Материал: shpory_po_meteo

Встречное излучение всегда меньше земного

Эф. излучение представляет собой баланс длин. радиации на земной п-ти Вд.

Эффективное излучение представляет собой чистую потерю лучистой энергии и тепла с земной поверхности ночью. Измеряется пиргеометрами. Собственное излучение – по закону Стефана-Больцмана, зная температуру з.п.

Эффективное излучение зависит от температуры земной поверхности, от температуры и влажности воздуха, облачности. С повышением температуры земной поверхности Е эф увеличивается, а с повышением температуры и влажности – уменьшается. Особенно сильно на эф излучение влияют облака. Если блака плотные и температура их близка к температуре земной поверхности, то Ез=Еа и Еэф = 0

Суточный ход эффективного излучения имеет максимум в 12-14 часов и минимум перед восходом солнца. В безоблачную погоду эффективное излучение в среднем изменяется от 70 до 140 Вт/м2, Годовой ход Еэф в районах с континентальным климатом характеризуется максимумом в летние месяцы и минимумом в зимние. Максимальные значения 280-300 Еэф наблюдаются над сушей днем. В районах с морским климатом годовой ход эффективного излучения выражен слабее, чем врайонах, расположенных в глубине континента. Над океанами в тропических широтах среднее значение эффективного излучения около 80, так как в течении года колеблется от 56 до 115.

Поглощая земное излучение и посылая встречное излучение к земнй поверхности, а. уменьшает охлаждение последнее в ночное время. днем она мало препятствует нагреванию нагреванию з.п. солнечной радиацией. Это влияние а. на тепловой режим - Способность атмосферы пропускать коротковолновую радиацию и задерживать длинноволновую радиацию земной поверхности называют парниковым эффектом. Такой эффект обеспечивает небольшие перепады температуры в течении суток. Расчеты показывают, что при отсутствии атмосферы средняя температура деятельного слоя Земли снизилась бы на 38 С, по сравнения с фактически наблюдающейся, и наша планета была бы покрыта вечными льдами. В настоящее время атмосфера разогревается за счет выбросов при сжигании углеводородного топлива и парниковый эффект усиливается.

12. Тепловой режим атмосферы: суточный и годовой ход температуры воздуха. Амплитуда температуры воздуха. Изменение температуры воздуха с высотой. Изменения температуры приземного слоя воздуха в течение суток и года обусловлены периодическими колебаниями температуры подстилающей поверхности и наиболее четко выражены в его нижних слоях.В суточном ходе кривая имеет по одному максимуму и минимуму. Минимальное значение температуры наблюдают перед восходом Солнца. Затем она непрерывно повышается, достигая наибольших значений в 14...15 ч, после чего начинает снижаться до восхода Солнца.Амплитуда температурных колебаний — важная характеристика погоды и климата, зависящая от ряда условий.Амплитуда суточных колебаний температуры воздуха зависит от погодных условий. В ясную погоду амплитуда больше, чем в пасмурную, так как облака днем задерживают солнечную радиацию, а ночью уменьшают потерю тепла земной поверхностью путем излучения.Амплитуда зависит также от времени года. В зимние месяцы при малой высоте Солнца в средних широтах она понижается до 2...3 °С.Оказывает большое влияние на суточный ход температуры воздуха рельеф: на выпуклых формах рельефа (на вершинах и на склонах гор и холмов) амплитуда суточных колебаний меньше, а в вогнутых (ложбины, долины, котловины) больше по сравнению с равнинной местностью.Назначение амплитуды влияют и физические свойства почвы:чем больше суточный ход на самой поверхности почвы, тем больше суточная амплитуда температуры воздуха над ней.Растительный покров уменьшает амплитуду суточных колебаний температуры воздуха среди растений, так как он днем задерживает солнечную радиацию, а ночью — земное излучение. Особенно заметно уменьшает суточные амплитуды лес.Годовой ход температуры воздуха в разных географических зонах различен в зависимости от широты и континентальное™ местоположения. По средней многолетней амплитуде и по времени наступления экстремальных температур выделяют четыре типа годового хода температуры воздуха.Экваториальный тип. В экваториальной зоне в году наблюдают два слабовыраженных максимума температуры — после весеннего (21.03) и осеннего (23.09) равноденствия, когда Солнце находится в зените, и два минимума — после зимнего (22.12) и летнего (22.06) солнцестояния, когда Солнце находится на наименьшей высоте.Тропический тип. В тропических широтах наблюдают простой годовой ход температуры воздуха с максимумом после летнего и минимумом после зимнего солнцестояния.Тип умеренного пояса. Минимальные и максимальные значения температуры отмечаются после солнцестояний.Полярный тип. Минимум температуры в годовом ходе вследствие полярной ночи сдвигается на время появления Солнца над. Максимум температуры в Северном полушарии наблюдается в июле.На годовой ход температуры воздуха оказывает влияние также высота места над уровнем моря. С увеличением высоты годовая амплитуда уменьшается. В тропосфере температура воздуха с высотой понижается, как отмечалось, в среднем на 0,6 ºС на каждые 100 м высоты. Однако в приземном слое распределение температуры может быть различным: она может и уменьшаться, и увеличиваться, и оставаться постоянной. Представление о распределении температуры с высотой дает вертикальный градиент температуры (ВГТ):Значение ВГТ в приземном слое зависит от погодных условий (в ясную погоду он больше, чем в пасмурную), времени года (летом больше, чем зимой) и времени суток (днем больше, чем ночью). Ветер уменьшает ВГТ, поскольку при перемешивании воздуха его температура на разных высотах выравнивается. Над влажной почвой резко снижается ВГТ в приземном слое, а над оголенной почвой (паровое поле) ВГТ больше, чем над густым посевом или лугом. Это обусловлено различиями в температурном режиме этих поверхностей.Изменение температуры воздуха с высотой определяет знак ВГТ: если ВГТ > 0, то температура уменьшается с удалением от деятельной поверхности, что обычно бывает днем и летом ; если ВГТ = 0, то температура с высотой не меняется; если ВГТ < 0, то температура увеличивается с высотой и такое распределение температуры называют инверсией.В зависимости от условий образования инверсий в приземном слое атмосферы их подразделяют на радиационные и адветивные.1. Радиационные инверсии возникают при радиационном выхолаживании земной поверхности. Такие инверсии в теплый период года образуются ночью, а зимой наблюдаются также и днем. Поэтому радиационные инверсии подразделяют на ночные (летние) и зимние.2. Адвективные инверсии образуются при адвекции (перемещении) теплого воздуха на холодную подстилающую поверхность, которая охлаждает прилегающие к ней слои надвигающегося воздуха. К этим инверсиям относят также и снежные инверсии. Они возникают при адвекции воздуха, имеющего температуру выше 0°С, на поверхность, покрытую снегом. Понижение температуры в самом нижнем слое в этом случае связано с затратами тепла на таяние снега

13. Заморозки: адвективные , радиационные, адвективно-радиационные. