atmosfera

1)Атмосфера,погода и климат.
Атмосфера-газовая оболочка Земли,с сод-ся в ней аэрозольными частицами движущаяся с Землей как единое целое.
Полярные сияния указывают на наличие атмосферы на высотах 1000 км и более. Полеты спутников на высотах в несколько тысяч километров также происходят в атмосфере, хотя и чрезвычайно разреженной.
Погода-сост.атмос.и совокупность явлении наблюдаемых в ней в данный момент.
Климат-совокупность атмосф-х условии за многолетний переод,свойст.опред.месту в завис.от его геогр.обстановки.
Метеорология-наука об атмосфере,ее составе,стрении,свойствах и протекающих в ней процессов.
Разделами Мет-и являются: наука о погоде и методах её предсказания синоптическая метеорология и наука о климатах Земли климатология, обособившаяся в самостоятельную дисциплину.
Климатология -наука о климате, его типах, обусловленности, распределении по земной поверхности и изменениях во времени. Клим-я входит в систему географических наук, поскольку климат является одной из географических характеристик местности.
Первые исследования в области М. относятся к античному времени (Аристотель). Развитие М. ускорилось с 1-й половины 17 в., когда итальянские учёные Г. Галилей и Э. Торричелли разработали первые метеорологические приборы барометр и термометр.
В 1718 вв. были сделаны первые шаги в изучении закономерностей атмосферных процессов(метеорологические исследования М. В. Ломоносова и Б. Франклина)которые уделяли особое внимание изучению атмосферного электричества. В этот же период были изобретены и усовершенствованы приборы для измерения скорости ветра, количества выпадающих осадков, влажности воздуха и др. Это позволило начать систематические наблюдения за состоянием атмосферы при помощи приборов, сначала в отдельных пунктах, а в дальнейшем (с конца 18 в.) на сети метеорологических станций. Мировая сеть метеорологических станций, проводящих наземные наблюдения на основной части поверхности материков, сложилась в середине 19 в. В 1930 советский учёный П. А. Молчанов изобрёл радиозонд прибор, передающий сведения о состоянии свободной атмосферы по радио. В 19 в. получили развитие эмпирические исследования атмосферной циркуляции с целью обоснования методов прогнозов погоды. В середине 20 в. большое развитие получили методы динамической М. в изучении общей циркуляции атмосферы. С их помощью американские метеорологи Дж. Смагоринский и С. Манабе построили мировые карты температуры воздуха, осадков.М. в России-В 1724 году была образована первая в России метеорологическая станция, а с декабря 1725 года при Академии наук стали проводиться наблюдения при помощи барометра и термометра.
30-е годы XVIII в. создана сеть из 20 метеостанций ,уже в 19 в. В 1849 в Петербурге была основана Главная физическая (ныне геофизическая) обсерватория. 1 января 1930 г. начало работу «Центральное бюро погоды».Характерной чертой современной М. является применение в ней новейших достижений физики и техники. Так, для наблюдений за состоянием атмосферы используются метеорологические спутники.
Начальные представления о климате и его закономерностях сложились ещё в Древней Греции. В 17 и 18 вв. появляются первые описания климатов на базе инструментальных метеорологических наблюдений. Э. Галлей, Дж. Хэдли в Великобритании и М. В. Ломоносов в России высказывают первые соображения о влиянии атмосферной циркуляции на климат. В начале 19 в. немецкий естествоиспытатель А. Гумбольдт положил начало систематическому описанию и объяснению климатов Земли и построил первые климатические карты. 20 в. ознаменовался быстрым ростом глобальной сети метеорологических наблюдений, охватившей тропики, Арктику и Антарктику, океаны.
2)Методы исследования в метеорологии и климатологии.
Метеорологические наблюдения – это измерения метеорологических величин, а также регистрация атмосферных явлений. Наиболее полные и точные наблюдения проводят в метеорологических и аэрологических обсерваториях. Метеорологические станции общегосударственной сети размещаются по возможности равно-мерно в местах, характерных для данного района.
В общей физике основным методом исследования является эксперимент. Экспериментируя, исследователь вмешивается в ход физических процессов, меняет условия, в которых они протекают, вводит одни факторы и исключает другие с целью выяснения причинных связей в явлениях. К числу метеорологических экспериментов относятся, например, опыты осаждения облаков и рассеяния туманов путем различных физико-химических воздействий на них.
Результаты наблюдений подвергаются анализу в целях выяснения закономерностей, существующих в атмосферных процессах. Первостепенное значение имеет в метеорологии статистический анализ большого материала наблюдений, особенно применение осреднения, которое отсеивает случайные детали явлений и яснее показывает их существенные особенности. Климатология берет в качестве исходного материала результаты метеорологических наблюдений; эти результаты сопоставляются, сравниваются во времени и пространстве.
Физико-математический анализ-В XX столетии достигнуты большие успехи в его применении к задачам метеорологии. На основе общих законов физики составляются дифференциальные уравнения, описывающие атмосферные процессы. Подставляя в эти уравнения исходные данные, полученные из наблюдений, и решая уравнения, можно находить количественные закономерности атмосферных процессов и даже прогнозировать их дальнейшее течение.
Такие модели при достаточном их совершенстве позволят вычислять макромасштабное распределение элементов климата в трехмерной атмосфере и, возможно, откроют путь к удовлетворительному объяснению прошлых и к прогнозу будущих изменений климата
3)Метеорологическая сеть и программа наблюдений.
Метеорологическая сеть -для изучения географического распределения метеорологических элементов и сравнения состояния атмосферы (погоды и климата) в различных местах Земли необходимо, чтобы метеорологические станции в каждой стране и во всех странах мира вели наблюдения по возможности однотипными приборами, по единой методике, в определенные часы суток. Сущ. и метеорологические станции специального назначения, связанные с различными потребностями науки и народного хозяйства. Метеорологические станции общегосударственной сети устанавливаются по возможности равномерно в местах, характерных для данного района.Гос-я сеть возникла в 19в.
Программа наблюдений на метеорологических станциях. На наземных метеорологических станциях во всем мире производятся одновременные (синхронные) наблюдения через каждые три часа по единому гринвичскому времени (времени нулевого пояса). Результаты наблюдений за эти сроки немедленно передаются по телефону, телеграфу или по радио в органы службы погоды. Там по ним составляются синоптические карты и другие материалы, служащие для предсказания погоды.
В России руководство метеорологической службой осуществляет Федеральная служба России по гидрометеорологии и мониторингу окружающей среды (Росгидромет). Международное сотрудничество началось во второй половине XIX в. В 1873 г. в Вене состоялся Первый международный метеорологический конгресс, заложивший основы Международной метеорологической организации. Для придания постоянного характера междуна-родному сотрудничеству было решено учредить Постоянный комитет.Второй Международный метеорологический конгресс собрался в 1879 г., его участником был Д.И. Менделеев.
После Второй мировой войны сотрудничество метеорологических служб было восстановлено на новой основе: была создана Всемирная метеорологическая организация (ВМО) – специализи-рованное межправительственное агентство ООН. Высшим органом ВМО является Конгресс, который собирается раз в четыре года, утверждает бюджет, избирает президента. Одной из важнейших программ ВМО является поддержание на должном уровне функциони-рования Всемирной службы погоды (ВСП), другой важной программой ВМО, учрежденной в 1979 г., является Всемирная климатическая программа, задачами которой являются изучение изменений климата, построение теории климата и его изменений под влиянием естественных и антропогенных факторов, а также возможных последствий для человечества таких изменений. ВМО содействует реализации ряда экологических конвенций и играет важную роль в предоставлении консультаций и оценок правительствам по соответствующим вопросам.
Глобальная система наблюдений-это наземные и космические наблюдения,осуществляемые с поверхности Земли или в слоях атмосферы.Синоптические станции сразу после окончания набл. передают рез-ты измерении в каналы связи.Со второй половины 20века метеорол-ю инфор.,получаемую из наземных и атмосферных наблюдений,дополняют сведения,поступающие из космоса от искуст.спутников Земли.Метеорол.спут.движутся по околополярным и экватор-м арбитам.Метеорологические спутники принадлежат разным странам и составляют космическую подсистему наблюдений.
4)Газовый состав сухого воздуха у Земной поверхности.
Газовый состав нижних слоев сухого воздуха (без водяного пара)
Азот N2(78,09%),Кислород Ог(20,95%),Аргон Аг (0,93%), Угл. ГазСО2(0,03%),Гелий Не(5,24 - 10"4),Водород Н2(5,00 10"5),Озон Оз(1,00-10"6).
Имен.газ.сост.с высотой.В нижних 100км атмосферы воздух находится в пост.движении и премешивается и по гориз-ли и по верти-ли,таким образом атмосферные газы не расслаиваются по плотности.(Гомосфера-слой в 100км).Выше 100км расслоение газов начинает увеличиваться с высотой,на высоте 200км преобл.азот,выше атомарный кислород(его молекулы разложены на атомы.),выше 1000км атмосфера состоит из из водорода и гелия.
Сод-е водяного пара в воздухе наз.влажностью воздуха(измеряет психрометр). Хар-ки влажности:+давление водяного пара.+относит.влажность-отношение фактического давления вод.пар нах.в воздухе к упругости насыщения при той же t и умноженная на 100%.Давление и плотность вод-го пара с высотой убывают быстрее чем давление и плотность остальных газов воздуха.
Жидкие и твердые примеси-наход. в воздухе во взвешен.сост.=аэрозоли.Естественные аэрозоли-вулк.пыль,частицы дыма,споры.Антроп.аэроз.-сажа,зола.В тропосф.с высотой число взвеш.частиц быстро убывает.В стратосфере есть 2й мах аэрозолей образ-ся в рез-те окисления газов-наз.слой Юнге.Аэрозоли необходимы для конденсации водяного пар.
Уравнение состояния идеального газа (Менделеева -Клапейрона) -формула, устанавливающая зависимость между давлением, молярным объёмом и абсолютной температурой идеального газа. P*Vm=R*T (p-давление,Vm- молярный объём,R- универсальная газовая постоянная,Т-абсолютная температура)
Плотность воздуха масса газа атмосферы Земли на единицу объема или удельная масса воздуха при естественных условиях.
P=p*M/R*T Здесь
· плотность воздуха, M молярная масса (29 г/моль для сухого воздуха),p абсолютное давление, R универсальная газовая постоянная, T абсолютная температура в Кельвинах.
Под влажностью понимается наличие в воздухе газообразного водяного пара. Добавление водяного пара в воздух приводит к уменьшению его плотности, что объясняется более низкой молярной массой воды по сравнению с молярной массой сухого воздуха.
5)Состав атмосферного воздуха в историческом аспекте. Первичная атмосфера Земли состояла главным образом из водяных паров, водорода и аммиака. Под воздействием ультрафиолетового излучения Солнца водяные пары разлагались на водород и кислород. Водород в значительной части уходил в космическое пространство, кислород вступал в реакцию с аммиаком и образовывались азот и вода. В начале геологической истории Земля благодаря магнитосфере, изолировавшей её от солнечного ветра, создала вторичную собственную углекислую атмосферу. Углекислый газ поступал из недр при интенсивных вулканических извержениях. С появлением в конце палеозоя зеленых растений кислород стал поступать в атмосферу в результате разложения углекислого газа при фотосинтезе, и состав атмосферы принял современный вид. Современная атмосфера в значительной степени продукт живого вещества биосферы. 
6)Строение атмосферы: основные слои и их особенности.
ГОМОСФЕ
·РА- Атмосферные слои ниже 100 км с составом воздуха, мало меняющимся с высотой (кроме водяного пара, углекислого газа и озона).
ГЕ
·ТЕРОСФЕ
·РА- Атмосферные слои выше 100 км с составом воздуха, меняющимся с высотой вследствие гравитационного разделения газов воздуха по плотности и диссоциации молекул газов.
Атмосферу трудно разглядеть, так как она представляет собой невидимое море газов, не имеющее цвета и запаха. На самом деле у нее сложная структура, состоящая из пяти отдельных слоев.
Тропосфера -810 км в полярных, 10 12 км в умеренных и 1618 км в тропических широтах; зимой ниже, чем летом .Нижний основной слой атмосферы. Содержит более 80% всей массы атмосферного воздуха и около 90% всего имеющегося в атмосфере водяного пара. В тропосфере сильно развиты турбулентность и конвекция, возникают облака, развиваются цик­лоны и антициклоны. Температура убывает с ростом высоты, со средним вертикальным градиентом 0,65°/100 м
Тропопауза-Переходной слой между тропосферой и стратосферой; толщина колеблется от нескольких сотен метров до 1-2 км. Зимой тропопауза ниже, чем летом; кроме того, высота тропопаузы колеблется при прохождении циклонов и антициклонов. Средняя температура над полюсом зимой около -65 °С, летом около -45 °С; над экватором весь год около -70 °С и ниже
Стратосфера -50-55 км .Температура с ростом высоты возрастает до уровня 0 °С. Малая турбулентность, ничтожное содержание водяного пара, повышенное по сравнению с ниже- и вышележащими слоями содержание озона (максимальная концентрация озона на высотах 20-25 км)
Стратопауза -Пограничный слой атмосферы между стратосферой и мезосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место максимум (около 0 °С)
Мезосфера -8085км .Температура с высотой понижается со средним вертикальным градиентом (0,25-0,3)°/100 м. Основным энергетическим процессом является лучистый теплообмен. Сложные фотохимические процессы с участием свободных радикалов, колебательно возбуждённых молекул и т. д. обусловливают свечение атмосферы
Мезопауза -Переходной слой между мезосферой и термосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место минимум (около -90 °С)
Термосфера -Около 800 км .Температура растёт до высот 200 300 км, где достигает значений порядка 1500 К, после чего остаётся почти постоянной до больших высот. Под действием ультрафиолетовой и рентгеновской солнечной радиации и космического излучения происходит ионизация воздуха основные области ионосферы лежат внутри термосферы. На высотах свыше 300 км преобладает атомарный кислород .
Экзосфера (сфера рассеяния) -Внешний слой атмосферы, из которого, быстро движущиеся лёгкие атомы водорода могут вылетать (ускользать) в космическое пространство. Температура достигает уровня более 3000 К. На больших расстояниях от Земли (2 - 3 тыс. км и более) нейтральную экзосферу образуют почти исключительно атомы водорода, на более низких высотах заметную долю составляют атомы гелия, а ещё ниже также и атомы кислорода.
7)Роль ионосферы в защите Земли от вред.солн.излучения.
Ионосфера -ионизированная часть верхней атмосферы; расположена выше 50 км. Верхней границей является внешняя часть магнитосферы Земли. Ион. представляет собой природное образование разреженной слабоионизированной плазмы, находящейся в магнитном поле Земли и обладающей благодаря своей высокой электропроводности специфическими свойствами, определяющими характер распространений в ней радиоволн и различных возмущении. Только благодаря Ион. возможен такой простой и удобный вид связи на дальние расстояния, как радиосвязь.
В зависимости от концентрации свободных электронов и соответственно положительно заряженных ионов ионосферу условно делят на слои - D, E, F1 и F2. Каждый слой не имеет определенно выраженных верхних и нижних границ. Наименьшая концентрация имеет место в слое D, наибольшая - в слое F2. Состояние ионосферы непрырывно меняется, оно зависит от времени суток, времени года и солнечной активности, которая имеет 11летний цикл изменения. В ионосфере происходит преломление, отражение и поглощение радиоволн. Преломление радиоволн обусловлено изменениями диэлектрической проницаемости, а, следовательно, показателя преломления по высоте слоев. По мере распространения радиоволн от наземного источника через более высоко расположенные слои показатель преломления уменьшается, траектория электромагнитной волны искривляется и при определенных условиях волна возвращается на Землю. Отражение радиоволн на той или иной высоте ионосферы зависит от частоты радиоволн и угла их падения на слой.
На высотах 100-110 км возникает очень тонкий (0,5-1 км), но плотный слой. Особенностью этого подслоя является высокая концентрации электронов (ne~105 см-3), которые оказывают значительное влияние на распространение средних и даже коротких радиоволн, отражающихся от этой области ионосферы. На высоте 150200 км мощная ионизация солнечным УФ-излучением оказывает заметное влияние на распространение коротких радиоволн.
Слой Д-находится на высоте 50-85 км над уровнем моря,выражен не постоянно,ночью ионизация почти отсутствует.Здесь преобл.ионы кислорода и азота,способен отражать длинные радиоволны(до неск км)и поглощать короткие(30-50м). Основной вклад в ионизацию этой области вносит рентгеновское излучение Солнца.
Слой Е-находится на высоте 85-140км,слой постоянен. В этом слое наблюдается рост концентрации электронов в дневное время, поскольку основным источником ионизации является солнечное коротковолновое излучение, к тому же рекомбинация ионов в этом слое идёт очень быстро и ночью плотность ионов может упасть. Слой E в силу относительно высокой концентрации свободных носителей тока играет важную роль в распространении средних и коротких волн.
Слои F1,F2.-наход.на высоте 140-500км.F1 образ.переодически и в нем больше всего ионов кислорода,он отвечает за распространение коротких волн.F2 в нем иногда возникают
Особенностью слоя F является то, что он отражает радиоволны,что делает возможным передачу радиосигналов коротковолнового диапазона на значительные расстояния.Несмотря на то, что ионный состав слоя F зависит от солнечной активности, его способность отражать электромагнитные волны с частотой, меньшей 10 МГц, стабильна.
8)Распледеление озона в атмосфере.Примеси.Ионы
Озон содержится в атмосфере до высот 100 км, но в ничтожно малом количестве (до 0,001 %), однако без него жизнь на земле была бы совсем не такой. Нижняя граница слоя атмосферы, где образуется большое количество озона, находится на высоте 10–15 км, а верхняя – на высоте около 50 км. Этот слой называется озоносферой. Максимум концентрации молекул озона соответствует высоте около 25 км, однако, даже здесь имеется не более 5–10 молекул озона на миллион молекул воздуха. Однако озоносфера почти полностью поглощает губительные для всего живого ультрафиолетовые лучи Солнца. Под ультрафиолетовой радиацией УФ Солнца понимается радиация в диапазоне длин волн от 0,4 до 0,01 мкм. Озоновый слой охватывает всю Землю, но его толщина сильно меняется, возрастая от экватора к полюсу.
На процессы разрушения озонового слоя, может влиять человек.Фреоны (газы, используемые в холодильниках и аэрозольных баллончиках) и продукты, возникающие при полетах высотной авиации, при запусках ракет, а также многие другие азотистые вещества, используемые на поверхности земли,так же другие азотистые вещества, высвобожденные около земной поверхности, медленно поднимаются и в конце концов через 10-20 лет достигают верхней границы озонового слоя, где оказываются под воздействием ультрафиолетового излучения Солнца- молекулы этих веществ расщепляются с образованием хлора и азота, которые с свою очередь могут реагировать с озоном и уменьшать его содержание в атмосфере.
Жидкие примеси-капельки морской соли, разбрызганной морской волной при волнении. Эти капли- соляные растворы, обладают высокими гироскопическими свойствами и играют роль ядер конденсации (т.е. центра, к которому присоединяются молекулы водяного пара).В атмосферу часто поступают пыльца и споры растений. Особое место в примесях – продукты искусственного радиоактивного распада, поступающие в атмосферу при авариях и испытаниях ядерного оружия.
Твердые примеси- К естественным примесям относятся соединения, возникающие при лесных пожарах, извержении вулканов,а так же возникающие в рез-те человеческой деятельности.
Облака--В атмосфере в результате конденсации возникают скопления продуктов конденсации – капель и кристаллов, видимых простым глазом – это облака. Облачные элементы – капли и кристаллы – настолько малы, что их вес уравновешивается силой трения. Установившаяся скорость падения капель в неподвижном воздухе равна нескольким долям сантиметра в секунду, а скорость падения кристаллов – еще меньше. Существующее в атмосфере турбулентное движение воздуха приводит к тому, что столь малые капли и кристаллы вовсе не выпадают, а длительное время остаются взвешенными в воздухе, смещаясь, то вниз, то вверх.Облака переносятся воздушными течениями. Если относительная влажность в воздухе, содержащем облака, убывает, то облака испаряются. При определенных условиях часть облачных элементов укрупняется и утяжеляется настолько, что выпадает из облака в виде осадков. Таким путем вода возвращается из атмосферы на земную поверхность.
Смог--чрезмерное загрязнение воздуха вредными веществами, выделенными в результате работы промышленных производств, транспортом и теплопроизводящими установками при определённых погодных условиях. Смог может образовываться практически при любых природных и климатических условиях в крупных городах и индустриальных центрах с сильным загрязнением воздуха. Наиболее вреден смог в тёплые периоды года, в солнечную безветренную погоду, когда верхние слои воздуха достаточно тёплые, чтобы останавливать вертикальную циркуляцию воздушных масс.
Туман - атмосферное явление, заключающееся в скопление продуктов конденсации, свешена в воздухе непосредственно над земной поверхностью. Возникает в результате охлаждения воздуха от земной поверхности или испарение с теплой воды. Туманы из водяных капель наблюдаются главным образом при температурах воздуха выше -20 C, но может встречаться даже при температурах ниже -40 C. При температуре ниже -20 C преобладают ледяные туманы. Туманы в населенных пунктах бывают чаще, чем вдали от них. Этому способствует повышенное содержание гигроскопических ядер конденсации (пыли, сажи и др.) в городском воздухе.
По способу образования туманы делятся на два вида:
+Туманы охлаждения - образуются из-за конденсации водяного пара при охлаждении воздуха ниже точки росы.
+Туманы испарения - являются испарениями с более теплой поверхности испаряет, в холодный воздух над водоемами и влажными участками суши.
Кроме того туманы различаются по синоптическими условиями образования:
+Внутримассовые - формирующиеся в однородных воздушных массах.
+Фронтальные - образующиеся на границах атмосферных фронтов.
Дымка - очень слабый туман. В дымке видимость составляет несколько километров. Равномерная световая вуаль, возрастающая по мере удаления от наблюдателя и заволакивающая части ландшафта.Является результатом рассеяния света на взвешенных в воздухе частицах и на молекулах воздуха. (=помутнения воздуха в приземной атмосфере, вызванного наличием в воздухе продуктов конденсации водяного пара-мельчайших капелек воды или кристалликов льда)
Электрическое поле атмосферы
Электрическое поле, постоянно существующее в атмосфере и обусловленное зарядами Земли и атмосферы. Напряженность поля в среднем составляет 130 В/м и убывает с высотой по экспоненциальному закону; на высоте порядка 10 км· она практически равна нулю. Расположение изопотенциальных поверхностей вблизи земной поверхности зависит от рельефа местности; поэтому для сравнимости данных делают приведение к равнине.Напряженность Э. П. А. в экваториальных и полярных областях меньше, чем в средних широтах. В годовом ходе напряженность поля зимой-больше, чем летом.
Ионы в атмосфере, атмосферные ионы, электрически заряженные частицы, находящиеся в атмосфере.Возникают в верхних слоях атмосферы под действием главным образом ультрафиолетового и корпускулярного излучений Солнца, а в нижних слоях атмосферы (тропосфере и стратосфере) в основном благодаря радиоактивному излучению, космическим лучам и др. В результате образуются свободные электроны и положительно заряженные молекулы (атомы) положительные ионы. Свободный электрон почти мгновенно присоединяется к нейтральной молекуле (атому), образуя отрицательный ион.Ионы бывают легкие,среднии и тяжелые. "Обычные" ионы атомарные и молекулярные встречаются в высоких слоях атмосферы; в нижних её слоях наблюдаются лёгкие ионы в виде комплексов газовых молекул (до нескольких десятков), а также средние и тяжёлые ионы. Тяжёлые ионы появляются обычно при оседании лёгких ионов на очень маленьких жидких и твёрдых частичках, взвешенных в атмосфере;
9)Уравнение статики атмосферы.Прим.барометрической формулы.
