Абсолютная влажность воздуха (лат. absolutus — полный) — физическая величина, показывающая массу водяных паров, содержащихся в 1 м³воздуха^[1]. Другими словами, это плотность водяного пара в воздухе. Обычно обозначается буквой f.

Абсолютная влажность воздуха рассчитывается по следующей формуле:

,

где V — объём влажного воздуха, а m — масса водяного пара, содержащегося в этом объёме.

Обычно используемая единица абсолютной влажности: [f] = 1 г/м³.

Абсолютная влажность воздуха зависит от температурного режима и переноса (адвекции) влаги с океаническими массами воздуха. При одной и той же температуре воздух может поглотить вполне определенное количество водяного пара и достичь состояния полного насыщения.

Абсолютная влажность воздуха в состоянии его насыщения носит название влагоёмкости. Величина влагоёмкости воздуха резко возрастает с увеличением его температуры.

З. Суточный и годовой ход температур.

1.         поверхности почвы.

Минимум через полчаса после восхода солнца. К этому времени радиационный баланс поверхности почвы становится равным нулю — отдача тепла из верхнего слоя почвы эффективным излучением уравновешивается возросшим притоком суммарной радиации

в13—14 ч достигает максимума в суточном ходе. Отдача тепла в дневные часы из верхнего слоя почвы в атмосферу происходит путем эффективного излучения, и путем увеличившегося испарения воды. Продолжается и передача тепла в глубь почвы. Максимальные температуры на поверхности почвы обычно выше, чем в воздухе т.к. днем солнечная радиация прежде всего нагревает почву, а уже от нее нагревается воздух. Ночью температура почвы ниже, чем в воздухе, так как прежде всего почва выхолаживается эффективным излучением, а уже от нее охлаждается воздух. Суточная амплитуда температуры. Температура поверхности почвы, конечно, меняется ив годовом ходе. В тропических широтах ее годовая амплитуда (разность многолетних средних температур самого теплого и самого холодного месяцев года) небольшая и растет с широтой.

2.         Поверхности водоемов

3.         Нагревание и охлаждение распространяются в водоемах на более толстый и обладающий большей теплоемкостью слой, чем в почве. Вследствие этого изменения температуры на поверхности воды незначительны. Годовая амплитуда колебаний температуры на поверхности океана значительно больше, чем суточная, но она меньше, чем годовая амплитуда на поверхности почвы. В тропиках она порядка 2—3°С, под 40° с.ш. около 10°С.

На внутренних морях и значительно большие годовые амплитуды —до 20°С и более. Как суточные, так, и годовые колебания распространяются в воде (также с запозданием) до больших глубин, чем в почве.

Земной поверхности

 Температура воздуха меняется в суточном ходе вслед за температурой земной поверхности, отставая на некоторое время Суточный ход температуры воздуха достаточно правильно проявляется лишь в условиях устойчивой ясной погоды. Это зависит от изменений облачности, меняющих радиационные условия на земной поверхности, а также адвекции, т.е. от притока воздушных масс с другой температурой.

Суточная амплитуда температуры воздуха меняется также по сезонам, по широте, а также в зависимости от характера почвы и рельефа местности. Зимой она меньше, чем летом, так же как и амплитуда температуры подстилающей поверхности. Понятно, что малые суточные амплитуды температуры поверхности моря определяют и малые суточные амплитуды температуры воздуха над морем. Суточные амплитуды температуры поверхности открытого океана измеряются десятыми долями градуса.

 

4. Непериодические изменения температуры воздуха. Адиабатические изменения температуры сухого воздуха. Вертикальный температурный градиент.

Адиабатическим называется процесс, протекающий без теплообмена с окружающей средой, — в нашем случае с окружающей атмосферой. Увеличение давления при адиабатическом процессе ведет к увеличению температуры, уменьшение – к падению температуры.

В теплом воздухе давление падает с высотой медленнее, чем в холодном. Поэтому на высотах давление в теплом и холодном воздухе уже становится неодинаковым. Иными словами, теплые области в атмосфере являются в высоких слоях областями высокого давления, а холодные области — областями низкого давления. Температура в вертикальном атмосферном столбе может распределяться по высоте самым различным образом, отражая тепловое влияние самых разнообразных процессов, происходящих во всей толще атмосферы. Фактическое распределение температуры с высотой не подчинено никакой простой закономерности,

вертикальный градиент температуры - изменение температуры в атмосфере на единицу высоты. В реальной атмосфере вертикальный градиент температуры может меняться в широких пределах. В средних широтах он равен 0,65°С/100 м, Достаточно часто наблюдаются случаи, когда температура воздуха в некотором слое атмосферы с высотой не падает, а растет – инверсия