уходит от земной поверхности вниз, в почву и воду, либо приходит к земной поверхности из глубины почвы и воды.

В-третьих, земная поверхность получает тепло при конденсации на ней водяного пара из воздуха или, напротив, теряет тепло при испарении с нее воды. В первом случае выделяется скрытое тепло, во втором тепло переходит в скрытое состояние.

Не будем касаться некоторых менее важных процессов, например затраты тепла на таяние снега, лежащего на поверхности, или распространения тепла в глубь почвы вместе с водой осадков.

В любой промежуток времени от земной поверхности уходит вверх и вниз в совокупности такое же количество тепла, какое она за это время получает сверху и снизу. Если бы было иначе, не выполнялся бы закон сохранения энергии: следовало бы допустить, что на земной поверхности энергия возникает или исчезает. Однако возможно, что, например, вверх может уходить больше тепла, чем пришло сверху; в таком случае избыток отдачи тепла должен покрываться приходом тепла к поверхности из глубины почвы или воды.

Итак, алгебраическая сумма всех приходов и расходов тепла на земной поверхности должна быть равной нулю. Это и выражается уравнением теплового баланса земной поверхности.

Чтобы написать это уравнение, во-первых, объединим поглощенную радиацию и эффективное излучение в радиационный баланс.

Приход тепла из воздуха или отдачу его в воздух путем теплопроводности назовем Р. Такой же приход или расход путем теплообмена с более глубокими слоями почвы или воды назовем А. Потерю тепла при испарении или приход его при конденсации на земной поверхности обозначим LE, где L — удельная теплота испарения и Е — масса испарившейся или сконденсировавшейся воды.

Можно еще сказать, что смысл уравнения состоит в том, что радиационный баланс на земной поверхности уравновешивается нерадиационной передачей тепла (рис. 5.1).

Уравнение (1) действительно для любого промежутка времени, в том числе и для многолетнего периода.

Из того, что тепловой баланс земной поверхности равен нулю, не следует, что температура поверхности не меняется. Когда передача тепла направлена вниз, то тепло, приходящее к поверхности сверху и уходящее от нее вглубь, в значительной части остается в самом верхнем слое почвы или воды (в так называемом деятельном слое). Температура этого слоя, а стало быть, и температура земной поверхности при этом возрастают. Напротив, при передаче тепла через земную поверхность снизу вверх, в атмосферу, тепло уходит прежде всего из деятельного слоя, вследствие чего температура поверхности падает.

От суток к суткам и от года к году средняя температура деятельного слоя и земной поверхности в любом месте меняется мало. Это значит, что за сутки в глубь почвы или воды попадает днем почти столько же тепла, сколько уходит из нее ночью. Но все же за летние сутки тепла уходит вниз несколько больше, чем приходит снизу. Поэтому слои почвы и воды, а стало быть, и их поверхность день ото дня нагреваются. Зимой происходит обратный процесс. Эти сезонные изменения прихода - расхода тепла в почве и воде за год почти уравновешиваются, и средняя годовая температура земной поверхности и деятельного слоя год от года меняется мало.

Различия в тепловом режиме почвы и водоемов

Существуют резкие различия в нагревании и тепловых особенностях поверхностных слоев почвы и верхних слоев водных бассейнов. В почве тепло распространяется по вертикали путем молекулярной теплопроводности, а в легкоподвижной воде — также путем турбулентного перемешивания водных слоев, намного более эффективного. Турбулентность в водоемах обусловлена, прежде всего, волнением и течениями. Но в ночное время суток и в холодное время года к этого рода турбулентности присоединяется еще и термическая конвекция: охлажденная на поверхности вода опускается вниз вследствие возросшей плотности и замещается более теплой водой из нижних слоев. В океанах и морях некоторую роль в перемешивании слоев ив связанной с ним передаче тепла играет также и испарение. При значительном испарении с поверхности моря верхний слой воды становится более соленым и плотным, вследствие чего вода опускается с поверхности в глубину. Кроме того, радиация глубже проникает в воду в сравнении с почвой. Наконец, теплоемкость воды велика в сравнении с почвой, и одно и то же количество тепла нагревает массу воды до меньшей температуры, чем такую же массу почвы.

18)

Периодические и непериодические изменения погоды

Периодические изменения погоды — это изменения, обусловленные суточным и годовым ходом метеорологических величин, т. Е. Изменения, зависящие от суточного и годового вращения Земли. Суточный и годовой ход важнейших метеорологических величин был описан в предыдущих параграфах. Непериодические изменения погоды — это изменения, обусловленные переносом воздушных масс. Они нарушают нормальный суточный и годовой ход метеорологических величин, т. Е. Уменьшают или даже перекрывают периодические изменения погоды. Несовпадение фазы периодических и непериодических изменений обусловливает наиболее резкие изменения погоды. Например, весной постепенно увеличивается приход солнечной радиации, с каждым днем все больше прогреваются почва и воздух — происходит периодическое изменение погоды, обусловленное годовым вращением Земли. Но если в какой-либо день в данный район с утра вторгается арктический воздух, то температура начинает резко снижаться и в полдень может стать даже холоднее, чем было в прошлую ночь. Следовательно, нормальный суточный ход температуры воздуха нарушается. В последующие дни и недели может стать еще холоднее, тогда нарушается и ее годовой ход. Подобные похолодания весной и летом, а также оттепели зимой — нередкое явление в странах с умеренным климатом. Таким образом, погода зависит не только от времени суток и года, но в значительной степени также от свойств воздушных масс, движущихся или удерживающихся над данным районом.

19)

Измерения температуры воздуха и других метеоэлементов производятся в метеорологических будках, где термометры помещаются на высоте двух метров от поверхности. Особенности суточного и годового хода температуры воздуха выявляются при осреднении результатов за длительный период наблюдений.

Суточный ход температуры воздуха отражает суточный ход температуры земной поверхности, но моменты максимума и минимума температуры несколько запаздывают. Максимум температуры воздуха над сушей наблюдается в 14–15 ч, над водоемами – около 16 ч, минимум над сушей – вскоре после восхода Солнца, над водоемами – спустя 2–3 ч после восхода Солнца. Разницу между суточным максимумом и минимумом температуры воздуха называют суточной амплитудой температуры. Она зависит от ряда факторов: широты места, времени года, характера подстилающей поверхности (суша или водоем), облачности, рельефа, абсолютной высоты местности, характера растительности и т. д. В общем над сушей она гораздо больше (особенно летом), чем над Океаном. С высотой суточные колебания температуры затухают: над сушей – на высоте 2–3 км, над Океаном – ниже.

Годовой ход температуры воздуха – изменение среднемесячных температур воздуха в течение года. Он тоже повторяет годовой ход температуры деятельной поверхности. Годовая амплитуда температуры воздуха – разность среднемесячных температур самого теплого и самого холодного месяцев. Ее величина зависит от тех же факторов, что и суточная амплитуда температур, и обнаруживает сходные закономерности: она растет с увеличением географической широты вплоть до полярных кругов (рис. 29). Это связано с разным притоком солнечного тепла летом и зимой, главным образом из-за меняющегося угла падения солнечных лучей и за счет разной продолжительности суточного освещения в течение года в умеренных и высоких широтах. Весьма важен и характер подстилающей поверхности: над сушей годовая амплитуда больше – она может доходить до 60–65 °С, а над водой – обычно менее 10–12 °С (рис. 30).

По времени наступления экстремальных температур воздуха и величине годовой амплитуды выделяют четыре типа годового хода температуры, а в них – континентальный и морской подтипы. Годовая амплитуда температур – один их характерных показателей степени континентальности климата. Для числовой характеристики континентальности климата применяются индексы континентальности, являющиеся функцией годовой амплитуды температуры и широты места. В целом в континентальном климате годовая амплитуда температуры воздуха больше, чем в морском, за счет более высоких летних и более низких зимних температур. Максимальные значения температур в северном полушарии над континентами приходятся на июль, над океанами – на август, минимальные – соответственно на январь и февраль, в южном полушарии – наоборот.

 

Рис. 29. Годовой ход температуры воздуха на различных широтах (по И. И. Гуральнику)

-

Рис. 30. Годовой ход температуры воздуха на широте 62° с.ш. (по С. П. Хромову):

1 – Торсхавн-Фарерские острова (морской тип); 2 – Якутск (континентальный тип) – 10,7°С

 

 

Рис. 31. Типы годового хода температур воздуха на примере северного полушария

 

Экваториальный тип. Годовые температуры воздуха весь год высокие и ровные, но все-таки наблюдаются два небольших максимума температуры – после дней равноденствий (апрель, октябрь) и два небольших минимума – после дней солнцестояний (июль, январь). Над материками годовая амплитуда температуры 5–10 °С, на побережьях =3 °С, над океанами – всего около 1 °С (рис. 31).

 

Тропический тип. В годовом ходе выражен один максимум температуры воздуха – после наивысшего положения Солнца и один минимум – после наинизшего положения в дни солнцестояний. Над континентами годовая амплитуда температуры в основном 10–15 °С за счет очень высоких летних температур, над океанами – около 5 °С.

Тип умеренных широт. В годовом ходе температуры воздуха хорошо выражен максимум и минимум соответственно после дней летнего и зимнего солнцестояний, причем над материками температура качественно меняется в течение года, переходя через О °С (кроме западных побережий материков). Годовая амплитуда температуры на материках составляет 25–40 °С, а в глубине Евразии доходит до 60–65 °С за счет очень низких зимних температур, над океанами и на западных побережьях материков, где температуры весь год положительные, амплитуда небольшая – 10–15°С.

В умеренном поясе различают субтропическую, собственно умеренную и субполярную подзоны. Все вышесказанное относилось к собственно умеренной подзоне. В целом же в пределах этих трех подзон годовые амплитуды температуры воздуха возрастают с увеличением широты и по мере удаления от океанов.

Полярный тип характеризуется суровой, продолжительной зимой. В годовом ходе наблюдаются также один максимум температуры около О °С и ниже – во время полярного дня и один значительный минимум температуры – в конце полярной ночи. Годовая амплитуда температуры на суше 30 – 40 °С, над океанами и на побережьях – около 20 °С.

Типы годового хода температуры воздуха выявляются из средних многолетних данных и отражают периодические сезонные колебания. С адвекцией воздушных масс связаны отклонения температуры от средних значений в отдельные годы и сезоны. Изменчивость средних месячных температур воздуха в большей степени свойственна умеренным и близлежащим широтам, особенно в переходных областях между морским и континентальным климатом.

Для развития растительности весьма важны производные температурные показатели, такие, например, как сумма активных температур (сумма за период со средними суточными температурами выше 10 °С). Она в значительной степени определяет набор сельскохозяйственных культур в той или иной местности.

20)

Температура воздуха зависит от количества солнечного тепла, поступающего на земную поверхность. Поэтому, чем ближе к экватору, тем больше угол падения солнечных лучей, а значит, сильнее нагревается земная поверхность и выше температура приземного слоя атмосферы. Поэтому близ экватора средняя годовая температура равна +25 — +26°С, а на севере Евразии и Северной Америки — 10°С, а местами значительно ниже. Наиболее низкие температуры у полюсов. Абсолютный максимум температуры воздуха зарегистрирован в Африке +57,8°С, а минимум –89,2°С в Антарктиде. Распределение температуры воздуха у земной поверхности показывают посредством изотерм — линий, соединяющих точки с одинаковой температурой. О сложном ее распределении можно судить по картам средних январских, июльских и годовых изотерм. Изотермы не совпадают с параллелями, так как на распределение температур оказывает не только географическое положение, но и подстилающая поверхность, и циркуляция воздушных масс. Температура воздуха изменяется и высотой, на 0,6° на каждые 100 м. В связи с определенной закономерностью распределения температур воздуха на Земле, выделяют следующие тепловые пояса: жаркий (расположен в экваториальных широтах, между изотермами +20°С) ; умеренные (ограничены со стороны высоких широт изотермами +10°); холодные пояса (ограничены изотермами +10° и 0°).

Температурные аномалии Отклонение от нормы или среднего значения в ту или иную сторону. Как следствие качественные или количественные изменения в жизни отдельных особей, популяций и сообщества организмов в целом.