Основное уравнение статики атмосферы.Уравнение, описывающее изменение атмосферного давления с высотой в предположении статического равновесия, т. е. при равновесии силы тяжести и вертикальной составляющей барического градиента: dp=-pgdz
(толщина слоя, таким образом dz, dp есть давление на верхней границе,объем равен dz, то масса воздуха в нем равна
·*dz, где
· плотность воздуха, а сила тяжести равна g
·dz)
Интеграл этого уравнения называется барометрической формулой(она определяет зависимость давления или плотности газа от высоты в поле тяжести) .С помощью барометрической формулы можно решить три задачи:1) зная давление на одном уровне и среднюю температуру столба воздуха, найти давление на другом уровне;2) зная давление на обоих уровнях и среднюю температуру столба воздуха, найти разность уровней (барометрическое нивелирование);3) зная разность уровней и величины давления на них, найти среднюю температуру столба воздуха.
Барическая ступе
·нь величина, определяющая изменение высоты в зависимости от изменения атмосферного давления. Применяется при барометрическом нивелировании и при пересчёте показаний статоскопа в разность высот. Теплые области в атмосфере являются в высоких слоях областями высокого давления, а холодные области областями низкого давления.
Распределение атмосферного давления по высоте зависит от того, каково давление внизу и как распределяется температура воздуха с высотой. В многолетнем среднем для Европы давление на уровне моря равно 1014 мб, на высоте 5 км 538 мб, 10 км 262 мб, 15 км 120 мб и 20 км 56 мб. Эти значения подтверждают вывод, который можно сделать из барометрической формулы: давление убывает примерно в геометрической прогрессии, когда высота возрастает в арифметической прогрессии. На уровне 5 км давление почти вдвое ниже, чем на уровне моря, на уровне 10 км почти в четыре раза, на уровне 15 км почти в 8 раз и на уровнеДавление меняется не только с высотой. На одном и том же уровне оно не везде одинаково. Кроме того, в каждой точке атмосферы давление непрерывно меняется с течением времени; стало быть, непрерывно меняется и распределение его во всей атмосфере. Ясно, что изменения давления в любой точке связаны с изменениями всей массы воздуха над этой точкой. А изменения массы воздуха в свою очередь обусловлены движением воздуха.
10)Адиабатическое изменение состояния воздуха в атмосфере.
Воздух в тропосфере нагревается от подстилающей поверхности. Температура воздуха изменяется с высотой и в зависимости от атмосферного давления. Когда это происходит без обмена тепла с окружающей средой, то такой процесс называется адиабатическим. Поднимающийся воздух производит работу за счет внутренней энергии, которая расходуется на преодоление внешнего сопротивления. Поэтому при поднятии воздух охлаждается, а при опускании нагревается.
Адиабатические изменения температуры происходят по сухоадиабатическому и влажноадиабатическому законам. Соответственно различают и вертикальные градиенты изменения температуры с высотой
Сухоадиабат.проц.- Адиабатическое изменение состояния сухого или ненасыщенного влажного воздуха. Температура и давление связаны при этом уравнением Пуассона, изменение температуры с изменением высоты перемещающегося воздуха при С. П. характеризуется сухоадиабатическим градиентом температуры.
Сухоадиаб.градиент-при подъеме происходит молек.теплообмен,при таком охлаждении убывание t идет на 1*С на каждые 100м поднятия,если поднимающийся воздух не будет насыщен водяным паром это наз.сухоадиабат.градиент t.
Эта величина не изменяется до тех пор, пока воздух при поднятии не достигает состояния насыщения, т. е. уровня конденсации водяного пара. Выше этого уровня вследствие конденсации начинает выделяться скрытая теплота парообразования, которая идет на нагревание воздуха. Это дополнительное тепло уменьшает величину охлаждения воздуха при подъеме. Дальнейшее поднятие насыщенного воздуха происходит уже по влажноадиабатическому закону, и температура его понижается не на 1° на 100 м, а меньше.
В теплое время года вертикальный градиент температуры в среднем равен 0,60,7° на 100 м поднятия. Зная температуру у поверхности земли, можно вычислить приближенные значения температуры на различных высотах. Если, например, у поверхности земли температура воздуха равна 28°, то, приняв, что вертикальный градиент температуры в среднем равен 0,7° на 100 м или 7° на каждый километр, получим, что на высоте 4 км температура равна 0°. Температурный градиент зимой в средних широтах над сушей редко превышает 0,40,5° на 100 м: Нередки случаи, когда в отдельных слоях воздуха температура с высотой почти не изменяется, т. е. имеет место изотермия.
По величине вертикального градиента температуры воздуха можно судить о характере равновесия атмосферы устойчивое(массы воздуха не проявляют тенденции к вертикальным перемещениям. В этом случае если некоторый объем воздуха сместить вверх, то он возвратится в первоначальное положение.),или неустойчивое(поднятый с поверхности земли объем воздуха не возвращается в первоначальное положение, а сохраняет движение вверх до уровня, на котором выравниваются температуры поднимающегося и окружающего воздуха. Для неустойчивого состояния атмосферы характерны большие вертикальные градиенты температуры, что вызывается нагреванием нижних слоев воздуха. При этом прогретые внизу массы воздуха, как более легкие, устремляются вверх.)
11)Влажноадиабатическое изменение t. Вертик.распред.t.
Влажноадиабатический градиент это понижение температуры влажного насыщенного воздуха на каждые 100 м поднятия меньше чем на 1°. Так как влагосодержание воздуха зависит от его температуры, то, чем выше температура воздуха, тем больше тепла выделяется при конденсации, а чем ниже температура, тем тепла меньше. Поэтому влажноадиабатический градиент в теплом воздухе меньше, чем в холодном.
Влажноадиабатический градиент зависит и от давления воздуха: чем меньше давление воздуха, тем меньше при одной и той же начальной температуре влажноадиабатический градиент. Это происходит оттого, что при малом давлении плотность воздуха также меньше, следовательно, освободившаяся теплота конденсации идет на нагревание меньшей массы воздуха.
В теплое время года вертикальный градиент температуры в среднем равен 0,60,7° на 100 м поднятия. Зная температуру у поверхности земли, можно вычислить приближенные значения температуры на различных высотах.
Температурный градиент зимой в средних широтах над сушей редко превышает 0,40,5° на 100 м: Нередки случаи, когда в отдельных слоях воздуха температура с высотой почти не изменяется, т. е. имеет место изотермия.
По величине вертикального градиента температуры воздуха можно судить о характере равновесия атмосферы устойчивое или неустойчивое.ДАЛЕЕ СМ.Ответ №10
Устойчивое равновесие бывает тогда, когда вертикальный градиент температуры ненасыщенного воздуха меньше сухоадиабатического градиента, а вертикальный градиент температуры насыщенного воздуха меньше влажноадиабатического
Для неустойчивого состояния атмосферы характерны большие вертикальные градиенты температуры, что вызывается нагреванием нижних слоев воздуха. При этом прогретые внизу массы воздуха, как более легкие, устремляются вверх.
Аэрологические диаграммы-диаграммы с прямоугольными осями координат, по кт. отложены характеристики состояния воздуха. На аэр-х диаг. нанесены семейства сухих и влажных адиабат, т. е. кривые, графически представляющие изменение состояния воздуха при сухоадиабатическом и влажноадиабатическом процессах.
При устойчивом состоянии атмосферы и достаточной влажности могут образоваться слоистые облака и туманы, а при неустойчивом состоянии и большом влагосодержании атмосферы возникает термическая конвекция, приводящая к образованию кучевых и кучево-дождевых облаков. С состоянием неустойчивости связано образование ливней, гроз, града, малых вихрей, шквала. Летом обычна неустойчивость атмосферы после полудня, когда нагреваются близкие к земной поверхности слои воздуха. Поэтому ливневые дожди, шквалы и подобные опасные явления погоды чаще наблюдаются после полудня, когда вследствие разбивающейся неустойчивости возникают сильные вертикальные токи восходящие и нисходящие движения воздуха. Влажность воздуха с высотой также уменьшаете.
Псевдоадиабатическое изменение состояния- изменение состояния во влажном воздухе, при котором вся сконденсированная вода тотчас же выпадает. Изменение температуры при подъеме происходит при этом сначала по сухой адиабате, а затем, по достижении уровня конденсации, по псевдоадиабате (практически по влажной адиабате). Изменение температуры при последующем опускании происходит на всем пути по сухой адиабате, вследствие чего воздух возвращается на исходный уровень с температурой более высокой, чем начальная.
12)Ветер.Скорость ветра.Направление ветра.
Ветер-это движение воздуха относительно Земн.поверхности из обл.высого давления в обл.низкого.Ветер хар-ся вектором скорости-он определяется скоростью и направлением. Факторы возникновения ветер: (солнечная энергия является первопричиной всех движений (ветра) в воздушной оболочке Земли, также к фак-м относ.вращение Земли вокруг своей оси, неоднородность подстилающей поверхности и трение воздуха о поверхность земли.)
Под действием этих факторов на Земле возникает неодинаковое распределение атмосферного давления и порождаемые им воздушные течения. Отток воздуха продолжается до тех пор, пока не исчезнет разность давления.
Скорость ветра-путь пройденный индивидуальным объемом воздуха за единицу времени относительно Земн.поверхности.Выраж-ся в м/с или км/ч или по школе Бофорта в баллах.
Направление ветра-азимут точки,откуда дует ветер.Указать напр.ветра можно назвав точку горизонта откуда дует ветер или определить его азимут.Что б охар-ть климат- режим ветра нужно для каждого пункта построить диаграмму распределения повторяемости направ-я ветра,по основным румбам(8основных,и 8 промежуточных)Роза ветров.
Преобладающий ветер-направление ветра, наиболее часто наблюдаемое в данной местности за отдельный период времени или за месяц, сезон, год в многолетнем среднем.
Турбулентность-явление, заключающееся в том, что при увеличении скорости течения жидкости или газа в среде самопроизвольно образуются многочисленные нелинейные фрактальные волны и обычные, линейные различных размеров, без наличия внешних, случайных, возмущающих среду сил и/или при их присутствии.
Турбулентность возникает самопроизвольно, когда соседние области среды следуют рядом или проникают один в другой, при наличии перепада давления или при наличии силы тяжести, или когда области среды обтекают непроницаемые поверхности.Турбулентность в атмосфере -движение воздуха в атмосфере в большинстве случаев имеет турбулентный характер это играет большую роль, так как именно благодаря турбулентности происходят обмен количеством движения и теплотой между атмосферой и океаном (включая, в частности, зарождение ветровых течений и волн в океане), испарение с поверхности океана и суши, вертикальный перенос тепла, влаги, солей, растворённых газов и различных загрязнений.
Порывистость ветра-наличие в воздушном потоке значительных колебаний (пульсаций) по скорости и направлению с временными интервалами не более нескольких секунд. В случае сильной П. В. говорят о шквалистости ветра. П. В. связана с присущей воздушным течениям турбулентностью. Она особенно ярко выражена в холодных воздушных массах с неустойчивой стратификацией и, стало быть, с увеличенной турбулентностью; она увеличивается также при прохождении фронтов, особенно холодных.
Турбулентный обмен- перенос субстанций в атмосфере (свойств воздуха или примесей к нему) турбулентными вихрями. В результате обмена происходит перенос субстанции в направлении ее градиента.
Приземный слой атмосферы,-нижняя часть пограничного слоя атмосферы, простирающаяся от земной поверхности до высоты в несколько десятков м, наиболее подверженная влиянию земной поверхности. Толщина слоя изменяется в достаточно широких пределах в зависимости от термической стратификации атмосферы, величины скорости ветра и шероховатости земной поверхности. В погр.слое атмос. наблюдается резкое изменение метеорологических элементов с высотой: вертикальные градиенты скорости ветра, температуры и влажности в Погр.слое атмос. в десятки и сотни раз превышают соответствующие величины в вышележащих слоях, но уменьшаются по абсолютной величине с увеличением высоты. Скорость ветра с высотой возрастает, направление его практически не изменяется.
Планетарный пограничный слой-слой трения,прилегающий к земной поверхности слой воздуха, свойства которого из-за интенсивного турбулентного перемешивания определяются в основном термическим и динамическим воздействием подстилающей поверхности. Толщина Погр.слоя от 300400 м до 12 км; она тем больше, чем больше шероховатость подстилающей поверхности и чем интенсивнее развита турбулентность, и поэтому увеличивается с усилением ветра и уменьшением термической устойчивости атмосферы. Через Погр.слой осуществляется теплообмен и влагообмен между земной поверхностью и расположенной над погр.сл.. свободной атмосферой. Для погр.слоя атмосф.. характерна повышенная загрязнённость воздуха пылью и продуктами конденсации. Скорость ветра внутри Погр.слоя растет до высоты 100 м приблизительно пропорционально логарифму высоты, а далее всё медленнее.
13)Воздушные массы и фронты.
Воздушной массой называется большой объём воздуха, имеющий горизонтальные размеры во много сотен или несколько тысяч километров и вертикальные размеры в несколько километров, характеризующийся примерной однородностью температуры и влагосодержания по горизонтали.Однородность свойств воздушной массы достигается формированием её над однородной подстилающей поверхностью в сходных условиях теплового и радиационного баланса.
Устойчивой называют воздушную массу, в которой преобладает устойчивое вертикальное равновесие, т.е. в основной её толще вертикальный температурный градиент меньше влажноадиабатического.Возникают слоистые и слоисто-кучевые облака.
Неустойчивой называется воздушная масса, в основной толще которой преобладает влажнонеустойчивая стратификация, что при достаточной влажности приводит к формированию конвективных облаков.Для нее характерны кучевые и кучево-дождевые облака, зимой - слоисто-кучевые с отдельными плоскими кучево-дождевыми.
Классификация возд.масс:1))Арктический воздух-форм-ся в аркт.бассеине-в нижних слоях атмосферы набл инверсия(повышение t воздуха с высотой)-арк.воздух явл.устойчивым. В умер.шир.арк.возд.поступает через моря и при входе на континент воздух проходит значит.путь над океаном кт.прогревает его,обогощает влаго и он преоб.НЕУСТОЙЧИВУЮ стратификацию(измен.t воздуха на каждые 100м).2))Контин.арк.воздух-преобл.ясная погода,только в середине лета данная возд.масса обогощ.влагой п.ч часть карского моря оттаивает т.к данная возд.масса проходит от низовья Енисея и насыщаетсявлагой(=дожди). Зимнее вторжение конт.арк.массы приводит к сильным длительным заморозкам.3))Морской воздух умер.широт-приоб свои хар-е свойства во время прохождения через атлантику.Зимой это чаще всего бывший хол.арк.воздух кт.вторгаясь на континент сев.америки,а затем распрост.на теплую атлантику.По мере его продвижения с запада на восток он приоб.свойства теплой устойчивой массы(т.е влаги мало)С приходом этой возд.массы набл.зимой оттепели.3))Контин-й воздух умер.широт-фор-ся над тер.РФ из ранее вошедшего сюда арк.или морс.умер.воздуха.Зимой в рез-те сильного охлаждения(снеж.покров) t нижн.слоев сильно падает.В рез-те обрз-ся приземные инверсии,так конт.воздух умер.широт приобрет.устойч.стратификациюЛетом благодаря прогреванию суши возд.умер.шир.явл. неустойчивой возд.массой-т.к развиваются облака конвекции кт.переходят в грозовые облака с выпад.ливней.4))Морской троп.воздух-поступает на тер.Европы(фор-ся над Атлантикой)на тер РФ редко.Зимой и летом явл.устойчивой массой.Зимой могут образ.интенсивные туманы(Дальнии восток).5))Конт.троп.возд.-фор-ся на сев.Африки и на юге Азии,летом может обр.в цент.и сред.Азии и на юге европ.части РФ.Явл устойчивой возд.массой,летом приводит к выс.t,могут обр.грозовые облака.6))Экваториальный воздух-в нижней части тропосферы не набл.
Фронт-граница м/д двумя возд.массами.Прелст.собой узкую полосу(переходную зону)кт.хар-ся резким изменением метео.элементов(t,влажность,давление)при переходе из одной возд.массы в другую. Фронт начинается от поверхности Земли и заканчивается в тропопаузе.Зону фронта можно рассмотреть как поверхность м/д двумя воз.массами распологающимися так,что хол.воздух находится над теплым в виде клина.
В зависимости от значимости фронта в общей циркуляции атмосферы различают:А)Главные фронты-разделяют основные возд.массы различного геогр.происхождения. Главные фронты имеют большое гориз-е протяжение и хар-ся высоко разностью t в тепл.и хол.воздухе +Арктическии-разделяет аркт.возд.массы от возд.масс умерен.широт.+Полярный-раздел.возд.умер.широт от возд.троп.широт.+Тропич.-раздел.троп.возд.массы от экватор. Б)Вторичные фронты-разделяют две части одной и той же возд.массы.Преемущественно в нижних слоях атмосф.И в зав-ти от направления перемещения тепл.и хол.масс воздуха делятся на +теплые и+холодные.В)Малоподвижные(стационарные)-те кт.мало изменяют свое положение.
1.1)Теплый фронт.Если фронт движется так,что хол.воздух отступает,уступая место тепл.воздуху,то такой фронт наз.теплым(вызывает потепление).Скорость перемещения зависит от скорости отступления хол.воздуха.Скорость вертикального подъема вдоль фрон-й поверхности сост=10см/сек.По мере подъема происходит адиабат(без обмена с окр.средой)охлаждение тепл.воздуха и конденсация наход.в нем теплого пара.В рез-те этого образ.типичная для теплого фронта облачность(перистые,пер-слоистые,высоко-слоистые,слои-дожд.)Нижнее основание облаков совпадает с фронтальной поверхностью.
1.2)Хол.фронт-фронт движущийся в сторону теплого воздуха,его приход вызывает похолодание,могут выпадать ливневые осадки.Хол.фронт первого порядка-медленнодвижущийся,тепл.воздух медленно восходит вверх по клину хол.воздуха-над фрон.поверхностью образ. Слоисто дожевые облака,затем высоко слоистые и перисто-слоистые.Осадки начинаются у самой линии фронта и набл.после того как фронт уже ушел.Иногда могут становится на время неподвижными,а затем менять свое движение(становится теплыми).Хол.фронт второго порядка-движется быстро,имеет крутой профиль в нижнем слое п.э.в начале клина хол.возд.господствуют нисходящие движения.Быстрое движение хол.фронта приводит к очень сильному вытяснению хол.воздуха и обр.кучево-дождевых облаков.Облака вытягиваются вперед по напр.ветра,в их передней части появ перисто-слоистые,пер-куч.обл.У самой линии фронта кучево-дождевые обл.сопровождаются шквалистыми вихрями,грозами.
1.3)Фронт окклюзии –комплексные фронт предст.сочетание теп.и хол.Образование такого фронта происходит в процессе поглащения(окклюзии)когда быстро движ-ся хол.фронт в тыловой части циклона нагоняет тепл.фронт(теплая окклюзия).А если тыловой клин хол.воздуха имеет более низкую чем хол.возд.переднего клина набл.холодная окклюзия.
14)Электромагнитная и корпускулярная радиация.
Солнечная радиация-электромагнитное и корпускулярное излучение солнца.Солн.рад измеряется по ее тепловому воздействию и интенсивности.Явл.главным источником энергии для всех физико-географ.процессов,происх.на зем.поверхности и в атмосфере.Кол-во солн.рад.зависит от высоты солнца,времени года,прозрачности атмосферы.Выражается в калориях на единицу поверхности за еддиницу времени.
Электромагн.сост.солн.рад распрост.со скоростью света и проникает в земную атмосферу,до зем.поверх.солн.рад.доходит в виде прямой и рассеяной радиации.Спектральный диапозон элек-го излучения Солнца широк от радиоволн до рентгеновских лучей-но мах интенсивности приходится на видимую часть спектра.
Корпускулярная часть солн.рад.состоит преемущественно из протонов движущихся от солнца.Ниже 90км в атмосферу не проникает.Ее энергет-й вклад в общую интенсивность не велик по сравн. с электромагн.Различаются три вида Корпуск.рад.солн.1) солнечные корпускулярные потоки из особенно активных участков солнечной атмосферы, состоящие главным образом из ядер гелия и электронов и вызывающие в земной атмосфере магнитные бури и полярные сияния; 2) солнечное космическое излучение во время сильных вспышек, содержащее, кроме ядер гелия, еще протоны и ядра тяжелых элементов, а также электроны и нейтроны; 3) солнечный ветер равномерное истечение плазмы (преимущественно протонов) из солнечной корон.
Все тела, имеющие температуру выше абсолютного нуля, испускают радиацию при перестройке электронных оболочек их атомов и молекул, а также при изменениях в колебании атомных ядер в молекулах и во вращении молекул. В метеорологии приходится иметь дело преимущественно с тепловой радиацией, определяемой температурой излучающего тела и его излучательной способностью. Наша планета получает такую радиацию от Солнца; земная поверхность и атмосфера в то же время сами излучают тепловую радиацию, но в других диапазонах длин волн.
Тело, испускающее радиацию, охлаждается; его тепловая энергия переходит в энергию радиации, в лучистую энергию. Когда радиация падает на другое тело и поглощается им, лучистая энергия переходит в другие виды энергии, главным образом в теплоту. Это значит, что тепловая радиация нагревает тело, на которое она падает.Некоторые вещества в особом состоянии излучают радиацию в большем количестве и в другом диапазоне длин волн, чем это определяется их температурой.Радиация, не подчиняющаяся законам теплового излучения, называется люминесцентной.
В метеорологии принято выделять коротковолновую и длинноволновую радиации. Коротковолновой называют радиацию в диапазоне длин волн от 0,1 до 4 мкм. Она включает кроме видимого света еще ближайшую к нему по длинам волн ультрафиолетовую и инфракрасную радиацию. Солнечная радиация на 99% является коротковолновой радиацией. К длинноволновой радиации относят радиацию, излучаемую земной поверхностью и атмосферой с ? = 4 – 100 мкм.
Тепловое и лучистое равновесие Земли. Лучистая энергия Солнца - практически единственный источник тепла для поверхности Земли и ее атмосферы. Радиация, поступающая от звезд и Луны, в 30?106 раз меньше, чем солнечная радиация. Поток тепла из глубин Земли к поверхности в 5000 раз меньше тепла, получаемого от Солнца.
Часть солнечной радиации представляет собой видимый свет. Тем самым Солнце является для Земли источником не только тепла, но и света, важного для жизни на нашей планете.
Лучистая энергия Солнца превращается в тепло частично в самой атмосфере, но главным образом на земной поверхности, где она идет на нагревание верхних слоев почвы и воды, а от них – и воздуха. Нагретая земная поверхность и нагретая атмосфера в свою очередь излучают невидимую инфракрасную радиацию. Отдавая радиацию в мировое пространство, земная поверхность и атмосфера охлаждаются. Средние годовые температуры земной поверхности и атмосферы в любой точке Земли мало меняются от года к году. Если рассматривать температурные условия на Земле за длительные многолетние промежутки времени, то можно принять гипотезу, что Земля находится в тепловом равновесии: приход тепла от Солнца уравновешивается его потерей в космическое пространство. Но так как Земля (с атмосферой) получает тепло, поглощая солнечную радиацию, и теряет тепло путем собственного излучения, то гипотеза о тепловом равновесии означает одновременно, что Земля находится и в лучистом равновесии: приток коротковолновой радиации к ней уравновешивается отдачей длинноволновой радиации в мировое пространство.
Спектральный состав солнечной радиации
На интервал длин волн между 0,1 и 4 мк приходится 99% всей энергии солнечной радиации. Всего 1% остается на радиацию с меньшими и большими длинами волн, вплоть до рентгеновых лучей и радиоволн. Видимый свет занимает узкий интервал длин волн, всего от 0,40 до 0,75 мк.
Однако в этом интервале заключается почти половина всей солнечной лучистой энергии (46%). Почти столько же (47%) приходится на инфракрасные лучи, а остальные 7% - на ультрафиолетовые. В метеорологии принято выделять коротковолновую и длинноволновую радиацию. Коротковолновой называют радиацию в диапазоне длин волн от 0,1 до 4 мк. Она включает, кроме видимого света, еще ближайшую к нему по длинам волн ультрафиолетовую и инфракрасную радиацию. Солнечная радиация на 99% является такой коротковолновой радиацией. К длинноволновой радиации относят радиацию земной поверхности и атмосферы с длинами волн от 4 до 100-120 мк. Интенсивность прямой солнечной радиации
Радиацию, приходящую к земной поверхности непосредственно от солнечного диска, называют прямой солнечной радиацией, в отличие от радиации, рассеянной в атмосфере. 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 Земной шар в целом так мал в сравнении с расстоянием от Солнца, что всю солнечную радиацию, падающую на него, без заметной погрешности можно считать пучком параллельных лучей.