21)

Падение температуры с высотой можно считать нормальным явлением для тропосферы, а инверсии температуры — отклонениями от нормального состояния. Правда, инверсии температуры в тропосфере — почти повседневное явление. Инверсию температуры можно характеризовать высотой нижней границы, т. е. высотой, с которой начинается повышение температуры, толщиной слоя, в котором наблюдается повышение температуры с высотой, и разностью температур на верхней и нижней границах инверсионного слоя — скачком температуры. По высоте все тропосферные инверсии можно разделить на инверсии приземные и инверсии в свободной атмосфере. Приземная инверсия начинается от самой подстилающей поверхности. Над открытой водой такие инверсии наблюдаются редко. У подстилающей поверхности температура самая низкая, с высотой она растет, причем этот рост может распространяться на слой в несколько десятков и даже сотен метров. Затем инверсия сменяется нормальным падением температуры с высотой. Инверсия в свободной атмосфере наблюдается в некотором слое воздуха, лежащем на той или иной высоте над земной поверхностью, основание инверсии может находиться на любом уровне в тропосфере, однако наиболее часты инверсии в пределах нижних 2 км. Толщина инверсионного слоя также может быть самой различной — от немногих десятков до многих сотен метров. Наконец, скачок температуры на инверсии, т. е. разность температур на верхней и нижней границах инверсионного слоя, может колебаться от 1°С и меньше до 10—15° С и больше. Слишком сильная турбулентность неблагоприятна для образования и сохранения инверсии, так как охлажденный воздух будет ею быстро рассеиваться. Приземные инверсии Для образования приземных инверсий особенно благоприятны ясные ночи со слабым ветром. Такие условия погоды характерны для антициклонов и весной и осенью могут привести к ночным заморозкам. Явление заморозков, как правило, связано с образованием приземной инверсии.. С приземными инверсиями связаны также так называемые поземные С восходом Солнца приземная инверсия радиационного типа разрушается, так как ночное охлаждение почвы сменяется прогреванием. Рельеф местности может усиливать инверсию. Так, охлаждение воздуха в ясную погоду особенно велико в котловинах, откуда выхоложенный воздух не находит выхода. Весной теплый воздух, текущий над снежным покровом, охлаждается, потому что тепло идет на таяние снега. Над поверхностью тающего снежного покрова возникает так называемая снежная или весенняя инверсия. Если ветер достаточно сильный, то вследствие турбулентности эта инверсия обнаруживается не у самой земной поверхности, а на некоторой высоте. Над полярными льдами приземные инверсии часты и летом. В это время они связаны с охлаждением воздуха над тающим льдом. Вместо инверсии может наблюдаться также состояние, близкое к изотермическому, т. е. с вертикальными градиентами температуры, близкими к нулю. Приподнятые инверсии Приподнятые инверсии, т. е. инверсионные слои в свободной атмосфере, возникают преимущественно в устойчивых антициклонах как над сушей, так и над морем, и наблюдаются над большими территориями на протяжении длительных периодов. Большинство инверсий в свободной атмосфере являются инверсиями оседания. Они возникают вследствие нисходящего движения воздуха и его адиабатического нагревания. Инверсии оседания образуются именно в устойчивых воздушных массах антициклонов, где воздух обладает нисходящими составляющими движения. При этом решающее значение имеет наличие максимума оседания в свободной атмосфере. Опускаясь вниз, оседая вследствие горизонтального растекания, атмосферный слой в то же самое время сжимается вследствие повышения давления Инверсии оседания покрывают обширные территории в соответствии с размерами антициклонов, в которых они возникают Особенно велики инверсии оседания в зимних устойчивых антициклонах над материками умеренных широт. Почти постоянно инверсии или изотермии наблюдаются в нижних двух километрах в зоне пассатов на обращенной к экватору периферии субтропических антициклонов (см. гл. седьмую, параграф 12). Кроме инверсий оседания в тропосфере наблюдаются фронтальные инверсии. Фронты, разделяющие теплую и холодную воздушные массы, в тропосфере становятся узкими фронтальными зонами перехода от холодной к теплой воздушной массе. При этом клин холодного воздуха лежит под теплой воздушной массой

22)

ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС СИСТЕМЫ ЗЕМЛЯ-АТМОСФЕРА

тепловой баланс Земли, алгебраическая сумма тепла, получаемого Землей в целом (вместе с атмосферой)от внешних источников и отдаваемого через атмосферу в космическое пространство. За длительное времятепловой баланс системы земля-атмосфера равен нулю. т. е. Земля как планета находится в тепловомравновесии. Однако наблюдающийся в последнее время эффект парниковый служит предупреждением овероятном изменении теплового баланса Земли в результате глобального теплового загрязненияатмосферы. Антропогенное нарушение теплового баланса системы земля-атмосфера может бытьпредупреждено (исключено), если будут приняты срочные меры по борьбе с загрязнением атмосферыокислами углерода (особенно СО2), серы, азота, промышленной пылью и др.

23)

Измерение температуры почвы

Температура является важнейшей характеристикой теплового состояния среды. В практической метеорологии температуру выражают в Международной практической температурной шкале (МПТШ), т. е. в градусах Цельсия °С. Для измерения температуры почвы применяют жидкостные (ртутные, спиртовые), биметаллические, электрические и другие термометры, конструкция которых зависит от цели наблюдений. Для измерения температуры поверхности почвы используют: 1) напочвенный термометр, называемый срочным ТМ-3, так как им измеряют температуру в определенные сроки наблюдений; 2) максимальный термометр ТМ-1, который показывает наибольшую температуру между сроками наблюдений; 3) минимальный термометр ТМ-2, по которому определяют наименьшую температуру между сроками наблюдений.  Эти термометры относятся к типу жидкостных, так как их действие основано на свойстве жидкостей изменять объем в соответствии с изменением температуры. В таких термометрах используется видкость (ртуть, спирт), помещенная в стеклянный резервуар, соединенный с капиллярной трубкой, противоположный конец которой запаян. Позади капиллярной трубки помещена шкала для отсчета показаний термометра. На метеорологических станциях СССР упомянутые термометры устанавливают на специальной почвенной площадке с соблюдением следующих правил: 1) площадка для термометров не должна затеняться окружающими предметами,  2) поверхность площадки должна быть оголенной и хорошо разрыхленной,  3) термометры устанавливают строго горизонтально в направлении восток — запад (резервуарами к востоку). При установке они должны быть по всей длине наполовину углублены в почву. Температура пахотного слоя почвы измеряется коленчатыми термометрами Савинова ТМ-5. Комплект состоит из четырех термометров, предназначенных для установки на глубинах 5, 10, 15 и 20 см. По коленчатым термометрам ведут наблюдения только в теплое время года на той же площадке, где измеряют температуру поверхности почвы. Для походных измерений температуры пахотного слоя применяется термометр-щуп АМ-6. Это термометр, заключенный в металлическую оправу. Резервуар термометра соприкасается с наконечником оправы. На оправе нанесены деления через 1 см, по-зволяющие устанавливать термометр на заданную глубину (практически до 25 см). На больших глубинах температуру почвы измеряют почвенно-глубинными (вытяжными) ртутными термометрами ТПВ-50. В полный комплект входит восемь вытяжных термометров, устанавливаемых на глубинах 20, 40, 60, 80, 120, 160, 240 и 320 см. Установка термометров стационарная, рассчитанная на много лет. На месте установки сохраняется естественный растительный и снежный покров. В настоящее время вместо коленчатых и вытяжных термометров на станциях часто используют дистанционные электрические термометры М-54-1М и М-54-2, позволяющие измерять температуру почвы на разных глубинах непосредственно из служебного по-мещения. Для измерения температуры почвы на глубине узла кущения озимых культур в зимний период применяют дистанционный электротермометр АМ-2М-1 для определения температуры в срок наблюдения и максимально-минимальный термометр АМ-17, реги-стрирующий максимальную, минимальную и срочную температуру. Дистанционность этих приборов позволяет измерять температуру почвы, не нарушая естественных условий. В последнее время развиваются методы бесконтактного определения температуры поверхности почвы со спутников, самолетов и вертолетов, позволяющие получать осредненные значения температуры для значительных участков земной поверхности.

Методика измерения температуры воздуха на метеорологических станциях.