Приток прямой солнечной радиации на земную поверхность или на любой вышележащий уровень в атмосфере характеризуется интенсивностью радиации I, т. е. количеством лучистой энергии, поступающим за единицу времени (одну минуту) на единицу площади (один квадратный сантиметр), перпендикулярной к солнечным лучам.
Легко понять, что единица площади, расположенной перпендикулярно к солнечным лучам, получит максимально возможное в данных условиях количество радиации. На единицу горизонтальной площади придется меньшее количество лучистой энергии:
I' = I sinh где h - высота солнца (рис. 1).
Все виды энергии взаимно эквивалентны. Поэтому лучистую энергию можно выразить в единицах любого вида энергии, например в тепловых или механических. Естественно выражать ее в тепловых единицах, потому что измерительные приборы основаны на тепловом действии радиации: лучистая энергия, почти полностью поглощаемая в приборе, переходит в тепло, которое и измеряется. Таким образом, интенсивность прямой солнечной радиации будет выражаться в калориях на квадратный сантиметр в минуту (кал/см2мин)
15)Солнечная постоянная. Солнечная активность.
Солнечная постоянная-Интенсивность солнечной радиации перед вступлением ее в атмосферу называют солнечной постоянной. Эта величина не зависит от поглощения и рассеяния радиации в атмосфере. Она относится к радиации, на которую атмосфера еще не повлияла. Солнечная постоянная, зависит,только от излучательной способности Солнца и от расстояния между Землей и Солнцем. Земля вращается вокруг Солнца по мало растянутому эллипсу, в одном из фокусов которого находится Солнце. В начале января она наиболее близка к Солнцу (147 млн. км), в начале июля - наиболее далека от него (152 млн. км). Так как интенсивность радиации меняется обратно пропорционально квадрату расстояния.
Солнечная активность-совокупность явлений, наблюдаемых на Солнце и связанных с образованием солнечных пятен, факелов, флоккулов, волокон, протуберанцев, возникновением солнечных вспышек, возмущений в солнечной короне, увеличением ультрафиолетового, рентгеновского и корпускулярного излучения и др. Активные образования наблюдаются обычно на ограниченном участке поверхности Солнца -активной области Солнца, которая существует от нескольких дней до нескольких месяцев.
Прямая солнечная радиация-энергетическая освещенность, создаваемая излучением, поступающим на Землю непосредственно от солнечного диска в виде пучка параллельных солнечных лучей.Прямая солнечная радиация, поступающая на верхнюю границу атмосферы, изменяется во времени в небольших пределах, поэтому ее называют солнечной постоянной При прохождении потока прямой солнечной радиации через атмосферу происходит его ослабление, вызванное поглощением (около 15%) и рассеянием (около 25%) энергии газами, аэрозолями, облаками.
Изменения солнечной радиации в атмосфере и на земной поверхности.---Проходя сквозь атмосферу, солнечная радиация частично рассеивается атмосферными газами и аэрозольными примесями к воздуху и переходит в особую форму рассеянной радиации. Частично же она поглощается молекулами атмосферных газов и примесями к воздуху и переходит в теплоту, идет на нагревание атмосферы.
Нерассеянная и непоглощенная в атмосфере прямая солнечная радиация достигает земной поверхности. Она частично отражается от земной поверхности, а в большей степени поглощается ею и нагревает ее.Другая часть рассеянной радиации уходит вверх, в межпланетное пространство. В результате поглощения и рассеяния радиации в атмосфере прямая радиация, дошедшая до земной поверхности, изменена в сравнении с тем, что было на границе атмосферы. Интенсивность радиации уменьшается, а спектральный состав ее изменяется, так как лучи разных длин волн поглощаются и рассеиваются в атмосфере по-разному.
Поглощение солнечной радиации в атмосфере. В атмосфере поглощается сравнительно небольшое количество солнечной радиации, при этом главным образом в инфракрасной части спектра. Это поглощение - избирательное: разные газы поглощают радиацию в разных участках спектра и в разной степени.
+ +Азот поглощает радиацию только очень малых длин волн в ультрафиолетовой части спектра. Энергия солнечной радиации в этом участке спектра совершенно ничтожна, и потому поглощение азотом практически не отражается на интенсивности солнечной радиации. ++Более сильным поглотителем солнечной радиации является озон. Его содержание в воздухе, даже в стратосфере, очень мало; тем не менее он настолько сильно поглощает ультрафиолетовую радиацию, что из солнечной постоянной теряется несколько процентов. ++Сильно поглощает радиацию в инфракрасной области спектра углекислый газ; но его содержание в атмосфере ничтожно, и поэтому поглощение им в общем незначительно.++ Основным же поглотителем радиации в атмосфере является водяной пар, сосредоточивающийся в тропосфере и, особенно в нижней ее части. Из общего состава солнечной радиации водяной пар поглощает значительную долю в инфракрасной области спектра.++Хорошо поглощают солнечную радиацию также атмосферные аэрозоли, т. е. облака и твердые частички, взвешенные в атмосфере.
В целом в атмосфере поглощается 15-20% радиации, приходящей от Солнца к Земле. В каждом отдельном месте поглощение меняется с течением времени в зависимости как от переменного содержания в воздухе поглощающих субстанций, главным образом водяного пара, облаков и пыли, так и от высоты солнца над горизонтом, т. е. от толщины слоя воздуха, проходимого лучами на пути сквозь атмосферу.
Рассеяние солнечной радиации в атмосфере
Кроме поглощения, прямая солнечная радиация на пути сквозь атмосферу ослабляется еще путем рассеяния, причем ослабляется более значительно. При этом рассеяние радиации тем больше, чем больше содержит воздух аэрозольных примесей.
Рассеянием называется частичное преобразование радиации, имеющей определенное направление распространения (прямая солнечная радиация, распространяющаяся в виде параллельных лучей), в радиацию, идущую по всем направлениям. Рассеяние происходит в оптически неоднородной среде, т. е. в среде, где показатель преломления меняется от точки к точке. Такой оптически неоднородной средой является атмосферный воздух, содержащий мельчайшие частички жидких и твердых примесей - капельки, кристаллы, ядра конденсации, пылинки. Но оптически неоднородной средой является и чистый, свободный от примесей воздух, так как в нем вследствие теплового движения молекул постоянно возникают сгущения и разрежения, колебания плотности. Таким образом, встречаясь с молекулами и посторонними частичками в атмосфере, солнечные лучи теряют прямолинейное направление распространения, рассеиваются.
Около 25% энергии общего потока солнечной радиации превращается в атмосфере в рассеянную радиацию. Правда, значительная доля рассеянной радиации также приходит к земной поверхности. Но это будет уже особый вид радиации, существенно отличный от прямой радиации.
Рассеянная радиация приходит к земной поверхности не от солнечного диска, а от всего небесного свода. П.э.приходится измерять ее приток на горизонтальную поверхность. Интенсивностью рассеянной радиации мы будем называть ее приток в калориях на один квадратный сантиметр горизонтальной поверхности в минуту.
16)Явления связанные с рассеиванием радиации.
С рассеянием радиации связаны такие явления, как голубой цвет неба, сумерки и заря, а также видимость.
1)Голубой цвет неба – это цвет самого воздуха, обусловленный рассеянием в нем сол-нечных лучей. Воздух прозрачен в тонком слое, как прозрачна в тонком слое вода. Но в мощной толще атмосферы воздух имеет голубой цвет подобно тому, как вода уже в сравнительно малой толще (несколько метров) имеет зеленоватый цвет. Так как молекулярное рассеяние света происходит обратно пропорционально ?4, то в спектре рассеянного света, посылаемого небесным сводом, максимум энергии смещен на голубой цвет. С высотой, по мере уменьшения плотности воздуха, т.е. количества рассеивающих частиц, цвет неба становится темнее и переходит в густо-синий, а в стратосфере – в черно-фиолетовый. Чем больше в воздухе примесей более крупных размеров, чем молекулы воздуха, тем больше доля длинноволновых лучей в спектре солнечной радиации и тем белесоватее становится окраска небесного свода. Когда диаметр частиц тумана, облаков и аэрозолей становится более 1–2 мкм, то лучи всех длин волн уже не рассеиваются, а одинаково диффузно отражаются; поэтому отдаленные предметы при тумане и пыльной мгле заволакиваются уже не голубой, а белой или серой завесой. Поэтому же облака, на которые падает солнечный (т.е. белый) свет, кажутся белыми.
2)Рассеяние солнечной радиации в атмосфере имеет огромное практическое значение, так как создает рассеянный свет в дневное время. В отсутствие атмосферы на Земле было бы светло только там, куда попадали бы прямые солнечные лучи или солнечные лучи, отраженные земной поверхностью и предметами на ней. Вследствие же рассеянного света вся атмосфера днем служит источником освещения: днем светло также и там, куда солнечные лучи непосредственно не падают, и даже тогда, когда солнце скрыто облаками.
3)После захода Солнца вечером темнота наступает не сразу. Небо, особенно в той части горизонта, где зашло Солнце, остается светлым и посылает к земной поверхности постепенно убывающую рассеянную радиацию. Аналогично утром еще до восхода Солнца небо светлеет больше всего в стороне восхода и посылает к земле рассеянный свет. Это явление неполной темноты носит название сумерек – вечерних и утренних. Причиной его является освещение Солнцем, находящимся под горизонтом, высоких слоев атмосферы и рассеяние ими солнечного света.Так называемые астрономические сумерки продолжаются вечером до тех пор, пока Солнце не зайдет за горизонт на 18о; к этому моменту становится настолько темно, что различимы самые слабые звезды. Астрономические утренние сумерки начинаются с момента, когда солнце имеет такое же положение под горизонтом. В высоких широтах летом солнце может не опускаться под горизонт вовсе или опускаться очень неглубоко. Если солнце опускается под горизонт менее чем на 18о, то полной темноты вообще не наступает и вечерние сумерки сливаются с утренними. Это явление называют белыми ночами.
4) Сумерки сопровождаются красивыми, иногда очень эффектными изменениями окраски небесного свода в стороне Солнца. Эти изменения начинаются еще до захода и продолжаются после восхода Солнца. Они имеют довольно закономерный характер и носят название зари. Характерные цвета зари – пурпурный и желтый. Но интенсивность и разнообразие цветовых оттенков зари изменяются в широких пределах в зависимости от содержания аэрозольных примесей в воздухе. Разнообразны и тона освещения облаков в сумерках.Явления зари объясняются рассеянием света мельчайшими частицами атмосферных аэрозолей и дифракцией света на более крупных частицах.
5) Отдаленные предметы видны хуже, чем близкие, и не только потому, что уменьшаются их видимые размеры. Даже и очень большие предметы на том или ином расстоянии от наблюдателя становятся плохо различимыми вследствие мутности атмосферы, сквозь которую они видны. Эта мутность обусловлена рассеянием света в атмосфере. Понятно, что она увеличивается при возрастании аэрозольных примесей в воздухе. Расстояние, на котором в атмосфере перестают различаться очертания предметов, называется дальностью видимости, или просто видимостью. Дальность видимости чаще всего определяется на глаз по определенным, заранее выбранным объектам (темным на фоне неба), расстояние до которых известно.
17.Суточный ход прямой и рассеянной радиации: Изменение прямой радиации в течение безоблачного дня (суточный ход) выражено одновершинной кривой с максимумом в истинный солнечный полдень. Летом над сушей максимум может наступить до полудня, так как к полудню увеличивается запыленность атмосферы.При продвижении от полюсов к экватору приход прямой радиации в любое время года возрастает, так как при этом увеличивается полуденная высота Солнца. Суточный ход рассеянной радиации при ясном небе в общем соответствует ходу прямой радиации. Однако утром рассеянная радиация появляется еще до восхода Солнца, а вечером она еще поступает в период сумерек, т. е. после захода. Суммарная радиация: это вся солнечная радиация, приходящая к зем.пов-ти,прямая и рассеянная. Интенсивность – приток ее энергии за 1мин на 1см2 пов-ти под открытым небом. Отражение радиации и альбедо: отношение кол-ва отраженной радиации к общему кол-ву радиации,падающую н данную пов-ть,называют альбедо пов-ти(%). Планетарное альбедо-отношение уходщей в космос отраженной и рассеянной радиации к общему ко-ву солн.рад. Поглощение радиации: Азот поглощает радиацию только малых длин волн, не оказывая существенного значения на интенсивность,кислород поглощает. Озон – большая поглотит.способность. Сильно волны длиной 0,29мкм. Углекислый газ сильно поглощает рад. в инфракрасной области спектра. Водяной пар явл.основным поглотителем рад.в атмосф. Аэрозоли тоже поглощают. Излучение зем-ой пов-ти, встречное излучение, эффективное излучение: Верхн.слои почвы и воды, снежный покров,растит-ть сами излучают длинноволновую радиацию,кт назыв. собственное излучение зем-ой пов-ти. Атмосфера нагревается,поглощая солн.рад. и излучение земли. Будучи нагретой атмосфера сама излучает инфракрасную радиацию. Т.о.приходящую к зем-ой пов-ти рад. назыв. встречным излучением. Встречное излучение явл.дополнит.ист.тепла к поглощенной радиации. Встреч.излуч. возрастает с увелич. облачности,т.к. облака оч.сильно излучают. Разность м/д собственным излучением зем-ой пов-ти и встречным излучением атмосферы назыв. эффективным излучением. С возрастанием облачности,оно убывает.
18)Радиационный баланс земной поверхности.Парниковый эффект.
Радиационный баланс земной поверхности-разность между поглощенной радиацией и эффективным излучением. В=(S sinh + D)(1 – А) – Ее.
В ночные часы, когда суммарная радиация отсутствует, отрицательный радиационный баланс равен эффективному излучению. Радиационный баланс переходит от ночных отрицательных значений к дневным положительным после восхода Солнца при высоте его 10–15°. От положительных значений к отрицательным он переходит перед заходом Солнца при той же его высоте над горизонтом. При наличии снежного покрова радиационный баланс переходит к положительным значениям только при высоте Солнца около 20–25о, так как при большом альбедо снега поглощение им суммарной радиации мало. Днем радиационный баланс растет с увеличением высоты Солнца и убывает с ее уменьшением.
Парниковый эффект-свойство атмосферы пропускать солнечную радиацию, но задерживать земное излучение и тем самым способствовать аккумуляции тепла Землёй. Земная атмосфера сравнительно хорошо пропускает коротковолновую солнечную радиацию, кт.почти полностью поглощается земной поверх-ю, так как альбедо земной поверхности в общем мало. Нагреваясь за счёт поглощения солнечной радиации, земная поверхность становится источником земного, в основном длинноволнового, излучения, прозрачность атмосферы для которого мала и которое почти полностью поглощается в атмосфере. Благодаря П. э. при ясном небе только 1020% земного излучения может, проникая сквозь атмосферу, уходить в космическое пространство.
Уходящая радиация-радиация, уходящая от Земли (включая атмосферу) в мировое пространство.
Уходящая длинноволновая радиация земной поверхности, атмосферы и облаков, уходящая в космическое пространство. Ее географическое распределение и изменения во времени определяются, прежде всего, температурой земной поверхности и условиями облачности. При безоблачном небе она наиболее велика над пустынями; минимальной она является в областях плотного облачного покрова с высокой верхней границей.
Уходящая коротковолновая радиация-солнечная радиация, отраженная и рассеянная в космос земной поверхностью, атмосферой и облаками. Зависит от альбедо различных площадей земной поверхности и облаков и от рассеивающей способности атмосферы. При безоблачном небе У. К. Р. минимальная над водными бассейнами и над растительным покровом, возрастает в пустынях и достигает максимальных значений над снежным покровом.
Альбедо Земли -отношение уходящей в космос отраженной и рассеянной солнечной радиации к общему количеству солнечной радиации, поступающей к атмосфере.В целом планетарное альбедо Земли оценивается в 31%. Основную часть планетарного альбедо Земли составляет отражение солнечной радиации облаками.
19.Распределение солнечной радиации на границе атмосферы: Кол-во радиации,полученное за сутки,на границе атмосферы,зависит от времени года и широты места. На верхн.границе атмосф. в нетропич.местах им. max на дни летнего солнцестояни, а min в дни зимнего. В тропиках солн.рад.им. 2max,когда солнце достигает наиболее полуденной высоты. На экваторе-дни равноденствия, в др.внетропич.широтах после весеннего и перед осенним днем равноденствия. Географ.распределение прямой, рассеянной и суммарной радиации, эффективного излучения и радиационного баланса зем-ой пов-ти на Земном шаре: Распределение годовых и месячных количеств (сумм) суммарной (прямой плюс рассеянной) солнечной радиации по земному шару не вполне зонально: изолинии (т.е. линии равных значений) потока радиации на картах не совпадают с широтными кругами. Отклонения эти объясняются тем, что на распределение радиации по земному шару влияют прозрачность атмосферы и облачность. Эффективное излучение земной поверхности распределяется по земному шару более равномерно, чем суммарная радиация. С ростом температуры земной поверхности, т.е. с переходом к более низким широтам, растет собственное излучение земной поверхности; однако одновременно растет и встречное излучение атмосферы вследствие большего влагосодержания воздуха и более высокой его температуры. Поэтому изменения эффективного излучения с широтой не слишком велики. Радиационный баланс земной поверхности за год положительный повсюду на Земле, кроме ледяных плато Гренландии и Антарктиды. Это означает, что годовой приток поглощенной радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не значит, что земная поверхность год от года становится все теплее. Избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фазовых преобразованиях воды (при испарении с земной поверхности и последующей конденсации в атмосфере). Распределение прямой солнечной радиации по Земному шару носит сложный характер, т.к. ст.прозрачности атмосферы и условия облачности весьма изменчивы в зависимости от географической обстановки. Наибольший приток прямой радиации летом под 30-40° широты. В полярных широтах слишком велико ослабление радиации вследствие небольших высот солнца. Весной и осенью максимум прямой радиации на 10-20° весной и на 20-30° осенью: у экватора слишком велика облачность. Только зимой данного полушария приэкваториальная зона получает радиации на земную поверхность, так же как и на верхнюю границу атмосферы, больше, чем все другие зоны. Величины рассеянной радиации в общем меньше, чем прямой, но порядок величин тот же. В тропических и средних широтах величина рассеянной радиации - от половины до двух третей прямой радиации; под 50-60° широты она уже близка к прямой, а в высоких широтах (60-90°) рассеянная радиация почти весь год больше прямой. Летом приток рассеянной радиации в высоких широтах больше, чем в других зонах северного полушария.
20.Лучистая энергия: Лучистая энергия Солнца практически единственный источник тепла для поверхности Земли и ее атмосферы. Поток тепла из глубин Земли к поверхности в 5000 раз меньше тепла, получаемого от Солнца. Часть солнечной радиации представляет собой видимый свет. Тем самым Солнце является для Земли источником не только тепла, но и света, важного для жизни на нашей планете. Лучистая энергия Солнца превращается в тепло частично в самой атмосфере, но главным образом на земной поверхности, где она идет на нагревание верхних слоев почвы и воды, а от них и воздуха. Нагретая земная поверхность и нагретая атмосфера в свою очередь излучают невидимую инфракрасную радиацию. Отдавая радиацию в мировое пространство, земная поверхность и атмосфера охлаждаются. Влияние атмосферы на перенос излучения: Коротковолновая радиация: в основном заключающейся в интервале длин волн от 0,17 до 4 мкм, относят рентгеновские, гамма,уф. Длинноволновая радиация: Земля излучает в атмосферу в основном длинноволновую инфракрасную (тепловую) радиацию. Длина волны, на которую приходится максимум энергии, составляет 10 мкм. Атмосфера поглощает значительную часть длинноволнового излучения земной поверхности. Основными поглотителями длинноволновой радиации являются углекислый газ (С02) и особенно вода (Н20), поскольку воды в атмосфере много. Радиационный баланс: радиационный баланс атмосферы и подстилающей пов-ти, сумма прихода и расхода лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой атмосферой и подстилающей пов-тью. Для атмосферы Р. б. состоит из приходной части поглощённой прямой и рассеянной солнечной радиации, а также поглощённого длинноволнового (инфракр.) излучения земной пов-ти, и расходной части потери тепла за счёт длинноволнового излучения атмосферы в направлении к земной пов-ти и в мировое пространство.
21.Причины изменения t воздуха, индивидуальные и локальные изменения t воздуха: Обмен теплом осуществляется: радиационным путем, т.е. при собственном излечении из воздуха и при поглощении воздухом радиации Солнца, земной поверхности и других атмосферных слоев; путем теплопроводности – молекулярной диффузии между воздухом и земной поверхностью и турбулентной – внутри атмосферы; передача тепла между земной поверхностью и воздухом может происходить в результате испарения и последующей конденсацииили кристаллизации водяного пара. Индивидуальными называют изменения температуры, происходящие в определенном количестве воздуха, сохраняющего свою целостность в процессе движения. Локальными называют изменения температуры в некоторой точке внутри атмосферы с зафиксированными географическими координатами и с неизменной высотой над уровнем моря. Изменения температуры, связанные с адвекцией – с притоком в данное место новых воздушных масс из других частей земного шара, называют адвективными. Если в данное место притекает воздух с более высокой температурой, говорят об адвекции тепла; если с более низкой – об адвекции холода. Механизмы теплообмена м/д атмосферой и подстилающей пов-тью: 1.На зем.пов-ть поступает суммарная радиация и встречное излучение атмосферы, в это же время зем.пов-ть сама излучает и теряет тепло. 2.Зем.пов-ть получает тепло из атмосферы путем теплопроводности,теряет таким же путем. 3.Зем.пов-ть получает тепло при конденсации на ней водяного пара из атмосферы и теряет тепло при испарении.
22)Тепловой баланс подстилающей поверхности.Различия в тепловом режиме почв и водоемов.
Тепловой баланс земной поверхности-равенство нулю алгебраической суммы потоков тепла, приходящих на земную поверхность и уходящих от нее.Тепловой баланс Земли в целом складывается из четырех составляющих.
+Радиационный баланс (R). Он определяется разностью между количеством поглощенной коротковолновой радиации Солнца и длинноволновым эффективным излучением.
+Теплообмен в почве, характеризующий процесс теплопередачи между поверхностными и более глубокими слоями почвы (А). Этот теплообмен зависит от теплоемкости и теплопроводности почвы.
+Турбулентный теплообмен между земной поверхностью и атмосферой (Р). Он определяется количеством тепла, которое подстилающая поверхность получает или отдает атмосфере в зависимости от соотношения между температурами подстилающей поверхности и атмосферы.
+Тепло, затрачиваемое на испарение (LE). Оно определяется произведением скрытой теплоты парообразования (L) на испарение (Е).
Составляющие теплового баланса связаны между собою следующим соотношением: R=A+P+LE
В средних и высоких широтах приток солнечной радиации летом положителен, зимой отрицателен.
Различия в тепловом режиме почв и водоемов.В почве тепло распрост.по вертикали,путем молекулярной теплопроводности.В легкоподвижной воде путем турбулентного перемешивания,оно осущ.благодаря волнению и течению.Ночью и в хол.время года к турбулентным перемешиваниям добавляется термическая конвекция-охлажденная на поверхности почвы вода опускается вниз вследствии возросшей плотности и замещается более теплой водой из нижних слоев.В океанах и морях в перемешивании слоев и в передачи тепла играет большую роль испарение.Так при значительном испарении с поверх.моря-верхнии слои становятся более солеными и теплыми и они опускаются на дно.Суточное колебание t в воде распр.на глубину десятков метров.А в почве менее чем на 1 метр.Первые колебания t распр.на глубину 100м,а в почве 10-20м.Ночью и зимой вода теряет тепло из поверхностного слоя,но в замен приходит дополнительное тепло из нижележащих слоев,поэтому t на пов-ти водоемов понижается медленно.На повер-ти почвы t при отдаче тепла падает быстро и тепло,накопившееся в тонком поверхностном не восполняется из нижних слоев почвы.Суточные и годовые t на повер.почвы больше,чем на поверхности воды.
Теплооборот водных бассейнов.Передача тепла с поверхности водного бассейна в глубокие слои и обратно в суточном и годовом ходе (суточный и годовой Т. В. Б.). Годовой теплооборот моря во много раз больше, чем годовой теплооборот почвы, потому что тепло, вследствие быстрого распространения вглубь путем турбулентного обмена, накапливается в воде в теплое время года в значительно большем количестве, чем в почве, и в том же количестве отдается в атмосферу в холодное время года. Годовой теплооборот Балтийского и Черного морей около 50 тыс. кал/см2.
Теплооборот почвы.Передача тепла от поверхности в глубь почвы и обратно в течение определенного промежутка времени; обычно говорят о суточном и годовом Т. П. От восхода солнца до 12 13 ч почва обычно получает больше тепла, чем отдает; точно так же весной и летом; в остальное время суток и года наоборот. С апреля по сентябрь в почве накапливается около 15002500 кал/см2 (в умеренных широтах), осенью и зимой то же количество тепла уходит из почвы в воздух. В тропиках годовой Т. П. меньше. Он значительно уменьшается также растительным покровом летом и снежным зимой.
23.Суточный и годовой ход t пов-ти почвы: Min t набл. ч/з 0.5часа после выхода солнца. К этому времени радиационный баланс=0. t поднимается до 13-14ч. и достигает max. После этого начинает падать вплоть до утреннеего min. Max t на пов-ти почвы выше,чем в воздухе на уровне метеорологич.будки(2м от почвы). Ночные min t бывают на пов-ти почвы ниже,чем в воздухе,т.к. почва выхолаживается, а от нее не охлаждается воздух. Разность м/д max и min t назыв. суточной амплитудой t. Годовой ход в тропиках годовая амплитуда небольшая и растет с широтой. В сев.полуш. на 10с.ш. амплитуда=3’. На 30с.ш.=10’. На 50с.ш.=25’. Распространение t колебаний в глубину почвы: Законы Фурье: 1.Чем больше плотность и влажность почвы,тем лучше лучше она проводит тепло,тем быстрее распростр.в глубину и глубже проникают колебания t. 2.Возрастание глубины в арифметической прогрессии приводит к уменьшению амплитуды в геометрич. прогрессии(нп:пов-ть=30’, глубина 20см=5’, 40см=1’). 3.Сроки наступления max и min t запаздывают с глубиной пропорционально ей,т.е.нужно время,чтобы почва нагрелась. 4.Глубина,на кт затухают годовые колебания в 19 раз больше,чем глубина,на кт затухают суточные колебания. Слои постоянной суточной и годовой t: На некоторой сравнительно небольшой глубине суточная амплитуда убывает до нуля. На этой глубине (около 70-100 см) начинается слой постоянной суточной t. Слой постоянной годовой t слой в глубине почвы, до кт не достигают годовые колебания t; t этого слоя остаётся в течение года неизменной. В высоких широтах на глубине 2030 м; в умеренных 1520 м, в тропиках 510 м. Влияние растит. и снеж.покрова на t почвы: Растит.покров уменьшает охлаждение почвы ночью, но днем раст-ть мешает радиационному нагреванию. Суточная амплитуда t под растит.покровом уменьшается, ср t уменьшаются. В целом,он охлаждает почву. Снежный покров предохраняет почву зимой от чрезмерного охлаждения,т.е. излучение идет с самого снега,а почва под ним теплая. Сут.амплитуда на пов-ти почвы под снегом резко уменьшается. Суточный и годовой ход t на пов-ти водоемов: Тепло распростр. путем турбулентности,поэтому нагревание и охлаждение распр.в водоемах на более толстый слой,чем в почве. Амплитуда сост. 0,1’. Годовая на пов-ти океана больше,чем суточная. В тропиках 2-3’, 40с.ш.=10’, 40ю.ш.=5’. Сут. и год.колебания распростр. в воде до больших глубин,чем в почве. Сут. на глубине 15-20м, год. 150-400м. Распространение t колебаний в воде: Итак, тепло, приходящее днем и летом на поверхность воды, проникает до значительной глубины и нагревает большую толщу воды. Температура верхнего слоя и самой поверхности воды повышается при этом мало. Ночью и зимой вода теряет тепло из поверхностного слоя, но взамен него приходит накопленное тепло из нижележащих слоев. Поэтому температура на поверхности воды понижается медленно.
24)Суточный ход t воздуха и его изменения с высотой.Переодические измен.t воздуха.
Для непрерывной регистрации t исполь.термограф. Нерацион.передача тепла в атмосф.происходит преемущ.путем турбулентности.На высоте 300м амплитуда суточного хода t составляет 50% амплитуды у земной поверхности.Крайние значения наступают позже на 1,5-2 часа.На высоте 1км суточ-я амплитуда t над сушей составляет 1-2*С,2-5км-менее 1*С.В горах,вследствии большого влияния подстилающей поверхности сут.ампл.убывает с высотой медленее.т.к на высоте 3000м и более сут.амплит.может составлять 3-4*С и более.
Непереодические изменения t воздуха.+Во внетропических широтах непереодические изменения довольно часты и значительны.Суточные ход t проявляется лишь в периоды устойчивой малооблачной погоды..Так же изменения могут быть очень интенсивными особенно зимой когда t в любое время суток за 1-1,5*С упасть на 18-20*С.+В тропич.шир. неперизмен.t менее велики и не сильно нарушенны.Непереод.измен.t связанны с адвекцией возд.масс из др.райнов.
Например:+похолодание вызванно вторжением хол.возд.масс из Арктики и Антарктиды.В Азии хол.воздух свободно проникает до горных хребтов кт.огран. с Юга и Востокока среднеазиатские республики.В сев.Америке нет горных хребтов,проход. в широтной направленности п.э.холодные массивы арктич.воздуха глубоко проникают вглубь материка(до Флориды и Мексик.залива).Над океанами вторжение хол.возд.масс может проникать вглубь,вплоть до тропиков.+Вторжение морского воздуха из сред.широт атлантики в европу вызывает потепление зимой,и похолоданье летом.+Троп.возд.вторгается в Евразию и зимой и летом из сев.африки и из низких широт атлантики.В сев.Америке тропич.воздух набл.как с тихого так и с атлантич.океана.На самом материке массы троп.воздуха фор-ся над мексикой и югом США.Иногда в обл.Сев.полюса t воздуха зимой повышается до 0*С,это связанно с адвекцией(перенос воздуха и его свойств в горизон-м напрв-и)возд.масс из умер.широт.
Межсуточные изменения t воздуха-хар-й непереодич.колебании t в том или ином месте может служить междусуточная изменчивость t-т.е.средние изменения ср.суточной t возд.от одних суток к другим.Междусуточные измен t малы в троп.и возрастает с широтой,в морском климате она меньше,чем в континентальном.С высотой междус.измен.t растет до высоты 10-18км.
Заморозки- понижение температуры воздуха ниже 0°С вечером и ночью при положительной температуре днём. Возникновение Зам.обусловлено или вторжением холодных масс воздуха, пришедших из др. районов (чаще из Арктики), адвективные Зам. или ночным радиационным охлаждением поверхности почвы и растительного покрова радиационные Зам. Однако в большинстве случаев в возникновении Зам. играет роль как предварительная адвекция массы холодного воздуха в данный район, так и последующее ночное излучение, охлаждающее почву, а от неё и воздух до отрицательных температур.
25.Годовая амплитуда t воздуха и континентальность климата: это разность средних месячных t с/т и с/х месяца. Год.амплитуда t растет с географ.широтой. Над океаном,вдали от ьереговой линии,широтное ее изменение невилико. Над юж.часть Тих.океана год.амплитуда м/д 20-60’ изм-ся от 3’ до 5’. В сев.части на той же широте =3-15 из-за влияния материков. Над сушей год.амплит. значительны. Год.амплит.зависят от повторяемости в данном месте возд.масс морского и континет.происхождения; крупные озера уменьшают год.амплит. и смягчают климат. С высотой амплит.убывает. Континентальность делят на морской климат и континентальный. Морской хар-ся малыми год.амплит.t. Континент.больше. Хорошо выражен морской в Зап.Ев., т.к. перенос воздуха с Атлантики. С удалением от Атлантики вглубь материка,годовые амплитуды растут, растет континентальность климата. Индексы континентальности: с/распростр. индекс Хромова,он показывает какая доля год.амплитуды t воздуха в данном месте создается за счет наличия суши и каков вклад(континентальный) в год.аплит.t. Типы годового хода t воздуха: 1.Экваториальный. Хар-на малая аплит.t, внутри материков=5,на побережье=3. 2.Тропический. На побережье аплит.=5,внутри=20-25’. max и min t приходятся на дни наивысшего и наинисшего солнцестояний. 3.Умеренный. Крайние значения отмечаются осле солнцестояний,в морском климате эти значения запаздывают. В сев.полуш. min набл. в январе, над морем в феврале,марте. Max над сушей в июле, над морем август,сентябрь. 4.Полярный. Min в год.ходе перемещается на время появления солнца над горизонтом после полярной ночи. В сев.полуш. февраль,март, в юж. август,сентябрь. Max в сев.полуш. в июле, в юж.полуш. январь. Изменчивость средних месячных и годовых t: Все воздушные массы зимой холоднее, а летом теплее, поэтому температура воздуха в каждом отдельном месте меняется в годовом ходе: средние месячные температуры в зимние месяцы ниже, в летние – выше. Годовая амплитуда температуры воздуха растет, с географической широтой. С высотой годовая амплитуда температуры убывает. Временная изменчивость средней месячной температуры воздуха зависит от времени года и от физико-географических особенностей территории. Временная изменчивость средней суточной температуры воздуха является хорошим показателем неустойчивости термического режима. Суточный ход температуры воздуха, обусловливается ходом радиационного баланса. Приведение t к уровню моря: Условное определение какой была бы многолетняя температура на данной станции с высотой г, если бы эта станция находилась на уровне моря. При этом принимается стандартный вертикальный градиент температуры, обычно 0,57100 м. Приведение к одному уровню производится на основании известного положения, что на каждые 100 м поднятия температура понижается в среднем на 0,50,6°.
26.Карты изотерм: Карта распределения температуры на земной поверхности или на уровне моря, или на стандартном уровне в свободной атмосфере, или на изобарической поверхности с проведенными на ней изотермами. Чаще всего это климатологическая карта, месячная или годовая, составленная по многолетним данным. ...: На ср.годовой карте t по обе стороны от экватора им. широкая зона,где ср.год.t выше +25’. Внутри этой зоны обнаруживаются о-ва тепла с замкнутой изотремой, tсреднегод. 28. Во внетропич.широтах изотермы менне отклоняются от широтных кругов,особенно в юж.полуш.,где подстил.пов-ть представлена в основном океаном. В сев.полуш. в ср. и высок. широтах им.заметные отклонения изотерм к югу над материками Азии и Сев.Ам. На картах янаваря и июля отклонения изотермы от зонального направления значит.больше. Внутри тропиков t мало меняется с широтой. В сев.полуш. во внетропич.широтах резко выражены прогибы изотерм над сушей в направлении к югу, над океанами к северу. Над С-В Азии и над Гренландией наход.замкнутые изотермы,кт назыв.о-ва холода. Первый о-в м/д Леной и Индигиркой t=-48’, абсолют.min до -70. Второй о-в t в ср. 30-35. С-В Азии зимой им.оч.низкие t во всей толще тропосферы,одной из причин явл. орография. Т.е. окружен горами,происходит застой воздуха и его выхолаживание. Гренландский о-в холода: t низкие и в июле, срt июля= -15. Якутский о-в холода назыв. «зимний», Гренландский «постоянный». В юж.полуш.в январе лето, распред. t в тропиках над океаном равномерно, над материками в юж.Аф, юж.Ам. и Австралии хорошо выражены о-ва тепла. В Австр. t=32-34, в юж.Ам.=28. Во внетроп.широтах юж.полуш. t падает достаточно равномерно к 50 параллели,затем идет широкая зона с однород.t от 0’ до 5’ до самой Антарктиды. В глубине Антарктиды t до -35. им.языки холода у запад.берегов юж.Ам. и юж.Аф.,т.к. холодные течения. В июле в троп. и субтроп. летнего полушария хорошо выражены о-ва тепла над сев.Аф.,Мексикой, Аравией и центр.Азией. Ср.t июля в Сахаре=+40. Max в пригороде Триполи=59’. Над океанами воздух холоднее,как в троп.,так и во внетроп.широтах. О-в тепла и холода с замкнутыми изотермами во внетроп.широтах сев.полуш. нет. В юж.полуш. в июле зима, замкнутых изотерм над материками нет; холодное течение у запад.берегов Ам. и Аф. сказываются и в июле. по направлению к Антарктиде t быстро падает, на окраине материка= -15,-35, в гулбине= -70, min абсолют. -89’. Ср. t воздуха у земной пов-ти для всего земного шара в январе = +12, в июле = +16.
27.Распределение t с высотой в тропосфере и стратосфере: Падение t с высотой в тропосфере преобладает и составляет 0,5-0,6’ на 100м. В тропоппаузе вертик. градиент t убывает от 0,1 до 0,2 на 100м. Высота тропопаузы и t, и в нижней стратосфере меняются как в годовом,так и в суточном ходе. Эти изменения высоты и t связаны с прохождением в данной области циклонов и антициклонов. В циклонах тропопауза снижается, t повышается. В антициклонах высота повышается, t снижается. Конвекция, ускорение конвекции: вертикальные перемещения объёмов воздуха с одних высот на другие, обусловленные архимедовой силой: воздух более тёплый и, следовательно, менее плотный, чем окружающая среда, перемещается вверх, а воздух более холодный и более плотный вниз. При слабом развитии К. имеет беспорядочный, турбулентный характер. При развитой К. над отдельными участками земной поверхности возникают восходящие и нисходящие токи воздуха, пронизывающие атмосферу иногда до высот стратосферы. Вертикальная скорость восходящих токов (термиков) при этом обычно порядка нескольких м/сек, по иногда может превышать 2030 м/сек. С такой К. обычно связано образование облаков К. кучевых и кучево-дождевых (грозовых). Стратификация атмосферы, как фактор, определяющий конвекцию: Стратификация атмосферы это распределение температуры воздуха по высоте, она характеризуется вертикальным градиентом температуры [1°/100 м]. Падение температуры в тропосфере происходит с увеличением высоты, в среднем на 0,6° на каждые 100 м. От температуры атмосферы зависит устойчивость по отношению к вертикальной циркуляции воздушных масс. Воздух, поднимающийся вверх, охлаждается по следующему закону: сухой или ненасыщенный воздух максимально приблизительно на 1° на каждые100 м подъёма; насыщенный воздух охлаждается меньше (несколько десятых долей градуса на 100 м), причиной этого является тепловыделение и конденсация водяного пара, который находится в воздухе. Стратификация воздушных масс: Холодная масса, двигаясь на более тёплую поверхность и нагреваясь снизу, приобретает неустойчивую стратификацию; в ней развивается конвекция и возникают соответствующие облака с ливневыми осадками, ветер получает порывистый, турбулентный характер, видимость улучшается и пр. Тёплая масса, напротив, характеризуется устойчивой стратификацией, которая придаёт облакам специфическую форму слоистых, с соответствующими моросящими осадками, или стимулирует возникновение туманов. Местные Воздушные массы могут обладать устойчивостью или неустойчивостью стратификации в зависимости от сезона. Инверсии t,их типы: Инверсия в метеорологии означает аномальный характер изменения какого-либо параметра в атмосфере с увеличением высоты. Наиболее часто это относится к t инверсии, то есть к увеличению t с высотой в нект. слое атмосферы вместо обычного понижения. Два типа инверсии: приземные инверсии температуры, начинающиеся непосредственно от земной поверхности (толщина десятки метров); инверсии температуры в свободной атмосфере (толщина сотни метров). Инверсия t препятствует вертикальным перемещениям воздуха и способствует образованию тумана, смога, облаков.
28.Тепловой баланс земной пов-ти и тепловой баланс системы Земля-атмосфера: тепловой баланс земной пов-ти - алгебраическая сумма потоков тепла, приходящих на земную поверхность и уходящих от нее. Выражается уравнениегде R  радиационный баланс земной поверхности; P  турбулентный поток тепла между земной поверхностью и атмосферой; LE  затрата тепла на испарение; В  поток тепла от земной поверхности в глубь почвы или воды или обратно. Соотношение компонентов баланса изменяется во времени в зависимости от свойств подстилающей поверхности и географические широты места. Характер теплового баланса земной поверхности и его энергетический уровень определяют особенности и интенсивность большинства экзогенных процессов. Данные о тепловом балансе земной поверхности играют большую роль в изучении изменений климата, географических зональности, термического режима организмов. Тепловой баланс системы земля-атмосфера- алгебраическая сумма тепла, получаемого Землей в целом (вместе с атмосферой) от внешних источников и отдаваемого через атмосферу в космическое пространство. За длительное время тепловой баланс системы земля-атмосфера равен нулю. т. е. Земля как планета находится в тепловом равновесии. Однако наблюдающийся в последнее время парниковый эффект служит предупреждением о вероятном изменении теплового баланса Земли в результате глобального теплового загрязнения атмосферы. Антропогенное нарушение теплового баланса системы земля-атмосфера может быть предупреждено (исключено), если будут приняты срочные меры по борьбе с загрязнением атмосферы окислами углерода (особенно СО2), серы, азота, промышленной пылью и др. Тепловой баланс широтных зон и атмосферная циркуляция: Тепловой баланс земной поверхности или системы Земля атмосфера, рассчитанный не для Земли в целом, а для отдельных широтных зон. Общая Атмосферная циркуляция – система крупно-масштабных воздушных течений над земным шаром, кт по своим размерам соизмеримы с большими частями материков и океанов. В каждой т. атмосферы можно увидеть как непрерывно меняется направление движения атмосферы. Основной хар-ной чертой циркуляции атмосферы явл. образование атмосферных возмущений – циклонов и антициклонов. Зональность циркуляции проявляется в преобладании меридиональных барических градиентов над широтными. Следовательно,преобладание широтных составляющих ветра. Над тропич. частями океанов, преобладание восточных составляющих направлений ветра выражено более интенсивно. Зап. Ветра преобладают в умеренных широтах южного полушария.
29)Испарение и насышение.Транспирация,суммарное испарение.Геогр.расп.испаряемости.
Водяной пар непрерывно поступает в атмосферу вследствие испарения с поверхностей водоемов и почвы и вследствие транспирации (испарение растительностью). Испарение в отличие от транс-пирации называют еще физическим испарением, а испарение и транспирацию вместе – суммарным испарением.Суть процесса испарения заключается в отрыве отдельных молекул воды от водной поверхности или от влажной почвы и переходе в воздух в качестве молекул водяного пара. В воздухе они быстро распространяются вверх и в стороны от источника испарения отчасти вследствие собст-венного движения молекул и главным образом вместе с воздухом. В первом случае процесс распространения молекул газа на возможно большее пространство называется молекулярной диффузией.
Испарение и испаряемость.Водяной пар поступает в атмосферу посредством испарения с подстилающей поверхности и транспирации растениями. Испарение зависит от дефицита влажности и скорости ветра. На испарение тратится много тепла, так на испарение 1 г воды требуется 600 кал.Испарение с океана на всех широтах значительно больше, чем испарение с суши. Испарение в океане может достигать величины 3000 мм в год, тогда как на суше максимум 1000 мм.Различия в распределении испарения по широтам определяются радиационным балансом и увлажнением территории. В общем, в направлении от экватора к полюсам в соответствии с понижением температуры испарение уменьшается.В случае отсутствия достаточного количества влаги на испаряющей поверхности испарение не может быть большим даже при высокой температуре и большом дефиците влажности. Возможное испарение, называемое испаряемость, в этом случае велико.Над водной поверхностью испарение и испаряемость равны по величине, над сушей испарение может быть значительно меньше испаряемости. Испаряемость характеризует величину возможного испарения с суши при достаточном увлажнении.
Пар, который находится в динамическом равновесии со своей жидкостью, называется насыщенным. И наоборот, если в пространстве с паром какой-нибудь жидкости может наблюдаться дальнейшее испарение данной жидкости, пар, который находится в этом пространстве, называется ненасыщенным паром.Скорость испарения жидкости напрямую зависит от площади ее поверхности. Испарение происходит еще быстрее, если температура жидкости выше.
Скорость испарения-количество воды (толщина слоя воды), испаряющейся за единицу времени с единицы поверхности. С. И. с открытой водной поверхности пропорциональна величине дефицита влажности при температуре испаряющей поверхности Es е (где Es упругость насыщения при температуре испаряющей поверхности), обратно пропорциональна атмосферному давлению и зависит также от скорости ветра. Кроме того, она зависит от размеров и формы испаряющей поверхности.
Геогр.расп.испаряемости-(испар-ть-это мах возм.испарение неограниченное запасами влаги,а фак-е испарение хар-но для почв с недост.увлаж-м). В поляр.обл.при низких t испаряющей поверхности,упругость насыщения и и факт.упругость малы-мала испаряемость.В троп.испар.не велика на побережьях,и резко возрастает внутри материков особ. В пустынях.У экватора дефицит влажности мал и испаряемость низкая(700-1000мм).Испарение с океанов значительно превышает испарение с суши.
30)Хар-ка влажности воздуха
а) Абсолютная вл-ть-кол-во водяного пара в граммах на м3
б)Удельная вл-ть- кол-во водяного пара в Г на кг влажного воздуха
в)Отношение смеси-кол-во вод-го пара в Г на кг сухого воздуха
г)Относительная вл-ть-отношение упругости(давления)вод-го пара сод. в воздухе к мах упругости вод-го пара насыщающего пространство над плоской поверхностью при данной t выраженной в %.
д)Дефицит влажности-разность м/д мах и фактической упругостью вод-го пара при данной t и давлении.
е)Точка росы-это t кт. Примет воздух если его охладить изобарически(пост.давление) до состояния насыщения
Сут-й ход относ-й вл.зависит от суточного хода фак-й упругости пара.При падении t относит.вл.растет(при повыш.падает),в рез-те сут-й мin относ.вл.совпадает с сут. Мах t воздуха и приходится на после полуденное время.А мах совпадает с сут-м min и приходится на восход.
Над морем сред-я сут-я амплитуда относит-й вл. Мала т.к мала среднесуточная амп-да t.А над сушей сут-я амп-да значительна.
Годовой ход меняется обратно t,в муссоных рай-х амп-да больше (40-50%).
(А годовой ход упругости пара параллелен годовому ходу t,летом больше,зимой меньше)
Геог-е расп-е вл.воздуха завист от:+испарения в каждом данном рай-не.+от переноса влаги воздушными течениями из одних мест в другие.
Расположение изолиний влажности на клим-х картах близко к расположению изотерм.Наибольшее влагосодержиние набл.у экватора,оно как и t убывает с широтой.Зимой вл.воздуха понижена над материками по сравн.с океанами.
В среднем для всей Зем.пов. абсол.вл сост . 11г/м3
Относит вл. Всегда высока в сев.лед.океане,на сев-ре атлант.и тихого океана.
Сходные условия набл.в Сибири,ср.относит.вл зимой сост.75-80%.
Низкая относит.вл.набл.весь год в субтропи-х и тропич-х пустынях(Сахара)
31)Конденсация и сублимация в атмосфере.
Сублимация водяного пара в атмосфере, процесс перехода водяного пара, сод-ся в воздухе, в тв. фазу (лёд, снег).Происходит при отриц-й t воздуха, когда упругость водяного пара превышает упругость насыщения по отношению к поверхности льда.С. в. п. происходит как в свободной атмосфере, так и на земной поверхности и на земных предметах. В атмосфере водяной пар сублимируется на замёрзших капельках, снежинках и некоторых твёрдых частицах. При температурах ниже -40 °С. Продуктом С. в. п. в атмосфере являются ледяные кристаллы, вырастающие затем в снежинки .На земной поверхности и на земных предметах образуются изморозь и иней. С. в. п. играет важную роль в процессе образования облаков и осадков атмосферных.