 

Метеорологическая деятельность во всех странах осуществляется под эгидой и координацией Всемирной Метеорологической Организации (ВМО). Для того чтобы измеренные данные были сопоставимы по всему миру, ВМО было выпущено руководство по производству стандартных наблюдений и измерений.

Согласно стандартам ВМО, измерение температуры воздуха производится обычными термометрами или специальными датчиками автоматических станций, которые находятся на высоте 2 м. от поверхности земли. Для их защиты от воздействия прямой солнечной радиации, влияния ветра и окружающей среды (излучение от зданий, асфальта и т.д.), термометры (датчики)  располагаются в специальных психрометрических, снабженных жалюзями будках, где вокруг них осуществляется свободная циркуляция воздуха.

Температура воздуха является одним из элементов, особенность которого состоит в  чрезвычайной чувствительности инструмента измерения к воздействию окружающей среды, а именно: наличию строительных объектов, состояние растительности, близость водоемов, наличие лесных массивов и других географических объектов. Большое значение имеет, где измеряется температура воздуха: в сельской местности или в городских условиях. В городах, как правило,  загрязнённость воздуха выше, а наличие высотных зданий уменьшает скорость циркуляции воздуха, провоцируя дополнительный нагрев и т.д.

Использование стандартных инструментов и  аппаратуры во всем мире, позволяет быть уверенным в сопоставимости измеренных данных, для использования их в решении каких-либо практических или исследовательских задач.

24)

Влагооборот

        на Земле, непрерывный процесс перемещения воды вгеографической оболочке Земли, сопровождающийся её фазовыми преобразованиями. Слагается (см. рис.)главным образом из ис

парения воды (1, 4), переноса водяного пара на расстояние (8), его конденсации,выпадения облаков (2, 3), просачивания выпавшей воды — инфильтрации (5) и стока (6, 7). Вода испаряетсяс поверхности водоёмов, почвы и растительности и поступает в атмосферу в виде водяного пара. Ватмосфере водяной пар путём турбулентной диффузии распространяется вверх, а воздушными течениямипереносится из одних мест Земли в другие. При понижении температуры влажного воздуха какадиабатически (см. Адиабатный процесс), так и вследствие отдачи тепла водяной пар конденсируется,переходя в жидкое или твёрдое состояние; образуются облака и туманы. Частично процесс конденсацииводяного пара приводит к возникновению наземных гидрометеоров. Облака также переносятся воздушнымитечениями. При выпадении осадков из облаков вода возвращается на поверхность Земли, вновь испаряетсяи т.д. При этом часть выпавшей на сушу воды посредством стока переходит в водоёмы. Наряду степлооборотом и общей циркуляцией атмосферы, В. является одним из основных климатообразующихпроцессов.

         Общее количество воды на земном шаре в современную геологическую и, во всяком случае,историческую эпоху остаётся постоянным; при этом средний уровень Мирового океана и среднеевлагосодержание атмосферы также не испытывают изменений. Это означает, что для всего земного шара задлительный период осадки равны испарению. Средняя высота слоя осадков для всего земного шара за годравна 1000 мм, что соответствует 511 тыс. км3 воды (приблизительно в 7 раз больше количества воды вЧёрном море). 21% этого количества (108 тыс. км3) выпадает над сушей и 79% (403 тыс. км3) над океанами.Почти половина всех осадков выпадает в зоне между 20° с. ш. и 20° ю. ш.; на обе полярные зоны приходитсявсего 4% осадков. Для Мирового океана испарение больше количества осадков, а для суши — меньше. Споверхности Мирового океана в среднем за год испаряется слой воды высотой 1250 мм (450 тыс. км3); изних 1120 мм возвращается в океан в виде осадков и 130 мм — стока с суши. С поверхности суши в среднемза год испаряется слой воды в 410 мм (61 тыс. км3), осадков же на сушу выпадает 720 мм; кроме испарения,суша теряет 310 мм через сток (47 тыс. км3), что несколько более 1/2 количества воды в Чёрном море. Дляотдельных зон и областей Земли соотношения составляющих В. могут сильно отличаться от среднихусловий: существуют области, где сумма осадков намного больше или меньше испарения.