Конденсация-процесс перехода воды из газооб-го сост-я в жид-е сос-я.Конд-я начинается,когда воздух достигает насыщения,часто происходит при понижении t.При дальнейшем понижении t избыток влаги сверх того,что нужно для насыщения переходит в жидкое состояние.
Если точка росы(t до которой должен охладиться воздух, чтобы достичь состояния насыщения водяным паром при данном влагосодержании и неизменном давлении)лежит значительно ниже 0,то возникают зародыши на кт.растут переохл.капли,затем эти капли замерзают и в них происходит развитие ледяных кристаллов
Охлаждение воздуха чаще всего происходит адиабатически(без обмена теплом с окр.средой)
Для сост.насыщения воздуху необх.поднятие на 1000-1500м,воздух поднимается путум турбулентности (хаотично).В зав-ти от мех.подъема воздуха возникают различные виды облаков.
Ядра конденсации -мельчайшие частицы, на кт. происходит конденсация паров.Их наличие обязательно в атмосфере,служат для конденсации водяного пара и образования облаков. Важнейшими ядрами кон-и явл. гигроскопические соли.
Виды ядер кон-и.
а)мелкие ядра(r<0,1мкм)(т.е ядра Айткена)-в процессе конд-и НЕ участвуют.
б)облачные ядра(r0,1-1,0)Их больше всего,они обеспеч.конден.влаги.
в)гиганские ядра(r1,0-3,5мкм)их мало,они важны для образ.крупных капель в облаках.
Ядра сублимации-происходит сразу переход из газооб.в твердое сост.
В рез-те конден-и внутри атмосферы возникают скопления капелек и кристаллов,эти скопления наз.облака.
В ГОРОДЕ-Пром-е пред-я, отопительные системы и автотранспорт нагревают воздух над городом и загрязняют его дымом и газообразными продуктами сгорания, а тем самым и обогащают ядрами конденсации. Повышенное содержание ядер конденсации в городском воздухе и ослабление скорости ветра в городе приводят к увеличению повторяемости туманов и к возрастанию их интенсивности.
32)Облака.
Микроструктура облаков(по фазовому состоянию)
А)Водяные(капельные)-сост.только из капелек,могут сущ.как при положит.так и при отрицат.t
Б)Смешанные-сост.из смеси переохл-х капелек и ледяных кристаллов.Сущ.при t от -10до -40.
В)Ледяные(кристаллические)-сост.из лед-х крис-в,преобл.при t-30 и ниже(в высоких слоях тропосферы).
В теплое время года водяные облака образ.в нижних слоях,смешанные в средних,ледяные в верхних слоях тропосферы.
В хол.время года при низких t смешанные и ледяные облака могут образ-ся вблизи Земн.пов-ти.
Водность облаков-сод-е в облаках воды в жидком или тв.виде.В водяных облаках сод.воды на м3 облачного воздуха сост.от 0,2до 5 г/кг в день.В кристаллических облаках водность меньше.
Межд-я клас-я облаков.
1я клас-я была предложенна Говардом в Великобритании 150лет назад.В конце 19 века была принята междун-я клас-я облаков,но она притерпевала ряд изменении,и в наст время выдел.10родов облаков по их внешнему виду.
Верхний ярус облаков(в поляр.широтах от 3 до 8км,в умер.ш от 5 до13 км,в тропиках от 6до18км.
1)Перистые облака(Ci)-отдельные нити/гряды волокнистой структуры.
2)Перисто-кучевые(Сс)-гряды/пласты с выражен.структ.хлопьев/ шаров/завитков,похожи на рябь.
3Перисто-слоистые(Сs)-тонкая прозр.беловатая вуаль,часто различ.волокнистая структура(явление галло)
Средний ярус облаков(в поляр.ш.2-4 км,в умер.2-7 км,в троп.2-8 км)
4)Высококучевые облака(Aс)-пласты бело-серого цвета,тонкие,немного затен.солнце,состоят из плоских дисков(явление венцы,иризации)сост.из однор.мелких капель.
5)Высокослоистые(As)-бело-серый облач.покров,иногда можно увидеть солнце/луну в размытом сост.Явл.смешенными облаками(капли+кристаллы)
Нижний ярус облаков(до 2 км во всех широтах)
6)Слоисто-дождевые(Ns)-общее происх.с As,более мощные,могут доходить с верх.до нижнего яруса,солнца не видно,выпадает облажной дождь или снег.
7)Слоисто-кучевые(Sc)-гряды серых облаков с темными частями,очень мощные,сост.из мелк.капель,осадков не дают.
8)Слоистые облака(St)-с.близкие к зем.пов.,однород.серый слой капельного строения,выпадает морось,ледяные иглы,мелкии снег.
Облака вертикального развития(с с.нижнего до с.верхнего яруса)
9)Кучевые облака(Cu)-отдель.облака в ниж.и ср.ярусах,плотные,контуры резко очерчены,развиты вверх в виде куполов,башен,светлая беловатая вершина и более темный низ.сост.из капелек,кристаллов нет,осадков нет.
10)Кучево-дождевые(Cd)-далн.стадия развития Сu,мощные массы сильно развитые по вертикали в виде гор,сильно умень.освещенность,вершина приплюснута,верх сост.из лед.кр,а низ из капелек.(сильный снег,грозы,радуга)
33)Генетические типы облаков
А)Облака восходящего скольжения.Эти облака возникают в случае взаимосвязи с фронтами.Предс.огромные облачные системы кт. Вытянуты вдоль фронта на тысячи км,а в ширину на сотни км.В основной части они имеют вид мощных облачных слоев наз.Слоистообразные облака.Т.к на поверхность фронта пологая,то движение теплого воздуха представляет гориз-й перенос,но есть и вертик-я сотавляющая.Это приводит в адиабатическому охлаждению его слоев и кон-и в них водяного пара.В рез-те возникает облачная система кт.расположена в теплом воздухе над холодным климатом.С.мощная часть системы выраженна вблизи линии фронта,дальше от линии фронта облака переходят в перисто-слоистые кт.растягиваются на сотни км.С удаление от фронта осадков становится меньше.
Б) Слоистые облака (St) однообразные бледные низкие облака, которые можно наблюдать в пасмурную погоду. Они образуются при контакте теплого и холодного воздуха, когда теплый воздух медленно поднимается вверх по холодному, постепенно остывает, и из него выделяются капельки воды. Высота слоистых облаков всегда не более 2,5 км. Иногда слои похожи на большие валы с серым оттенком.
В)Облака Конвергенции.Различают Внутримассовые и Фронтальные .
В неуст-х возд.массах(холодные) облакообразование связанно с сильно развитой конвекцией(вид теплопередачи, при котором внутренняя энергия передается струями и потоками)при неустойчивой стратификации(распределение температуры воздуха по высоте).В рез-те адиабат-го охлаждения воздуха в восход.потоках возникают облака конвекции(=кучевые облака)затем преобраз.в кучево-дождевые(появл.лед-х крист.в верх.части облака,появл.волокнистой структуры).Вокруг облака набл.нисходящее движение.Слои с инверсиями t(повышение температуры воздуха с высотой в некотором слое атмосферы вместо обычного понижения)задерживают распространение конвекции-эти слои наз.задерживающими.Когда кучевые облака доходят до этого слоя их дальнейшее развитие прекращается.Возникают и над сушей,и над морем.
__Внутримассовые-возникающие внутри воздушной массы в связи со свойственными ей физическими процессами. Они обусловлены распределением t и влажности внутри данной воздушной массы и термодинамическими процессами в ней без участия фронтов или орографического подъема воздуха.
__ Фронтальные облака – общее название для облаков, возникающих в связи с фронтами. Система таких облаков перемещается в пространстве с фронтальной поверхностью.
Г)Волнообразные облака.В устойчивых воз.массах основной процесс развития облаков-это слабый турбулентный перенос водяного пара вместе с воздухом от Земн.поверхности ии последущее его адиабатич.охлаждение.Слои инверсии задерживают этот перенос и над ними происходит накопление водян.пара и его радиационное охлаждение(Понижение t земной повер-и при отрицательном радиационном балансе, т. е. при недостаточном притоке солн-й радиации).По межд.клас.это слоистые и слоисто-кучевые облака.Эти облака тонкие и растянутые в гориз-м направлении.
Д)Орографические облака. Облака, возникающие при перетекании воздушного течения через горный хребет. Сюда относятся в особенности различные формы чечевицеобразных облаков. Возникают на наветренной стороне или над гребнем хребта и тают на подветренной стороне, имея, таким образом, характер стоячих волн.К Орогр.обл.можно отнести облака кучевые и кучево-дождевые, образующиеся над горными склонами.
Радуга – это оптическое явление, возникающее в атмосфере и имеющее вид разноцветной дуги на небесном своде. Наблюдается она в тех случаях, когда солнечные лучи освещают завесу дождя, расположенную на противоположной Солнцу стороне неба.
Венцами называются цветные кольца, непосредственно прилегающие к небесным светилам (Солнцу, Луне).
Гало наблюдаются благодаря преломлению и отражению света ледяными кристаллами перистых облаков. Гало горизонтальный круг, касательные дуги и ложные солнца и луны.
34)Дымка,туман,мгла.
В воздухе часто имеются замутнения в рез-те наличия в нем мелких зачаточных продуктов конденсации.Эти аэрозольные примеси рассеивают проходящии свет и ухудшают видимость.Если помутнение воздуха не велико оно наз.ДЫМКА-набл.у земн.поверх.она ослабляет краски ландшафта,уменьшает дальность видимости до неск.км.Если в воздухе есть крупные продукты конденсации,а их концент.у земн.поверх.велика-ТУМАН-уменьшает видимость до десятков м. При положит.t туман состоит из капелек,при t около 10*С он состоит из капелек и кристл.льда.При более низких t туман становится целиком кристаллическим.Если сильное помутнение воздуха вызвано не продуктами конд.,а сод.в воздухе большого кол-ва тв.колойдных частиц,то наз. МГЛА- набл. часто в рез-те эрозии почв,пыльных бурь.В нект. Городах набл.дымный туман наз.СМОГ,т.е туман смешан с дымом и выхлопными газами.
Условия образования туманов.
Туманы возникают в случае когда у земн.поверх.созд-тся благоприятные условия для конденсации водяного пара(в городах туманы чаще т.к аэрозолей больше в городе).В завис-ти от причин образования выдел.2 типа.
А)Туманы охлаждения.Охл.воздуха у земн.поверх.может происходить по разным причинам и при разных условиях.+Воздух может перемещатся с более теплой подстил.поверхности на более холодную и охлаждаться в следствии этого.Такие туманы наз.Адвективные.+ Воздух может охл.п.ч сама подст.поверх.охлаждается под ним радиационным путем,они наз.Радиационные.+Одноврем.могут дейст.все 2 причины,такие туманы наз.Адвективно-радиац-е.
Адвективные туманы возникают на суше чаще всего осенью и зимой,а над морем весной и летом.Часто в них происходит коагуляция(объединение частиц дисперсной фазы)капелек и они принимают моросящии хар-р.
Радиац-е туманы бывают 2 типов:
-поземные-набл.только над сушей в ясные и тихии ночи,возникает в низинах.
-высокие радиац-е туманы,возн.над морем и сушей в устойчивых антицикл.и только в хол.время года.
Б)Туманы испарения-возн.осенью и зимой в хол.воздухе над более теплой,открытой водой.Над сушей эти туманы появл.вечером или ночью над реками и озерами.
Геогр-е распред-е туманов.
Особенно часто туманы в арктике,среднее годовое число дней с туманами там сост.80 дней.Причиной явл.перенос тепл.возд.масс над хол.поверхность и перемещ.хол.воздуха со льда на открытую воду.В умерен.широтах сев.полуш.большим кол-м дней с туманами отличается Ньюфаундленд(остров у Сев.Амер.)кол-во дней более 85,туманы здесь связанны с переносом воздуха с тепл.вод Гольфстрима на хол.воды Лабрадорского течения.В субтроп.широтах Южн.полуш. большое кол-во дней с туманами набл. в рай-х прибрежных пустынь Юж.Африки и прибреж.пустыни Юж.Амер.здесь теплый воздух попадает на хл.течения.Мало туманов во внутр-х частях материков особ.в пустынях т.к сод.водяного пара низкое,а t высокая.
35)Образование осадков,конденсация и коагуляция.
Атмосферные осадки вода в жидком или твердом состоянии, выпадающая из облаков или осаждающаяся из воздуха на земную поверхность. Характеристикой увлажнения территории служит коэффициент увлажнения отношением годового количества осадков и испаряемости за тот же период.
Осадки различают по характеру выпадения, по происхождению, по физическому состоянию, сезонам выпадения.
По характеру выпадения осадки бывают:+ Ливневые - интенсивные, непродолжительные, захватывают небольшую площадь. +Обложные - средней интенсивности, равномерные, длительные (могут продолжаться сутками, захватывая большие территории). +Моросящие- мелкокапельные осадки, выпадающие на незначительной территории.
По форме:
А)Дождь-жидкие осадки,диам.капель 0,5-6мм.В ливневых дождях величина кпель больше чем в облажных.При отриц.t дождь выпадает в переохл.виде и при соприкосн.с поверх.покрывает ее ледяной коркой.
Б)Морось-состоит из капель,диаметром 0,05-0,5мм,хар-ся низкой скоростью выпадения.Легко переносится ветром в гориз-м направлении.
В)Снег-сост.из сложных ледяных кристаллов,форма разнообр.зависит от усл.образования.Основная форма-6лучевая звезда.Снежинки при выпадении могут слипаться образую хлопья.
Г)Снежная/ледяная крупа-осадки сост.из ледяных и сильно азерненых снежинок диаметр.более 1мм.Выпадают из слоисто-дождевых и слоисто-кучевых обл.при t близкой к 0*С.Часто выпадают осенью и весной.
Д)Снежные зерна-выпад.из слоистых облаков зимой вместо мороси.Предст.собой крупинки диам.менее 1мм.
Е)Ледяные иглы-снежинки в виде шестиугольных призм без разветвлений.Выпадают из облаков нижнего и среднего яруса,при низких,зимних t.При сильных морозах они могут возникать вблизи земн.поверх.
Ж)Ледяной дождь-прозрачные,ледяные шарики,диам.1-3мм,и предст.собой замерзшие в воздухе капли дождя.При попадении на предметы покрывают их ледяной коркой.Их выпадение говорит о наличии инверсии t,где то над Землей есть слой воздуха с положит.t в кт.выпадающие сверху кристаллы растаяли,а под ним находится слой хол.воздуха,где они вновь замерзают.
З)Град-более/менее крупные кусочки льда,диамет. до 10см,выпадают летом,из кучево-дождевых облаков и совместно с ливневыми осадками.Размер градин говорит,что они в течении жизни неоднократно двигались вверх/вниз токами конвекции ,и по пути наращивали свои размер путем столкновения с каплями воды.
Искуственное осаждение облаков-выпадение осадков связанно с мощностью и водоносностью облаков,а так же с достижением облаком уровня оледененья. В облаках часто рассеивают твердую углекислоту с очень низкой t-это вызывает замерзание капелек,возникают зародыши ледяных ядер,это приводит к выпадению осадков.Помимо углек-ты в облака часто вводят пары йодистого серебра кт.охлаждаясь образуют в воздухе микроскопические кристаллы,кт.служат ядрами конденсации.
Конденсация водяного пара в атмосфере, переход водяного пара, содержащегося в воздухе, в жидкое состояние (капли)
Коагуляция- объединение мелких частиц дисперсных систем в более крупные под влиянием сил сцепления. Коагуляция ведёт к выпадению из коллоидного раствора хлопьевидного осадка. Коагуляция естественный, самопроизвольный процесс расслаивания коллоидного раствора на твёрдую фазу и дисперсионную среду
36)Электричество облаков и осадков.
Капли облаков и туманов,тв.элементы в них чаще всего электрически заряженны.Дожди чаще выпад.на Земн.поверх. с положител.зарядами.Развитие кучево-дождевых облаков и выпадение из них осадков связанно с мощными проявлениями атмосферного электр-ва,образуются электрические заряды м/д облаком и землей или м/д облаками.Эти заряды наз.МОЛНИЯМИ,Сопровождающии звук-ГРОМ,а весь процесс сопровождается шквалами(усиление ветра)и все вместе образует ГРОЗУ.По происхождению:+Внутримассовые-связанны с развитием мощной конвеции(перенос теплоты в жидкостях, газах потоками вещества)+Фронтальные-связанны с фронтами,где тепл.воздух вытясняется вверх по клину хол.воздуха.
Грозы особ.часто над сушей в троп.шир.,здесь есть рай-ны в кт.число дней с грозами превышает 100-150.Над океанами в этой же зоне дней с грозами меньше20-30дней.В субтроп.шир.-преобл.повышен.давление(суша-20-50,море5-15дней).В умер.шир.(суша 10-30,море 5-10).В полярн.шир.очень редко.
Необходимым усл-м образ.грозы явл.возникновение очень больших разностей электрич-го потенциала м/lоблаками и землей или м/д облаками.Это возможно при сильной электролизации облаков.Облачные элементы получают заряды разного знака,заряды одного знака накапливаются в одной части,а другого в другой.В кучево-дожд.обл.этот процесс очень интенсивный.
Молния состоит из неск.последовательных разрядов/импульсов кт. Идут по одному пути наз.канал молнии(он извилистый т.к.разряды проходят по пути наименьшего элект-го сопротивления).Канал виден п.ч.воздух в нем раскаляется до свечения.При разрядах м/д облаками и землей к земле переносится преемущест.отрицат.элект-во.
Шаровая молния светящийся плавающий в воздухе огненный шар, уникально редкое природное явление. Единой физической теории возникновения и протекания этого явления к настоящему времени не представлено, шаровая молния явление электрического происхождения, естественной природы, то есть представляет собой особого вида молнию, существующую продолжительное время и имеющую форму шара.
Огни святого Э
·льма- разряд в форме светящихся пучков или кисточек, возникающий на острых концах высоких предметов (башни, мачты, острые вершины скал)при большой напряжённости элект-го поля в атмосфере. Они образуются в моменты, когда напряжённость элект-го поля в атмосфере очень велика, что чаще всего бывает во время грозы или при её приближении, и зимой во время метелей.
Роса
· мелкие капли влаги, оседающие на растениях, почве при наступлении утренней или вечерней прохлады Из-за охлаждения воздуха водяной пар конденсируется на объектах вблизи земли и превращается в капли воды. Это происходит обычно ночью. В пустынных регионах роса является важным источником влаги для растительности.
И
·ней вид твёрдых атмосферных осадков. Представляет собой тонкий слой кристаллического водного льда различной мощности, нарастающего на поверхности земли и наземных предметах при отрицательной температуре почвы, малооблачном небе и слабом ветре.
Мо
·рось вид атмосферных осадков, мелкий дождь. Морось представляет собой жидкие атмосферные осадки в виде мелких капель диаметром не более 0,5 мм, очень медленно выпадающих из слоистых и слоисто-кучевых облаков или тумана.
Твердый налет-белый налет из мелких ледяных кристалликов, образующийся вследствие сублимации водяного пара на холодных поверхностях (камнях, каменных стенах, колоннах и т. д.), преимущественно с наветренной стороны. Возникает при ослаблении мороза, часто при оттепели, обычно в пасмурную погоду. Поверхности, на которых он возникает, предварительно· сильно охлаждены предшествующим: морозом и имеют отрицательную· температуру, более низкую, чем температура воздуха.
Жидкий налет -одна из форм наземных гидрометеоров: вода, выделяющаяся из воздуха на холодных вертикальных поверхностях каменных стенах, камнях, стволах деревьев преимущественно с наветренной стороны, чаще всего в пасмурную погоду или при тумане. Наблюдается при зимних оттепелях на поверхностях, которые холоднее воздуха.
Гололёд ( ожеледь) нарастающие атмосферные осадки в виде слоя плотного стекловидного льда на растениях, проводах, предметах, поверхности земли в результате сублимации водяного парана охлаждённых до 0*С и ниже поверхностях, намерзания частиц осадков (переохлаждённой мороси/дождя, ледяного дождя/крупы) при соприкосновении с поверхностью, имеющей отрицательную t.Наблюдается при температуре воздуха чаще всего от нуля до
·10°.
Обледенение самолёта, опасное явление, ухудшающее аэродинамические характеристики и лётные качества самолёта, его устойчивость и управляемость, увеличивающее лобовое сопротивление;
Обледенение самолета в полете возникает при столкновении самолёта с переохлажденными водяными каплями облаков и осадков и их последующем замерзании.
Характер льда,его форма, структура, интенсивность образования определяются размерами и концентрацией капель, процессами теплообмена обледеневающей поверхности. Чем мельче капли и чем ниже скорость полёта, тем легче капли увлекаются потоком воздуха, обтекающего самолёт, и, следовательно, тем меньшая их доля сталкивается с самолётом. С увеличением скорости полёта растет нагрев поверхности самолёта, что приводит к росту испарения льда с неё при наличии обледенения.
На земле обледен.сам. возможно в результате намерзания на поверхности самолёта переохлажденного дождя или мокрого снега, поэтому самолёт обычно зачехляют во время стоянки.
37)Влагооборот.Хар-ка режима осадков.
Влагооборот-непрерывный процесс перемещения воды в географической оболочке Земли, сопровождающийся её фазовыми преобразованиями. Слагается из испарения воды,переноса водяного пара на расстояние, его конденсации, выпадения облаков, просачивания выпавшей воды инфильтрации и стока.
Хар-ка режима осадков-измерение осадков происходит на метеорол-х станциях кт.наз.осадкомеры.Сущ. самопищушиеся приборы наз.плювиограф-он непрерывно регестр.прирост осадков.Для хар-ки климата подсчит.многолетнее среднее кол-во осадков.
Суточный ход-на суше различают 2 основных типа:+Континентальный-мах осадков после полудня и слабый второй мах рано утром.Min после полуночи,второй min перед полуднем.+Береговой тип-единст.махночью/утром,minв после полуденные часы.
Годовой ход.Экваториальный-два дождливых сезона,кт.разделены сухими сезонами,дождл.сезоны после равноденствии,а min на лето сев.полушария.Тропический-набл.мах осадков-летнии(4 месяца).Тропич-х муссонов(Индия)-один мах летем,а min зимой.Средиземноморскии-мах зима/осень,лето сухое т.к.влияет субтропич-й антицикл.Влажные и сухие сезоны длятся по пол года.(Калифорния,Юг Африки).Внутриматериковый тип умер-х широт мах летом,min зимой,т.к.зимой влияние антициклона.Морской тип умерен-х широт-в зап.частях материков умер-х широт циклоны чаще бывают зимой п.э.преобл.зимнии осадки.Муссоный тип умер-х широт-хар-н для востока Азии(мах летом,min зимой).Полярный тип-над материками хар-ся летнем мах осадков т.к влагосодержание летом больше чем зимой.
Степень неравномерности в годовом распределении осадков характеризуется показателем неравномерности (периодичности)-где в числителе стоит сумма абсолютных величин разностей между количеством осадков каждого месяца и 1/12 годовой суммы осадков. Чем больше отличаются друг от друга месячные суммы, тем больше неравномерность.
Индекс увлажнение суши-соотношение между количеством осадков атмосферных, выпадающих в данной местности, и испаряемостью.
Продолжительность дождя обычно определяется в минутах и фиксируется лентами самопишущих приборов.
Дожди различной интенсивности (или силы) имеют различную повторяемость. Дожди большой интенсивности повторяются реже, дожди малой интенсивности, но большей продолжительности, повторяются чаще.
Распределение/продолжительность осадков.Внутри тропиков при высоких t влагосодержание велико в воздухе может развиваться сильна конвекция,кол-во осадков >1000мм/год,на суше они больше чем над морем.Наибольш.кол-во осадков выпадает во внутритропической зоне конвергенции(3-4тыс.).Особенно богата осадками средняя Америка,бассеин Амазонки.В субтроп-х обл.высокого атмосф.давления облачность маленькая,кол-во осадков 300мм/год.От субтропиков к умер.шир.кол-во осадков возрастает т.к в умер.шир.хорошо развита циклонич.деят.Наибольшие осадки хар-ны для горных районов(Альпы,Шотландия).
38)Засухи.Водный баланс на Земном шаре.
Засуха,-длительный и значительный недостаток осадков, чаще при повышенной температуре и пониженной влажности воздуха, в результате которого иссякают запасы влаги в почве, что ведёт к снижению или гибели урожая. Начало обычно связано с установлением антициклона. Обилие солнечного тепла и сухость воздуха создают повышенную испаряемость и запасы почвенной влаги без пополнения их дождями истощаются. Засушливый климат характерен для юго-западных и центральных частей Казахстана, среднеазиатских республик (за исключением высокогорных районов)
Для борьбы применяют комплекс агротехнических и мелиоративных мероприятий, направленных на усиление водопоглощающих и водоудерживающих свойств почвы, на задержание снега на полях,так же эффективна основная глубокая вспашка.
Водный баланс-количественная харак-ка всех форм прихода и расхода воды в атмосфере, на земном шаре и его отдельных участках.Является количественным выражением круговорота воды на Земле.
Вод.бал.суши харак-ся основной зависимостью: количество атмосферных осадков, выпадающих на данной территории, равно сумме испарения, стока и накопления воды в верхних слоях литосферы.
Если рассматривать Вод бал.для всей земной поверхности в целом, так же как и для всей атмосферы, то годовая сумма осадков равна величине испарения, которая соответствует, по современным данным, приблизительно 100 см/год.
39)Снежный покров и его хар-ки.Климатическое значение снежного покрова.Метели.
Сне
·жный покро
·в слой снега на поверхности Земли, образовавшийся в результате снегопадов и метелей.Снежный покров обладает малой плотностью, возрастающей со временем, особенно весной.
Физ.свойства:1)Отражательная способность (альбедо)его колеблется от 8090% у свежевыпавшего снега до 3040% у старого снега в период таяния. 2) малой плотности (0,050,1 г/см3 у свежевыпавшего снега, 0,30,4 г/см3 у сухого снега в конце зимы, 0,50,6 г/см3 у многолетнего снега на ледниках).3)велика его теплопроводность. Так же хар-ся слоистостью и зернистостью. Слоистость образуется в результате перерывов в отложении снега, когда происходит загрязнение поверхности и формирование на ней корок и наста. Зернистость возникает вследствие процессов перекристаллизации снежной толщи превращения пластинчатых и столбчатых снежинок в бесформенные зёрна разной величины.
Различают:+временный снежный покров, стаивающий за несколько часов или дней после образования;+устойчивый снежный покров, сохраняющийся в течение всей зимы или с небольшими перерывами.
Снежн.покров оказывает сильное влияние на климат, рельеф, гидрологические и почвообразовательные процессы, жизнь растений и животных.Он предохраняет почву от глубокого промерзания и сохраняет озимые посевы, поглощает азотистые соединения, удобряя тем самым почву, адсорбирует атмосферную пыль, охлаждает приземные слои воздуха. Он питает все ледники и многие реки во время таяния,талые воды являются основным источником питания рек равнин Восточной Европы, Сибири, сев.части Сев. Америки.
Метель- снегопад с переносом ветром снега над землёй.В метели может участвовать как снег, лежащий на земле, так и снег, который падает с облаков.
Перед метелью или после неё (при ослаблении ветра), когда поднятые в воздух частицы снега переносятся ветром на большое расстояние, может наблюдаться снежная мгла.
Интенсивность метели зависит от скорости и турбулентности снеговетрового потока, интенсивности снегопада, формы и размеров частиц снега, температуры и влажности воздуха.
Виды: Позёмок перенос снега ветром с поверхности снежного покрова в слое высотой 0.5-2 м, не приводящий к заметному ухудшению видимости. Низовая метель перенос снега ветром с поверхности снежного покрова в слое высотой несколько метров с атмосферы, достаточно развитый по вертикали, так что невозможно определить состояние неба (количество и форму облаков) и невозможно установить, выпадает ли снег из облаков или переносится только снег, поднятый с поверхности снежного покрова.
Процессы в метелях:+формирование рельефа снежного покрова.+перенос пара и тепла в снежном покрове.+происх. метелевая электризация снега
40)Барическое поле.Изобарическая поверхность.Изобары.
Барическое поле-распеделение атмосф.давления в пространстве.В каждой точке атмосферы оно хар-ся числовым значением,выраженным в гектопаскалях или миллибарах.
Изобарическая поверхность-поверх.в каждой точке кт.одно и тоже давление.На уровне моря наход.изобар.повер.со значением 1000гектопаскалей.Расположение изобар.поверх зависит от того,что на уровне моря+давление в каждый момент времени в разных местах различно.+средняя t воздуха в разл.местах различна.
В рез-те непрерывного движения атм-е давление постоянно перераспределяется на всем Земн.шаре=изобар-я повер.меняется.Барическое поле принято изобр.на уровне моря с помощ.линий равного давления(изобары).На карте изобар есть обл повыш.и понижен.давления(цикл. и антицик.).Изобары наход.в пост.движении-изобар.поверх.часто пересек-ся с Земн.поверхностью.
Карты барической топографии.-сост.для того,что бы следить за измен.барического поля,ежедневно,дважды сост.карты топографии изобар.повер.Сущ.2вида карт:
А)Карты абсол-й барич-й топографии-карта топографии данной поверхности по отношению к уровню моря.На такую карту наносится высота опред.изоб.повер-ти над уровнем моря на разных станциях.Точки с равными высотами соед.линиями=изогипсы.В циклонах изоб.повер.прогнуты в виде воронок(снижаясь от переф.к центру),а в антицикл.они имеют форму купола(к переф.значение уменьш.)
Б)Карты относит.барич.топографии-карты топографии данной поверх.по отношен.к другой,лежащии ниже изобар.поверхности.Линии=изогипсы.Высота одной изобар.повер.над другой зависит от средней t между ними.По расп.на карте относит.высот(изогипс)можно судить о распред.t(чем больше высота,тем выше t слоя).
Барические системы:Ложбина-полоса пониж.давлления,изобары близки к прямым линиям,либо в виде v,центра нет,но есть ось на кт.давление имеет min значение.Гребень-полоса повышен.давления м/ддвумя обл.понижен.давления,изобары-паррал.прямые либо «и».Имеют вид желобов,обращ.выпуклостью вверх,так же есть ось.Седловина-участок барич.поля м/д двумя циклонами(ложбинами)и двумя антицикл(гребнями)распол.крест на крест,точка в середине наз.центром седловины.
Измен.бар.поля с высотой.Изотермы в цикл.и антицик.имеют не семетричное распред.t,так в вост.части циклона ветра направл.из низких широт(ближе к экватору)где t выше.В зап.части ветра направ.из выс.широт где t ниже.Внект.случаях t в обл.цикл.и антиц.распред.достаточно равномерно и тогда изобары остаются замкнутыми и не разрываются.
41.Колебания давления во времени, непериодические изменения и суточный ход: Атмосферное давление в каждой точке земной поверхности и (или) в любой точке свободной атмосферы все время меняется, т.е. либо растет, либо падает. Эти изменения имеют сложный характер, так как слагаются из периодической составляющей – суточного хода, и непериодических изменений. В умеренных и высоких широтах непериодические изменения выражены значительно сильнее и затушевывают суточный ход, В тропических широтах ярче выражен суточный ход давления, а непериодические изменения давления малы в сравнении с такими же изменениями в умеренных и высоких широтах. В умеренных широтах иногда давление за одни сутки в данном пункте меняется на 20–30 гПа. Даже за 3 ч давление может изменяться на 5 гПа и больше. Периодические изменения давления определяются его суточным ходом. Кривая суточного колебания давления имеет два максимума и два минимума. Максимальные знамения наблюдаются перед полуднем и перед полуночью (около 9–10 и 21–22 ч по местному времени), а минимальные - рано утром и после полудня (около 3–4 и 15–16 ч). Суточный ход давления определяется: суточным ходом температуры воздуха; собственными упругими колебаниями атмосферы, возбуждаемыми суточными колебаниями температуры; приливными волнами в атмосфере, усиливаемыми резонансом с ее собственными колебаниями. Междусуточная изменчивость давления: Общую характеристику непериодических изменений давления дает такой показатель, как междусуточная изменчивость давления – это среднее многолетнее изменение давления за сутки, взятое за определенный срок наблюдений, например за утренний, независимо от знака изменения, т.е. независимо от того, растет давление или падает. Иными словами, междусуточной изменчивостью давления называют среднее многолетнее из суточных разностей давления, взятых по абсолютной величине. У земной поверхности в умеренных широтах средняя междусуточная изменчивость давления 3–10 гПа; больше всего она в северных частях океанов. Зимой, когда циклоническая деятельность развита сильнее, изменчивость больше, чем летом. В тропиках междусуточная изменчивость давления равна лишь десятым долям гектопаскаля т.е. значительно меньше размаха суточного хода. Годовой ход, месячные и годовые аномалии давления: Области низкого давления (циклоны) испытывают определенные изменения положения в течение года. Над океанами умеренных широт[ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] зимой глубже, чем летом. Над материками зимой преобладают области высокого давления (антициклоны), а летом – области пониженного давления (циклоны).Над субтропическими частями океанов круглый год преобладают антициклоны, но в северном полушарии они сильнее выражены в июле, а в южном – в январе.В экваториальных широтах круглый год преобладают области низкого давления.Над Арктикой давление повышенное, но антициклон формируется только над Гренландией. Над Антарктидой находится устойчивый барический максимум.Типы годового хода давления разнообразны. Наиболее прост он над материками, где максимум приходится на зиму и минимум на лето, а годовая амплитуда растет с удалением от океанов.В высоких широтах океанов максимум наблюдается ранним летом, а минимум зимой. В средних широтах над океанами нередок двойной ход давления – с максимумами летом и зимой и с минимумами весной и осенью, причем амплитуда невелика. В тропических широтах над океаном годовой ход давления выражен слабо.
42.Зональность в распределении давления: Причина зональности давления - зональность в распределении температуры. Зональное распределение давления наиболее отчетливо проявляется в свободной атмосфере, вне слоя трения. Как известно, распределение давления повторяет распределение температуры.. У земной поверхности и в нижней тропосфере (в слое трения) зональное распределение давления сложнее, что связано с распределением суши и моря. По обе стороны экватора имеется зона с пониженным давлением. В этой зоне в январе между 150с.ш. и 250 ю.ш., а в июле между 350 с. ш. и 50 ю.ш. давление ниже 1013 гПа. При этом параллель с самым низким давлением приходится в январе на 5-100 ю.ш., а в июле - на 150 с.ш. Эта зона экваториальной депрессии, распространяющаяся больше на летнее полушарие.В направлении высоких широт от этой зоны давление в каждом полушарии растет, и максимальное значение давления наблюдается в январе под 30-320 северной и южной широты, а в июле - под 33-370 с. ш. и 26-300 ю.ш. Это две субтропические зоны повышенного давления, которые от января к июлю несколько смещаются к северу, а от июля к январю – к югу. Средние значения давления в этой зоне 1018-1019 гПа. От субтропиков к еще более высоким широтам давление падает. Под 70-750 с.ш. и под 60-650ю.ш. наблюдается минимальное давление в двух субполярных зонах низкого давления, а еще дальше по направлению к полюсам давление снова растет. Средние годовые значения давления на уровне моря в высоких широтах составляют 1012 гПа в северном полушарии и 989 гПа - в южном. У полюсов давление снова растет и составляет 1014 гПа близ северного полюса и 991 гПа близ южного. Приведенные данные о положении широтных зон низкого и высокого давления свидетельствуют о различиях в их положении между полушариями. Так, зимой и летом ось субтропической зоны повышенного давления в южном полушарии расположена на 50 ближе к экватору, чем в северном полушарии. От субтропической зоны повышенного давления спад давления в полярной ложбине происходит быстрее в южном полушарии, чем в северном, и по средним широтным значениям приземного давления южная полярная ложбина выражена резче, чем северная. Образование зон высокого давления в субтропиках и зон низкого давления в субполярных широтах объясняют особенностями циклонической деятельности. Так, антициклоны, возникающие в умеренном поясе при общем западном переносе, при своем перемещении смещаются к более низким широтам и там усиливаются, создавая зону повышенного давления. Циклоны же, наоборот, при своем движении в тех же средних широтах смещаются в более высокие широты, образуя субполярную зону низкого давления. Среднее распределение давления у земной пов-ти в январе и июле: На средних месячных картах распределения давления и воздушных течений на земном шаре в январе и июле обнаруживаются важные различия. В сев.полуш.в январе над теплыми водами сев. частей Атлант.и Тих. океанов ясно выражены области низкого давления, а над охлажденными материками (Сев. Ам., Европой и особенно Азией) области высокого давления. Изобары как бы оконтуривают материки. Так называемый субтропический пояс высокого давления в действительности имеет неправильную форму. Если над океанами полоса высокого давления находится между широтами 20° и 40°, то над сушей центр области высокого давления располагается над Центральной Азией между 40° и 60° с. ш. При этом давление в центре достигает 1035 мб. Такое распределение среднего давления в январе указывает на ту значительную роль, которую наряду с циклонической и антициклонической деят-тью играет охлаждение материков, а соответственно и масс воздуха, протекающих над ними зимой. Области низкого давления на севере Атлант. океана с большими градиентами давления в январе указывают на часто наблюдающуюся здесь циклоническую деятельность. Она сопровождается штормами и типична для зимы в районах Ньюфаундленда, Исландии, Норвежского моря и Кольского полуострова. В юж. полуш., где в январе разгар лета, наоборот, над прогретыми материками Юж.Ам., юга Аф. и Австралии давление понижено, а над относительно холодными океанами повышено. В связи с этим субтропический пояс повышенного давления с присущей ему спокойной погодой в нескольких местах разорван. Южнее 40° ю. ш. над океанами лежит полоса пониженного давления с характерной для нее циклонической деятельностью, с сильными ветрами и жестокими штормами. И наконец, над Антарктикой располагается область сравнительно повышенного давления с очень низкими температурами воздуха. В июле изобары также в общих чертах оконтуривают материки, однако в сев.полуш. над прогретыми материками наблюдается пониженное давление. Особенно отчетливо вырисовывается огромная область пониженного давления (1000 мб) над Евразией, ее центр расположен над югом Азии. В связи с этим субтропич.пояс высокого давления на материках разорван. Он имеет вид обособленных областей высокого давления над океанами с давлением 1027 и 1024 мб. Такое различие в распределении среднего давления в северном полушарии летом и зимой объясняется большими размерами материков, которые летом, нагреваясь быстрее, чем океаны, обусловливают характер распределения давления и существенно влияют на атмосферные процессы. В южном полушарии, где материки занимают незначительную площадь, различие в распределении давления летом и зимой небольшое. Летом в северном полушарии по сравнению с зимой градиенты температуры и давления уменьшаются, ветры ослабевают. Циклонов и штормовых ветров на севере Атлантики и Тихого океана становится меньше. В областях субтропических антициклонов надолго устанавливается штилевая погода. Распределение давления в высоких слоях атмосферы: Поскольку температура в тропосфере в среднем падает от низких широт к высоким, то и меридиональный барический градиент направлен, начиная с высоты 4-5 км, от низких широт к высоким. В связи с этим изобарическая поверхность в 300 гПа проходит зимой над экватором на высоте около 9700 м, над северным полюсом на высоте около 8400 м, над южным - на высоте 8100 м. Самое высокое давление в верхней тропосфере наблюдается не над экватором, а в сравнительно узкой области вблизи экватора, и барический градиент в верхней тропосфере направлен к экватору Среднее давление на земном шаре: Атмосферное давление, равное давлению столба ртути высотой 760 мм при температуре 0 °C, называется нормальным атмосферным давлением. 
43.Силы,действующие в атмосфере- сила тяжести,сила горизонт.барического градиента, отклоняющая сила вращения Земли: сила тяжести представляет собой векторную сумму двух сил: силы земного притяжения, направленной к центру Земли, и центробежной силы, возникающая из-за вращения Земли вокруг своей оси и направленная по радиусу круга широты, проходящей через рассматриваемую точку. Сила горизонтального барического градиента есть равнодействующая сил давления, действующая в горизонтальном направлении. Это единственная сила, которая приводит воздух в движение и увеличивает его скорость. В повседневной жизни мы замечаем вращение Земли только по смене дня и ночи. Между тем вращение земного шара вокруг своей оси оказывает отклоняющее действие на все движущиеся тела. Наиболее велика она на полюсе, где меридианы за сутки совершают полный оборот на 360°. Чем ближе к экватору, тем меньше отклоняющая сила. В южном полушарии отклоняющая сила действует влево, а не вправо. Под влиянием отклоняющей силы воздушный поток движется вдоль изобар. Связь ветра с изменениями давления: С высотой структура поля давления приближается к структуре поля t. Уже на высотах 34 км поле давления больше сходно с полем t, чем с полем давления у пов-ти земли. Области холода в тропосфере совмещаются с областями низкого давления, т. е. с высокими циклонами, а области тепла совмещаются с областями высокого давления, т. е. с высокими антициклонами. В соответствии с приближением на верхних уровнях структуры поля давления к структуре поля t направление и скорость ветра с высотой изменяются. Эти изменения связаны с особенностями распределения температуры на высотах. В теплом воздухе на высотах давление относительно повышенное а в холодном пониженное. Следовательно, если у поверхности земли м/д двумя пунктами давление одинаковое, а t разная, то на нект высоте возникает градиент давления, направленный из области, занятой теплым воздухом. Чем больше разность t м/д возд. массами, тем больше градиент давления, а следовательно, U ветра.  Изменение ветра с высотой определяется величиной и направлением горизонтального градиента средней температуры слоя между двумя заданными высотами. Поэтому градиент давления у поверхности земли с высотой меняется и приближается к горизонтальному градиенту температуры в свободной атмосфере, а на высотах изобары приближаются к изотермам.
44.Фронты в атмосфере: Фронт-граница м/д двумя возд.массами.Прелст.собой узкую полосу(переходную зону)кт.хар-ся резким изменением метео.элементов(t,влажность,давление)при переходе из одной возд.массы в другую. Фронт начинается от поверхности Земли и заканчивается в тропопаузе.Зону фронта можно рассмотреть как поверхность м/д двумя воз.массами распологающимися так,что хол.воздух находится над теплым в виде клина. Типы фронтов: В зависимости от значимости фронта в общей циркуляции атмосферы различают:А)Главные фронты-разделяют основные возд.массы различного геогр.происхождения. Главные фронты имеют большое гориз-е протяжение и хар-ся высоко разностью t в тепл.и хол.воздухе +Арктическии-разделяет аркт.возд.массы от возд.масс умерен.широт.+Полярный-раздел.возд.умер.широт от возд.троп.широт.+Тропич.-раздел.троп.возд.массы от экватор. Б)Вторичные фронты-разделяют две части одной и той же возд.массы.Преемущественно в нижних слоях атмосф.И в зав-ти от направления перемещения тепл.и хол.масс воздуха делятся на +теплые и+холодные.В)Малоподвижные(стационарные)-те кт.мало изменяют свое положение. 1.1)Теплый фронт.Если фронт движется так,что хол.воздух отступает,уступая место тепл.воздуху,то такой фронт наз.теплым(вызывает потепление).Скорость перемещения зависит от скорости отступления хол.воздуха.Скорость вертикального подъема вдоль фрон-й поверхности сост=10см/сек.По мере подъема происходит адиабат(без обмена с окр.средой)охлаждение тепл.воздуха и конденсация наход.в нем теплого пара.В рез-те этого образ.типичная для теплого фронта облачность(перистые,пер-слоистые,высоко-слоистые,слои-дожд.)Нижнее основание облаков совпадает с фронтальной поверхностью. 1.2)Хол.фронт-фронт движущийся в сторону теплого воздуха,его приход вызывает похолодание,могут выпадать ливневые осадки.Хол.фронт первого порядка-медленнодвижущийся,тепл.воздух медленно восходит вверх по клину хол.воздуха-над фрон.поверхностью образ. Слоисто дожевые облака,затем высоко слоистые и перисто-слоистые.Осадки начинаются у самой линии фронта и набл.после того как фронт уже ушел.Иногда могут становится на время неподвижными,а затем менять свое движение(становится теплыми).Хол.фронт второго порядка-движется быстро,имеет крутой профиль в нижнем слое п.э.в начале клина хол.возд.господствуют нисходящие движения.Быстрое движение хол.фронта приводит к очень сильному вытяснению хол.воздуха и обр.кучево-дождевых облаков.Облака вытягиваются вперед по напр.ветра,в их передней части появ перисто-слоистые,пер-куч.обл.У самой линии фронта кучево-дождевые обл.сопровождаются шквалистыми вихрями,грозами. 1.3)Фронт окклюзии –комплексные фронт предст.сочетание теп.и хол.Образование такого фронта происходит в процессе поглащения(окклюзии)когда быстро движ-ся хол.фронт в тыловой части циклона нагоняет тепл.фронт(теплая окклюзия).А если тыловой клин хол.воздуха имеет более низкую чем хол.возд.переднего клина набл.холодная окклюзия. Фронты и струйные течения: встреча теплого и холодного течений создает скачок в распределении t и плотности. Скачок плотности нарушает внутреннее изостатическое равновесие водных масс. Для его восстановления уровень холодных вод должен понизиться, а теплых повыситься. Возникает сброс и наклон уровня. Наклон уровня передаст в толщу воды градиент давления, и это ускоряет движение. Ускоренные течения продолжают обострять фронт, поставляя теплые воды с юга (Гольфстрим и Куросио) и холодные с севера (Лабрадорское и Курильское течения), обострение фронта продолжает ускорять течения. Взаимодействие стабилизируется под влиянием третьего процесса нарастающей диссипации энергии.
45.Масштабы атмосферных движений: Характерные размеры атмосферных движений. Можно выделить три их типа: макромасштабные (крупномасштабные) движения, связанные с общей циркуляцией атмосферы и циклонической деятельностью; мезомасштабные (средне-масштабные), связанные с такими системами, как, напр., бризы, грозовые возмущения; микромасштабные (мелкомасштабные), связанные с местными влияниями топографии и пр. в самом ограниченном масштабе и с мелкомасштабными вихрями. Зональность в распределении давления и ветра: Зональность циркуляции проявляется в преобладании меридиональных барических градиентов над широтными. Следовательно, преобладание широтных составляющих ветра. Над тропич. частями океанов, преобладание восточных составляющих направлений ветра выражено более интенсивно. Зап. Ветра преобладают в умеренных широтах южного полушария.Причина этой зональности зональность в распределении t и нект особенности самого механизма общей циркуляции атмосферы. Зональность циркуляции атмосферы проявляется в преобладании меридиональных барических градиентов над широтными, а стало быть, и в преобладании широтных составляющих ветра (восточной или западной) над меридиональными составляющими. Степень преобладания зональных составляющих над меридиональными может быть различной. Над тропическими океанами преобладание восточных составляющих в переносе воздуха в нижней части тропосферы выражено очень резко и легко различимо даже на отдельных синоптических картах, т.е. в отдельные дни. В общем, меридиональные составляющие в тропиках, по крайней мере, в 10 раз меньше зональных. Хорошо выражено и преобладание западных ветров в умеренной зоне южного полушария. В то же время во многих районах умеренных широт северного полушария ветер часто и сильно меняется по направлению, и преобладание западного переноса можно подметить только из статистического анализа большого материала наблюдений. Меридиональные составляющие общей циркуляции: Они в переносе воздуха способствуют обмену воздуха м/д различными широтами Земли. В умер. широтах сев. полуш. в нижней тропосфере преобладают юж. составляющие, а в верхн. - сев. U движения воздуха в них невелика. Образно в каждом полушарии можно выделить замкнутые кольца циркуляции воздуха.В тропиках это кольцо называется ячейка ХЭДЛИ(=ГАДЛИЯ). В тропиках это перенос воздуха, внизу к экватору, затем его подъем над экватором перенос к субтропикам вверху, там его опускание и обратное движение к экватору. В умер. широтах им.второе кольцо циркуляции – ячейка Феррела. Существующий здесь в нижних слоях перенос воздуха от субтропиков к полярным широтам, затем его подъем и обратный перенос в верхних слоях к субтропикам, затем его опускание в субтропиках. На самом деле такое представление циркуляции воздуха условное. Замкнутых колец практически не существует. Географическое распределение давления: Там,где распред.давления в течении сезона обладает достаточ.устойчивостью и где оно резко меняется от сезона к сезону возникают внетроп.муссоны. Центры действия атмосферы: области высокого или низкого атмосферного давления на картах распределения давления по земному шару; статистический результат преобладания в том или ином районе антициклонов или циклонов. Различают постоянные и сезонные Ц. д. а. Географическое распределение давления в свободной атмосфере: Преобладающее направление ветра: Хорошо выражены С-В, Ю-В ветра в тропиках,над Антлант.,Тих.,Инд. океанами. Это пассаты, они хар-ся устойчивым переносом воздуха. В сев.полуш. преобладание ветров с запад.направляющей выражено в умер.широтах только над океанами. Над материками режим ветра изменчив. На юге, востоке Азии видны резкие изменения преобладающих направлений ветра от января к июлю. Это муссоны.
46.Циркуляция в тропиках: Следствием тропической циркуляции атмосферы является система сравнительно постоянных ветров у земной поверхности пассатов, тропических муссонов и тропических циклонов. Пассаты, погода пассатов: это устойчивые восточные ветры умеренной скорости (58 м/сек), дующие на обращенной к экватору стороне субтропической зоны высокого давления в каждом полушарии. Пассаты-это ветра субтропич. антициклонов. Они вытянуты по широте,поэтому на их обращенной к экватору переферии изобары проходят параллельно широтным кругам. В слоях близких к зем-ой пов-ти,где действует трение, ветер отклоняется от изобар в сторону низкого давления,поэтому в юж. переферии субтропич.антициклона юж. полуш. ю-в направление ветра, в сев.полуш. с-в направление. Погода пассатов – в ниж. слое пассатов воздух вследствие влияния трения течет с составляющей, направленной к экватору, на вост.переферии каждого субтропич. антициклона эта составляющая значит.усиливается,поэтому двигаясь все более на теплую пов-ть моря, пассатное течение приобретает неустойчивую стратификацию, развивается конвекция и образ-ся кучевые облака. Конвекция больших высот не достигает. На высоте 2000м есть задерживающий слой с инверсией t и облака не получают большого вертик.развития,принимают хар-р слоисто-кучевых, осадки не выпадают, или кратковременные и незначит. Антипассаты: Вертик.мощность пассатов увеличив. к экватор. Под 20 параллелью мощность их 2-4км. Вблизи экватора, особенно в летнем полуш., пассаты захватывают всю тропосферу,часть стратосферы. Там,где пассаты простир-ся не на всю тропосферу,ветры над ними им.запад.направление – антипассаты. Муссоны: это устойчивые сезонные режимы возд.течений с резким изм-ем преобладающего направления ветра от зимы к лету и наоборот. Наблюдаются,где циклоны и антициклоны обладают устойчивостью и резким сезонным преобладанием одних над другими. Весной и осенью устойчивость режима ветра нарушается,он не похож на муссонный. Тропические муссоны: хорошо выражены,набл. в тропиках, устойчивы. В Тих. и Атлант. океанах развиты мало,за искл.зап.части Тих. В Инд.океане набл. внутри тропиков. Над Азией хар-ся в В и Ю-В части, так зимний муссон называется северным или С-З, летний – южным или Ю-В. Тропические циклоны, их возникновение и перемещение, р-ны возникновения тропич. циклонов, погода в тропич. циклоне: Тропич. муссоны часто приводят к возникновению тропич. циклонов. Атмосф. возмущения могут часто возникать внутри тропиков, сначала перемещаются медленно с В на З, в нект.случаях U движения до 20м/с. Диаметр неск.десятков и сотен км. Эти возмущения со штормовыми или ураганными ветрами – тропич. шторм (18-33м/с). U ветра более 33м/с – тропич.ураган. Р-ны возникновения тропич.штормов и ураганов м/д 5 и 20 широты кажд.полуш. Возникает только над океаном, в случае попадания на сушу быстро затухает, т.к. подстилающая пов-ть. Max повторяемости летом и осенью, в Инд.океане – осень, весна. Для развития циклона необходима большая энергия нейстойчивсоти возд.масс, мощный подъем нагретого влажного воздуха над океаном явл. причиной возникновения троп.циклона. Он сначала перемещается с В на З,затем отклоняется к С-З,в случае попадания на материк сразу затухает. В случае,если циклон достигает широт 20-30 и остается над океаном, он огибает с З субтропич. антициклон, выходит из тропиков и меняет свое направление на С-В. U перемещения троп. циклонов=10-20км/ч,ветер в нем до 30м/с. Районы возникновения: Сев.полуш.: 1.Желтое море, Филлипинские о-ва, Тих.океан к В от них до 170в.д. Троп.циклоны здесь назыв. тайфуны, движ.на З и С-З,если достигают берегов Китая,быстро затухают, не достигают побережья и поворачивают на С-В и иногда доходят до Камчатки. 2.Тих.океан к зап.от Мексики. Возникает 6 троп.циклонов в год со штормовыми ветрами. 3.Тропики сев.части Атлантики, в особенности на 3 океана – Карибское море,р-н Антильских о-ов,Мексиканский залив. Их называют ураганы=10 за год. 4.Бенгальский залив. 4 циклона в год. 5.Аравийское море. 1-2 в год, весной и осенью. Юж.полуш.: 1.Тихий океан к В от Новой Гвинеи и сев.части Австралии. 7 циклонов за год. 1-2 достигают ураганной силы. 2.Инд.океан м/д Мадагаскаром и Маскаренскими о-ми. 7 за год. 3.Инд.океан м/д С-З побережьем Австр. и Кокосовыми о-ми. 2 за год,им название Вили-Вили. В целом,на земле возникают 70 троп.циклонов. Max на лето и осень данного полушар. Погода в троп.циклоне: Сформировавшийся троп.циклон представляет собой округлую, немного растянутую область пониженного давления. Диаметр до 1тыс.км. В центре давление падает(до 60 миллибар). U ветра=30-50м/с. Облачность представляет собой сплошное грозовое облако(кучево-дожд.),выпадает сильные ливневые осадки,набл.грозы. В центре циклона наход. небольшая зона диаметром десятки км.,кт освобождена от облаков и со слабым ветром,назыв.эта область глаз бури=глаз циклона. Сильные восходящие движения господствуют в большей части циклона. t повышена по сравнению с окр.атмосферой,т.к.процесс конденсации. В глазе бури набл. более высокие t,они связаны с нисходящим движ-м воздуха и устойчивой стратификацией атмосферы. При движении троп.циклон вызывает сильные волнения на море,высота волн=18м. Перейдя в умеренные широты,циклон расширяется по S, ветры слабеют. Внутритропическая зона конвергенции: Пассаты обоих полушарий разделены переходной зоной с сильными,иногда шквалистыми ветрами. В этой зоне происходит сходимость воздушных течений. Конвекция резко усилена, развивается до больших высот,облака мощные кучевые, кучево-дождевые, обильные осадки. Положение внутритроп.зоны конвергенции меняется изо дня в день,часто она обостряется в узкий троп.фронт,на кт пассат одного полуш.сменяется пассатом др.полуш.
47. Внетропическая циркуляция: Особенность – интенсивная циклоническая деятельность (постоянное возникновение, развитие, перемещение циклонов и антициклонов). В течении года возникают сотни циклонов, их вертикальная мощность меняется по мере развития, так в 1ое время циклон выражен в ниж.части тропосферы (в передней части,в связи с притоком воздуха из низ.широт, t повышена, а в тыловой понижена,т.к. происходит захват воздуха из высоких широт). Далее циклон становится высоким (t понижена в целом, t конктрасты сглаживаются). Иногда циклон затрагивает стратосферу. В дальнейшем развитии теплый воздух оттесняется вверх, подвергается радиационному выхолаживанию, затем t становятся равномерны, циклон затухает. Срок жизни неск.суток. Иногда циклоны объединяются, форм-я обширную область пониж-го давления, это центральный циклон. Возникают в сев.полуш. – сев.часть Атлант. и Тих.океанов. Перемещение внетропич.циклонов, погода в циклоне: Всегда движутся в направлении общего переноса воздуха (с з на в). Редко встречается аномальное движение ( с в на з). U=30-40км/ч. По мере старения циклона U уменьшается, по пути движения циклон меняет режим погоды – усиление и смена направления. Если циклон проходит ч/з данное место юж.частью, ветер меняется с Ю на Ю-З и С-З. Если сев.частью, то с Ю-В на В, С-В, С. В передней части циклона набл. ветра юж.составляющей, в тыловой – сев. Циклонические области хар-ся увеличением обласчности, осадками. В передней части осадки облажные, в тыловой – ливневые. Падение давления, 1ые облака – перистые, перисто-слоистые, высоко-слоистые, слоисто-дождевые. В тыловой части – кучевые, кучево-дождевые. Антициклоны: М/д циклонами возникают подвижные антициклоны, их U и размеры примерно такие же. Направление движения определяется направлением ведущего потока, преобладает составляющая, направленная к низким широтам, поэтому происходит накопление антициклонов в тропиках и субтропиках. Зимой накопление над Азией в умер.широтах. В антициклонах фронтов нет и сущ-т общая тенденция к нисходящему движению воздуха от периферии к центру. По мере развития антициклона мощные слои воздуха оседают в нем, это приводит к нагреванию и возникновению t инверсий. Погода малооблачная, сухая. В ниж.слоях в холодное время возможно возникновение туманов и низких слоистых облаков. Со временем t воздуха в тропосфере становится выше и антициклон будет явл. теплой областью тропосферы. Зимой при ясной погоде земля выхолаживается излучением, и над сушей антициклон – это холодная область. Типы атмосферной циркуляции во внетропических широтах: 1)Зональный. Господствует западный перенос воздуха. Высокое давление занимают низкие широты, низкое – высокие. Общий перенос с З на В, также движутся циклоны и антициклоны. 2)Меридиональный. Им. интенсивные высокие циклоны и антициклоны, кт. располагаются рядом, их называют блокирующие антициклоны, они простираются до больших высот, поэтому зап.перенос в тропосфере затруднен и в высоких слоях возд.течения приобретают меридиональное направление. В передних частях циклонов и в тыловых частях антициклонов возд.течения направлены из низких широт в высокие. В тыловых частях циклонов и в перед.частях антициклонов из высоких в низкие. Внетропические муссоны: Хорошо выражены на В Рф и С-В Китая. Зимой над вост.Азией держатся антициклоны, над морем – циклоны. Возд.течения над вост.окраиной Азии им.направление С или С-З – это зимний муссон. Летом над Азией пониженное давление, над морем повышено и напраление ветра Ю и Ю-В – летний муссон. Климатологические фронты: многолетние средние положения главных фронтов в разные сезоны. Постоянное расчленение барического поля Земли на циклоны и антициклоны приводит к тому, что и воздух тропосферы всегда расчленяется на воздушные массы, разделённые фронтами. Фронты возникают, перемещаются и размываются в связи с циклонической деятельностью.
48. Местные ветра: это ветра, хар-ые для данных геогр-х районов. Происхождение различно. Могут быть проявлением особенностей местной циркуляции (нп:бризы, горно-долинные). Могут представлять собой местные изменения течений общей циркуляции атмосферы под влиянием элементов рельефа (нп:фён, бора, суховей). Иногда местными ветрами называют сильные ветра, кт. явл. частью течений общей циркуляции (нп:серокко, самум, авганец). Бризы: это ветра у береговой линии морей и больших озер,кт им. суточную смену направления. Днем морской бриз дует на берег, ночью с берега на море. U=3-5м/с. Хорошо выражен при ясной погоде. Бризы связаны с суточным ходом t пов-ти суши, днем суша нагрета и t ее повер-ти выше, чем повер-ть моря. Создается барический градиент м/д сушей и морем. Барический градиент направлен в сторону моря и в верх.частях происходит отток воздуха с суши на море. Ночью суша охлаждается,становится холоднее моря, тогда внизу создается перенос воздуха с суши на море, а над этим переносом происходит обратный перенос с моря на сушу. Оч.сильный климат-й эффект производит морской бриз в районе Сан-Франциского залива. Горно-долинные ветра: это ветра,кт им.суточную периодичность. Днем ветер дует из горла долины вверх по долине,также по горным склонам. Ночью дует вниз по склонам и вниз по долине в сторону равнины (нп:Альпы, Кавказ). U=10м/с. Причины образования – днем склоны гор нагреты сильнее воздуха, поэтому воздух близкий к слону нагревается сильнее,чем воздух удаленный от склона. Устанавливается горизонтальный градиент t, кт направлен от склона в свободную атмосферу. Т.о. теплый воздух поднимается вверх по долине и склону,усиление облакообразования. Ночью при охлаждении склонов условия меняются на обратные и воздух стекает вниз. Ледниковые ветра: это ветер,дующий вниз по леднику в горах, не им. суточной периодичности. Надо льдом господствует инверсия t и холодный воздух стекает вниз со U=7м/с. Антарктида и Гренландия. Возникают стоковые ветра – перенос выхоложенного воздуха по наклону в сторону океана. Фён: теплый,сухой,порывистый ветер,кт дует с гор в долины. t значительно повышается, относит. влажность падает. Кавказ, Альпы, Крым, Гренландия. Возникает в горной системе,если воздушные течения пересекают хребет достаточной высоты, в рез-те с подветренной стороны воздух оттекает от хребта и создается разряжение. Высокая t обусловлена его адиабатическим нагреванием при нисходящем движении. Градиент t 1’ на 100м. t фена будет тем больше,чем больше высота,с кт он опускается. Продолжительный фен может привести к таянию ледников, повышению уровня воды в горных реках. Бора: сильный,холодный,порывистый ветер, дующий с низких горных хребтов в сторону достаточно теплого моря (нп: Черное,Байкал). Возникает,когда холодный фронт подходит к прибрежному хребту, переваливает ч/з него и под действием силы тяжести, воздух начинает ускоряться. U=20м/с. При падении и попадании на водную повер-ть, он создает высокие волны, набл. резкое понижение t. Шквалы: резкие, кратковременные усиления ветра, U=25м/с, продолжительность неск.минут,повторяемость порывов. Связаны с кучево-дождевыми облаками (внутримассовые) либо с холодным фронтом (фронтальные). Внутримассовый шквал обусловлен тем, что в передней части облака возникает сильное восходящее движение воздуха, а в центр. и тыловой – нисходящее. В облаке и под ним возникает вихревое движение, кт вовлекается в воздух из смежных районов. Фронтальные шквалы – условия образования схожи, большую роль играют восходящие движения теплого воздуха перед продвигающимся холодным фронтам. Набл.нисходящее движение в голове холод.воздуха за фронтом. Маломасштабные вихри: малые пыльные вихри, возникают над перегретой почвой,особенно в пустынях. Быстрое вращение воздуха при одновременном его подъеме вверх. Смерчи опасны (море), если образ. над сушей, то их называют тромб. Вихрь возникает в передней части грозового облака, доходит до зем-й пов-ти, диаметр=десятки м. В США до 300м (торнадо). Тромб напоминает воронку,это объясняется,что вихрь втягивает сверху облако, а снизу пыль или воду, и при сильном падении давления внутри вихря набл. конденсация водяного пара. U перемещения=30-40км/ч. Время сущ-я смерча неск. мин, тромба – неск.часов. Атмосф.давление вихря сильно понижено, воздух начинает вращаться вокруг оси вихря и одновременно начинает подниматься вверх. U движения ветра в вихре=100м/с. Тромбы сопровождаются ливнями,грозами, в основном образ-ся по одиночке.
49. Служба погоды:  система обеспечения различных отраслей хозяйства и населения информацией о фактическом состоянии погоды и прогнозами погоды. Существует в большинстве стран мира и осуществляется гидрометеорологической и метеорологической службой государств. Служба погоды состоит из станций, ведущих метеорологические наблюдения, бюро погоды с разными наименованиями и задачами и пр. Синоптический анализ, использование спутниковой информации в синоптическом анализе: Исследование условий погоды и погодообразующих атмосферных процессов над большой территорией с помощью синоптических карт и разного рода вспомогательных средств, т. е. синоптическим методом. В более широком смысле в понятие С. А. включается и прогноз синоптического положения и погоды, к которому С. А. в узком смысле слова является необходимой предпосылкой. Обширная метеорологическая информация, регулярно получаемая со спутников, находит широкое применение в синоптической практике. Сборные карты облачного покрова, построенные по телевизионным снимкам, обладают большой информативностью, они отображают пространственную структуру и другие характеристики облачности. Облачные системы разнообразных синоптических образований (фронтов, циклонов, ураганов, зон конвергенции и др.) настолько типичны, что использование изображении облачного покрова стало незаменимым средством прогноза крупномасштабных атмосферных процессов. Прогноз погоды: научно обоснованное предположение о будущем состоянии погоды в определённом пункте на определённый период. Составляется государственными или коммерческими метеорологическими службами на основе методов метеорологии. Прогнозы делятся: сверхкраткосрочные (СКПП)  до 12 часов; краткосрочные (КПП)  от 12 до 36 часов; среднесрочные (СПП)  от 36 часов до 10 суток; долгосрочные (ДПП)  от 10 суток до сезона (3 месяца); сверхдолгосрочные (СДПП)  более чем на 3 месяца (год, несколько лет). Оправдываемость прогнозов тем ниже, чем выше заблаговременность. Оправдываемость СКПП составляет приблизительно 95-96 %, КПП 85-95 %, СПП 65-80 %, ДПП 60-65 %, СДПП  около 50 %.
50. Климатообразующие процессы:  процессы в атмосфере, формирующие климат Земли, природной зоны или отдельного региона. Они происходят по трем направлениям:1 - прогрев Земли солнечными лучами (радиацией) и обмен теплом ее поверхности с атмосферой;2 - общая циркуляция атмосферы;3 - влагооборот между атмосферой и земной поверхностью. На климатообразование каждого региона влияют также три причины (фактора):1 - количество солнечной радиации, что зависит от широты местности;2 - движение воздушных масс (циркуляция атмосферы) и З - характер подстилающей поверхности. Теплооборот, влагооборот и атмосферная циркуляция, как климатообразующие процессы: Теплооборот описывает сложные процессы получения, передачи, переноса и потери тепла в системе «земля-атмосфера». Поток солнечной радиации, идущий от Солнца к Земле, частично отражается воздухом, облаками и примесями назад в мировое пространство. Другая часть проходит сквозь атмосферу. Атмосфера частично и в сравнительно небольшой степени поглощает солнечную радиацию, преобразуя ее в теплоту, частично рассеивает ее, изменяя спектральный состав. Прямая и рассеянная радиация, падая на земную поверхность, частично от нее отражаются, но в большей части поглощаются ею и нагревают верхние слои почвы и водоемов. Земная поверхность сама испускает невидимую инфракрасную радиацию, которую в большей части поглощает атмосфера, и нагревается. Важнейшим процессом в теплообороте является горизонтальный перенос тепла воздушными течениями, направленными из одних мест земли в другие. Особенности процессов теплооборота наряду с суточным и сезонным ходом определяют t режим того или иного места. М/д зем. повер-тью и атмосферой происходит оборот воды, или влагооборот. С поверхности океанов и морей, с влажной почвы и растительности в атмосферу испаряется вода. Водяной пар – вода в газообразном состоянии – важная составная часть атмосферного воздуха. При существующих в атмосфере условиях водяной пар может испытывать и обратное преобразование: он конденсируется (сгущается) и превращается в капельки воды или кристаллики льда, вследствие чего возникают облака и туманы. Из облаков выпадают осадки. Возвращающиеся на земную поверхность осадки в целом уравновешивают испарение. Систему крупномасштабных воздушных течений на Земле называют общей циркуляцией атмосферы. Основными элементами общей циркуляции атмосферы являются циклоны и антициклоны. С возд. течениями в общей циркуляции атмосферы связаны основные изменения погоды: воздушные массы, перемещаясь из одних областей Земли в другие, приносят с собой свойственные им характеристики. Значение имеют и циркуляции значительно меньшего масштаба (бризы, горно-долинные ветры и др.). Глобальный и локальный климаты: Глобальный климат - статистическая совокупность состояний, проходимых климатической системой за периоды времени в несколько десятилетий. Локальным климатом называют совокупность атмосферных условий за многолетний период, присущую данной местности в зависимости от ее географ.положения. Атмосферные условия, определяющие климат каждого места, испытывают периодические изменения в годовом ходе от зимы к лету и от лета к зиме. Кроме периодических изменений совокупность атмосферных условий несколько изменяется от года к году (межгодовая изменчивость).
51. Географические факторы климата: 1)Влияние геогрф.широты: широта определяет зональность в распределении элементов климата. Солн.радиация поступает на пов-ть земли от геогр.широты. Зональность лежит в основе распределения t воздуха. В зависимости от прихода солн.тепла пов.земли делят на 5 широтно-термических поясов: тропический (23.5’с.и ю.ш.), 2 умеренных (66.5’ с.и ю.ш.), 2 полярных (лежат м/д полярными кругами и поясами). 2)Изменение климата с высотой: Атмосф.давление с высотой падает, солн.рад. и эффект-е излучение возрастают, t и удельная влажность убывают. Такие изм-я происходят над равниной и схожие в горах. В горах метеорологич.величины с высотой изм-ся быстрее. Образ.лежыщие одна на другой климат.зоны с соответ.растит-ю. Смена высотных климат.зон напоминает смену зон в широтном направ. 3)Влияние распределения моря и суши: распределение определяет давление типов климата на морской и континентальный. В юж.полуш.,где преобладает океанич.пов-ть, зональность в распред.t, давлении,ветра выражена значит.лучше. Центры действия атмосферы на картах давления обнаружив-ся яркая взаимосвязь с распределением суши и моря. Субтропики разрываются над материками, летом (высок.давл), в умерен. зимой (высок),летом (низк). 4)Орография: на климат.условия в горах влияет высота местности над ур.моря, высота и направление горных хребтов, экспозиция склонов, направление преобладающих ветров, крутизна склонов. Возд.течения могут задерживаться и отклоняться хребтами; в узких межгорных проходах может меняться интенсивность ветра, его U и сила. В горах возникают местные циркуляции воздуха. Формы рельефа оказывают влияние на суточный ход t, так задерживая перенос холодного и теплого воздуха,горы создают резкие разделы t на большие простр-ва. На наветр.склонах гор увеличение облачности,осадков. На подветр. фёны, повыш.t. Над нагретыми склонами увеличив.конвекция. 5)Влияние океанич.течений: создают резкие различия в t режиме пов-ти моря, влияют на распред.t воздуха и атмосф.циркуляцию. Устойчивость океанич.течений приводит к тому,что они оказывают прямое влияние на форм-е климата (нп:Гольфстрим). 6)Влияние снежного и растит.покрова: снеж.покров уменьшает потерю тепла почвой, уменьшает колебание t почвы, пов-ть снеж.покрова отражает солн.радиацию днем, ночью происходит выхолаживание приземного слоя. Весной над снеж.пов-тью набл. t близкие к 0, т.к. тепло тратится на таяние льда. Над снеж.покровом набл. инверсия t,большое альбедо приводит к усилению рассеянью радиации и к увелич.суммарной рад. и освещенности. Растит.покров уменьшает суточную амплитуду t почвы и воздуха. Большее значение им. лес,кт увеличивает кол-во осадков,влажность воздуха. Континентальность климата: совокупность свойств климата, определяемых влиянием больших площадей суши на атмосферу и климатообразующие процессы. Основные различия в климате материков и океанов обусловлены особенностями накопления ими тепла. Поверхности материков быстро и сильно нагреваются днём и летом и охлаждаются ночью и зимой. t воздуха и др. характеристики климата меняются (от дня к ночи и от лета к зиме) над материками сильнее, чем над океанами. Перемещение воздушных масс приводит к распространению влияния океанов на климат прилегающих частей материков и к обратному воздействию материков на климат океанов. Аридность климата: сухость климата; недостаток осадков для обеспечения развития растительности. Вся получаемая влага быстро испаряется. Реки здесь мелеют. Земная поверхность испытывает резкие колебания температуры в течение суток, из-за чего даже плотные горные породы разрушаются и превращаются в песок. Ветер беспрепятственно переносит массы сухого песка, создавая волнистый рельеф песчаных барханов и дюн. Аридный климат в своих наиболее ярких формах характерен для тропических и субтропических широт.
52.Орография и климат: на климат.условия в горах влияет высота местности над ур.моря, высота и направление горных хребтов, экспозиция склонов, направление преобладающих ветров, крутизна склонов. Возд.течения могут задерживаться и отклоняться хребтами; в узких межгорных проходах может меняться интенсивность ветра, его U и сила. В горах возникают местные циркуляции воздуха. Формы рельефа оказывают влияние на суточный ход t, так задерживая перенос холодного и теплого воздуха,горы создают резкие разделы t на большие простр-ва. На наветр.склонах гор увеличение облачности,осадков. На подветр. фёны, повыш.t. Над нагретыми склонами увеличив.конвекция. Океанические течения и климат: создают резкие различия в t режиме пов-ти моря, влияют на распред.t воздуха и атмосф.циркуляцию. Устойчивость океанич.течений приводит к тому,что они оказывают прямое влияние на форм-е климата (нп:Гольфстрим). Влияние растит.покрова на климат: Растит.покров уменьшает суточную амплитуду t почвы и воздуха. Большее значение им. лес,кт увеличивает кол-во осадков,влажность воздуха. Влияние растит. покрова им. в основном микроклиматическое значение, распространяясь на приземный слой воздуха и на небольших площадях. Влияние снежного и ледового покрова на климат: снеж.(ледяной)покров уменьшает потерю тепла почвой, уменьшает колебание t почвы, пов-ть снеж.покрова отражает солн.радиацию днем, ночью происходит выхолаживание приземного слоя. Весной над снеж.пов-тью набл. t близкие к 0, т.к. тепло тратится на таяние льда. Над снеж.покровом набл. инверсия t,большое альбедо приводит к усилению рассеянью радиации и к увелич.суммарной рад. и освещенности.
53.Микроклимат как явление приземного слоя атмосферы: Микроклимат – местные особенности климата,обусловленные неоднородностью подстилающей пов-ти и сущ-но меняющиеся на небольших расстояниях,но наблюдающиеся в пределах одного типа климата. В геогр.р-не с одним типом климата могут набл.различные типы микроклимата (нп: поле,лес,болото). Методы исследования микроклимата: исследования проводятся путем организации густой сети наблюдений на небольших расстояниях. Наблюдения над ветром, температурой и влажностью при этом проводят на разных уровнях над почвой, начиная от нескольких сантиметров. Для микроклиматических наблюдений применяют переносные походные приборы, в особенности психрометр Ассмана и ручной анемометр, а также электрические термометры. Используют также автомобиль, с которого делаются наблюдения походными приборами в различных точках выбранной трассы или самопишущими приборами непрерывно на всей трассе. К микроклиматическим наблюдениям относятся и съемки снежного покрова, выясняющие особенности его распределения на местности. Влияние рельефа, растительности, водоемов и зданий на микроклимат: Микроклимат естественной среды зависит от рельефа местности. Отличается температурный режим на возвышенностях и низменных местах обычно в низменностях воздух более холодный и влажный. Зимой на возвышенностях, где температура воздуха понижается, а скорость ветра увеличивается, формируются более суровые и менее комфортные микроклиматические условия. Здесь суровость микроклимата в 1,52 раза выше, чем на равнинах и в понижениях рельефа. В низких местах увеличивается влажность воздуха, повторяемость росы, инея, туманов. Во влажном воздухе уменьшается содержание кислорода. Рельеф местности влияет на силу и направление ветра, на движение воздуха. Открытые водоёмы, растительность снижают температуру воздуха в жаркое летнее время. На побережьях водоёмов развитая бризовая циркуляция и увеличения скорости ветра. В лесу летним днём температура воздуха ниже, чем на открытой местности, а его относительная влажность выше; Зимой в понижениях и на опушках леса накапливается больше снега. В городе свои особенности климата, кт обусловлены городской застройкой,наличием покрытия улиц и зеленых насаждений. Солн.радиация в больших пром.городах понижена из-за уменьшения прозрачности атмосферы по причине дыма и пыли (в среднем теряется до 25% солн.рад). В городе добавляется отраженная радиация (от стен домов). Снижено эффективное излучение и ночное выхолаживание,набл.дополнит.поступление тепла в атмосферу за счет сжигания топлива, набл. более высокие t,чем в пригороде. Над городом сущ-т «о-в тепла». На границе город-окрестность набл. t градиент (до 4’). Большая часть города – это плато теплого воздуха с небольшим повышением t в центре (t max в центре). Термич.однородность плато нарушается из-за наличия водных объектов, зеленых насаждений,пром.объектов.
54.Непреднамеренное воздействие человека на климат: это как бы вынужденное, оно сильно влияет на все компоненты климатической машины из-за хозяйственной деятельности, без кт невозможно представить жизнь человека. Непреднамеренное воздействие на климат возникло с тех пор, как существует человек. Освоение новых земель, вырубка и выжигание лесов, распахивание территорий, строительство городов неосознанно меняли микроклимат, вызывали опустынивание в одних местах и заболачивание в других. В современную эпоху активность и интенсивность преобразования природы возросли в десятки и сотни раз по сравнению с прошлым. Создаются искусственные водохранилища, изменяются русла рек, осушаются болота, вырубаются леса, усиливается нагрузка на земную поверхность различных механизмов, развивается эрозия почв. В результате хозяйственной деятельности человечества сильно меняется газовый состав атмосферы и структура гиддосферы, влаго- и теплообмен, существующий между атмосферой, гидросферой и поверхностью суши. Изменения подстилающей поверхности (сведение лесов, распахивание полей, орошение и обводнение, осушение, лесоразведение и пр.) и их последствия для климата: Влияние антропогенной деятельности на глобальный климат связано с действием нескольких факторов, из которых наибольшее значение имеют: увеличение количества атмосферного углекислого газа, а также некоторых других газов, поступающих в атмосферу в ходе хозяйственной деятельности, что усиливает парниковый эффект в атмосфере; увеличение массы атмосферных аэрозолей; возрастание количества вырабатываемой в процессе хозяйственной деятельности тепловой энергии, поступающей в атмосферу. Растущая частота засух и последующий кризис сельского хозяйства повышают угрозу голода и социальной стабильности в некоторых регионах мира. Сложности с водоснабжением в странах с теплым климатом стимулируют распространение тропических и субтропических болезней. Деят-ть человека сильно изменила флору и фауну. Большое число видов полностью исчезло, другие находятся под угрозой уничтожения. Изменился растительный покров. Дикая растительность практически повсеместно была заменена культурной, а многие леса являются вторичными. Это оказало большое воздействие на почвообразовательные процессы, гидрологические и геохимические условия, протекающие на земной поверхности. Создание городов и водохранилищ резко изменило режим рек, микроклимат и состав атмосферы на обширных территориях.
55.Техногенное увеличение концентрации углекислого газа и аэрозолей и его последствия: в связи с активным использованием ископаемых энергоносителей в качестве топлива,происходит быстрое увеличение концентрации углек.газа в атмосфере.Основные источники:ТЭЦ и котельные установки, автотранспорт,фермы птиц и животных, добыча и переработка минерал.сырья. Увеличение концентрации угл.газа может негативно сказаться на здоровье человека,т.к.он препятствует абсорбированию кровью кислорода, также способствует «парниковому эффекту». В метеорологии под аэрозолем понимают твердые и жидки частицы,плавающие в атмосфере и выпадающие на Землю.Источниками аэрозолей явл.:океаны,космическая пыль,частицы почвы и горных пород,вулканы, при сжигании топлива. Положит.роль – ядрообразование,т.е.свойство конденсировать воду. Отриц.роль:может изменить условия образования облаков, уменьшение прозрачности атмосферы. Техногенное производство тепла: Теплоэлектроцентраль (ТЭЦ), вырабатывающая не только электрическую энергию, но и тепло, отпускаемое потребителям в виде пара и горячей воды. Котельная установка  сооружение, в котором осуществляется нагрев рабочей жидкости (как правило воды) для системы отопления или пароснабжения, расположенное в одном техническом помещении. Котельные соединяются с потребителями при помощи теплотрассы и/или паропроводов. Котельные используются при централизованном тепло- и пароснабжении или при местном снабжении, если эта котельная локального значения. Тепловая сеть- совокупность устройств (включая центральные тепловые пункты, насосные станции), предназначенных для передачи тепловой энергии, теплоносителя от источников тепловой энергии до теплопотребляющих установок. Тепловой пункт (ТП) комплекс устройств, расположенный в обособленном помещении, состоящий из элементов тепловых энергоустановок, обеспечивающих присоединение этих установок к тепловой сети, их работоспособность, управление режимами теплопотребления, трансформацию, регулирование параметров [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] и распределение теплоносителя по типам потребления. Климат большого города:  Крыши и стены городских построек и искусственные покрытия улиц нагреваются больше, чем естественная поверхность, и повышают температуру воздуха в городе. Промышленные предприятия, отопительные системы и автотранспорт нагревают воздух над городом и загрязняют его дымом и газообразными продуктами сгорания, а тем самым и обогащают ядрами конденсации. В результате продолжительность солнечного сияния в городах снижена на 2530 мин в день,приток солнечной радиации также снижен, а температура воздуха повышена, особенно ночью и зимой. В среднем температура воздуха большого города на 12 °С выше, чем окружающей местности, а максимальные температурные различия между ними достигают 58 °С. В связи с этим иногда наблюдается приток воздуха от окраин к центру города (городской бриз), а также усиление восходящих движений воздуха над городом с соответствующим образованием облаков. В городе меньше дней со снегом, длиннее вегетационный период в садах и безморозный период. Относительная влажность воздуха в городе понижена в среднем на 6%, облачность и годовая сумма осадков увеличены на 1015%. Повышенное содержание ядер конденсации в городском воздухе и ослабление скорости ветра в городе (в среднем на 25%) приводят к увеличению повторяемости туманов и к возрастанию их интенсивности. Распределение температуры, загрязнение воздуха, направление и скорость ветра зависят от расположения улиц, площадей и зелёных зон. Оценка глобальных эффектов антропогенных воздействий на климат: Влияние на климат оказывают следующие, принявшие глобальный характер процессы: распахивание огромных массивов земли, вызывающее изменение альбедо, быструю потерю влаги, подъем пыли в атмосферу; уничтожение лесов, особенно тропических, влияющее на воспроизводство кислорода, изменения альбедо и испарения; перевыпас скота, превращающий степи и саванны в пустыни, в результате чего меняется альбедо, иссушается почва; сжигание ископаемого органического топлива и поступление в атмосферу СО2, СН4; выбрасывание в атмосферу промышленных отходов, меняющих состав атмосферы, увеличивающих содержание радиационно-активных газов и аэрозолей. Особую тревогу вызывает увеличение СО2, фторхлоруглеводородов, метана, закиси азота и озона, которые создают парниковый эффект. Оценки, сделанные в 2001 г., показывают, что в атмосфере с 1750 г. по 2000 г. увеличились концентрации углекислого газа (СО2) – на 31%, метана (СН4) – на 15%, закиси азота (NО2) – на 17%. Увеличение концентрации этих газов дает радиационное повышение температуры атмосферы. Потепление климата в конце 20в,возможные причины: Содержание "парниковых" газов в атмосфере очень сильно выросло: углекислоты - более чем на треть, метана - в 2,5 раза. Появились и новые вещества с "парниковым" спектром поглощения - прежде всего хлор- и фтор углеводороды. Сам собой напрашивается вывод о связи между этими двумя процессами. С деятельностью человека связан и рост содержания метана и окислов азота. Не исключено, что это потепление частично имеет естественный природный характер. Ведь еще А.И. Войков и В.И. Вернадский подчеркивали, что мы живем в конце последней ледниковой эпохи и только выходим из нее. А в последней четверти XX в. началось резкое потепление глобального климата, которое сказывается уменьшением количества морозных зим. Средняя температура приземного слоя воздуха за последние 25 лет возросла на 0,7°С. Температура подледной воды в районе Северного полюса возросла почти на два градуса, вследствие чего началось подтаивание льда снизу.
56.Классификация климатов: Кёппена-Трэверта (разделены по t режиму и ст.увлажнения). А.Тропические климаты: Ar-троп.дождливый(9мес.дождь). Am-троп.мусон.доджл.(менее 9 мес). Aw-климат с сухой зимой и дождл.летом. As-климат с сухим летом и дождл.зимой. С.Субтропич.климаты: Cr-субтроп.дождл.(зима и лето дождь). Cw-климат с дождливым летом и сухой зимой. Cs-с дождл.зимой и сухим летом. D.Умеренные климаты: DO-умер. морской (tср. с/х больше или =0). DC-умер.континет.(tср с/х менее 0). E.Субарктический или бариальный климаты: EO-суаркт.морской(tср с/х более 10). EC-умер.суаркт.морской. F.Полярные климаты: FT-климат тундры(tср с/т 0-10). FI-ледовый(tср с/т менее 0). B.Сухие климаты: Bs-климат степей. Bw-пустынь. Bm-морской пустынный(мало осадков,высокое влагосодерж. в воздухе). Берга (исходит из ландшафта географ.зональности): 1)Климаты низин: 1.Климат тундры(tср с/т=10-12’,относит.влажность=75%). 2.Климат тайги=сибирский(суровая зима. срt июля=15-20,кол-во осадков 600мм,оносит. влажность=70%). 3.Климат лесов умеренной зоны(tср летом более 10,осадки 700мм). 4.Муссоный климат умер.широт(холодная малоснежная зима,теплое лето). 5.Климат степей(теплое лето,осадки зима=400мм. max летом). 6.Климат средиземноморский(сухое,жаркое лето, срtлетом=28,зима теплая,влажная,tср с/х более 0, осадки осенью и зимой). 7.Климат субтроп.лесов(осадки=1000мм.лето жаркое,влажное.tср с/х более 2). 8.Климат внутриматериковых пустынь умер.пояса(300мм.tср с/т=32, tср с/х менее 2). 9.Климат субтропич.пустынь(250мм.лето жаркое,зима теплая, tср с/х не ниже +10). 10.Климат саванн(tср с/х более 18,много дождей,сухой период-зима,весна). 11.Климат влажных троп.лесов(1000мм.сухого сезона нет, 2 max дождей-периоды равноденствия, tср с/х не ниже +18). 2)Климат высоких плато: 1.Тип полярных ледяных плато(Гренладния,Антарктида,сев.часть о.Новая Земля, климат вечного холода, нет месяцев с t=выше0). 2.Тип высоких степей и полупустынь умер.климата(с-з Монголии и Армянского нагорья.250мм). 3.Тип пустынь умер.широт(Туркмения,сухой климат,резкие амплитуды). 4.Тибетский тип(Памир,лето прохладное). 5.Тип субтропич.степей=Иранский(лето жаркое,зима умеренная,250мм.лето без дождей). 6.Климат тропич.плато= высоких саванн(Чили,Перу,Боливия, небольшая годовая амплитуда, max доджей во второй половине лета). Генетическая классификация климатов Б.П.Алисова: (условное деление зем.пов-ти в соответствии с общими условиями циркуляции атмосферы). 1.Экваториальный климат (хар-на высокая влажность,набл.равномерный tрежим, срt=24-28, годовая амплитуда 1-5, осадки обильные 1000-3000мм). 2.Климат тропич.муссонов=субэкваториальный (Инд. и на з.Тих.океанов, над юж.Азией, в тропиках Аф. и юж.Ам, происходит смена зимнего и летнего муссона). а)тип континентальных троп.муссонов (резкая разница м/д сухим и влажным периодом, зима-континент.воздуш.троп.массы с высокой t; летом-Ю-З муссон с осадками, maxt1-весной.maxt2-осенью;mint1-зимой.mint2-летом); б)тип океанич.тропич.муссонов(сезонная смена возд.масс, зима-морск.троп.воздух, амплитуды небольшие,tср=28,отсутсвие сухого периода); в)тип тропич.муссонов западных берегов(инд-й и зап.-африк.муссоны, резко выражен годовой ход осадков, зима 150мм, лето 1200мм, в Индии max осадков на планете 21020мм, max t весной); г)тип тропич.муссонов восточ.берегов(большой дождливый период, max осадков – лето,осень); д)муссонный климат на тропич.плато(1300мм, tср с/т=17, с/х=15). 3.Тропические климаты(районы преобладания тропич.возд.масс): а)континет.троп.климат=тропич.пустынь(сев. и юж.Аф, Аравия,Австралия,Мексика, ср.часть юж.Ам. отсутствует муссонная смена,небольшие осадки и облачность, t очень высокая,летом=45,зима=12. 200мм); б)океанич.тропич.климат=пассатный(t летом=20-27,зимой=10-15. 300-1000мм); в)климат вост.переферии океанич.антициклонов(на З побережьях материков преобладают ветра пассатов сев.четверти; t низкие, менее 100мм. высокая влажность 90%, часты туманы, пустыня Намиб,Атакана); г)климат зап.переферии океанич.антициклонов=климат восточ.побережий материков (вынос морского тропич.воздуха пассатами, теплый, влажный климат,много осадков, большие амплитуды t).
57.Генетическая классификация Б.П.Алисова: 4.Субтропич.климаты(резкая смена условий циркуляции): а)континентальный субтропич.климат(летом находится в термальной депрессии,без фронтов;форм-ся массы континет.троп. воздуха с высокой t и низким влагосодержанием, tср летом=30. 500мм, степи,пустыни); б)климат высоких субтропич.нагорий(Тибет,Памир, резко-континет.климат,лето прохладное,зима холодная. мало осадков); в)океанич.субтропич.климат(лето-режим антициклонов,малооблачно, зима-циклонич.деят-ть, годовые амплитуды=10; в вост.части океанов лето прохладное,в зап. более теплое, в центр.частях tср летом=25, зимой=15); г)субтропич.климат зап.берегов=средиземноморский(лето сухое,жаркое,зима дождл.,мягкая;300мм,побережье Вашингтона,Калифорнии,Оригона,ср.часть Чили,юг Австр. и Аф); д)субтропич.климат вост.берегов=муссонный(зимой вост окраины материков наход.под влиянием холодных с-з возд.течений, дуют с материка, летом-с океана,с ю-в части. зима-сухая,ясная погода, лето-осадки обильные, Пекин,Буэнос-Айрэс). 5.Климат умеренных широт(сезонные различия в поступлении солнечной радиации): а)континент.климат умер.широт (теплое лето,холодная зима с устойчивым снегом, 500-600мм. хар-н для зоны смешанных и лисвенных лесов); б)климат горных районов умер.широт(Саяны, Алтай, на наветренных склонах 1500мм); в) климат западных частей материков в уемр.широтах(морской климат,нежаркое лето,мягкая зима без устойчивого снга); г)климат вост.частей материков в умер.широтах(Приморский край,Сахалин,климат муссоный, сухая,холодная погода,малооблачная); д)океанический климат в умер.широтах(большие U ветров,tразличия м/д летом и зимой выражены слабо). 6.Субполярный климат(зима-арктич. или антарктич.воздух; лето-возд.умер.широт; зима продолжит, лето прохладное, tср с/т=10. 300мм,тундра). 7.Климат Арктики(недостаток или отсутствие радиации зимой и большой приток радиации летом; годовой радиац.баланс положит., над Гренланд.отриц., интенсивная циклонич.деят-ть, tср зимой=-40, летом=0). 8.Климат Антарктиды(с/суровый, срt на побережье=-10,вцентре до -60, max=120мм. большое альбедо и высота над уровнем моря, антициклонич.циркуляция. Побережье – зона умеренно-увлажненная,сравнит.мягкий климат, хар-ны стоковые ветра (U=20м/с), с/низкая t= -89).
58.Изменение климата: это колебания климата Земли в целом или отдельных её регионов с течением времени. Возможные причины изменения климата: Причиной изменения климата являются динамические процессы на Земле, внешние воздействия, такие как колебания интенсивности солнечного излучения, и, с недавних пор, деятельность человека. Изменения климата обусловлены переменами в земной атмосфере, процессами, происходящими в других частях Земли, таких как океаны, ледники, а также эффектами, сопутствующими деятельности человека. Методы исследования и восстановления климатов прошлого: Палеоботанический метод(основан на растительности), литологический (изучение состава отложений), палеонтологический (изучение ископаемых фауны и флоры), палеозоологический (ископаемые остатки древних), карпологический (изучение ископаемых плодов семян и растений), палинологический(изучение пыльцы и споры растений), исторический(изучение источников для восстановления древних климат.условий). Изменения климата в докембрии и фанерозое: Докембрий. Архей.Отложения указывают на обилие воды в это время, на существование моря с высокой кислотностью. Возможно, это был самый теплый период в истории Земли. Протерозой ознаменовался накоплением первых из найденных до сих пор ледниковых отложений. Это период эпох оледенения. Фанерозой.Кембрийский период - тёплый период, но через 110 млн. лет от его начала отмечено Ордовикское оледенение. Чередовались теплые и холодные эпохи разной продолжительности. То есть в геологическом масштабе времени существует два устойчивых типа климата - один безледный, другой с частично оледенелыми морем и сушей. Характерные изменения температуры поверхности Земли в ходе климатических ритмов составляют 10 градусов Цельсия.
59.Изменения климата в плейстоцене и голоцене: Плейстоцен.  Для климата плейстоцена характерным является последовательная смена ледниковых периодов и более теплых межледниковых. Согласно астрономическим расчетам расстояние между Землей и Солнцем было наибольшим. Общая амплитуда ледниково-межледниковых изменений температуры 8оС на уровне инверсии и около 12оС на ледниковой поверхности. Голоцен: Длительный теплый интервал около 7–5 тыс лет назад получил название климатического оптимума. t воды в Арктике была на несколько градусов выше, чем сейчас. Об этом свидетельствует распространение нект.моллюсков в водах, где они в настоящее время не встречаются, поскольку эти воды для них слишком холодны. Ледники Шпицбергена в течение оптимума значительно сократились и сохранялись только на Северо-Восточной Земле. Растительность на Шпицбергене позволяет предполагать, что Арктический океан в значительной мере был свободен ото льдов. Во время климатического оптимума в Европе повысилась также верхняя граница снега, а площадь ледников значительно сократилась, и некоторые ледники перестали существовать. Считается, что климат в Европе был в среднем за год теплее на 2° и более. 
60.Изменение климата в период инструментальных наблюдений: Колебания климата в последней четверти XIX - XX в. можно определить на основе обработки прямых метеорологических измерений. В настоящее время имеются многочисленные свидетельства того, что потепление, последовавшее за малым ледниковым периодом, продолжалось в конце XiX - первой половине XX в. С конца XIX в. по 1940 г. происходило потепление на всем Северном полушарии, величина которого составила не менее 0,60C, затем началось новое потепление, продолжающееся и в настоящее время. Наблюдается рост средней глобальной температуры земного шара с конца XIX столетия до 40-х годов XX в. Последующее похолодание 50-60-х годов менее заметно. Новый рост температуры начался со второй половины 70-х годов. За период инструментальных наблюдений средняя глобальная температура земного шара увеличилась на 0,50C. Повышается уровень океана. Ср. U повышения уровня Мирового океана 4-5 см за 100 лет. Таким образом, последние 100 лет можно назвать периодом потепления климата. Антропогенные изменения климата: Антропогенное увеличение углекислого газа, метана, закиси азота, тропосферного озона, хлорфторуглеводородов приводит к изменению климата. Содержание озона в атмосфере уменьшилось примерно на 1%, но в тропосфере наблюдается увеличение в среднем на 10% вследствие деятельности человека. Увеличение концентрации тропосферного озона к 2050 г. ожидается еще на 10%. Содержание метана растет со скоростью около 1% в год. По предварительным оценкам к 2050 г содержание метана увеличится на 20-50%. Вклад этих веществ в величину парникового эффекта около 24%. Изменение климата в XXI в. в значительной степени будет определяться темпами роста парниковых газов.






Рисунок 115

Приложенные файлы

  • doc 18127857
    Размер файла: 444 kB Загрузок: 0

Добавить комментарий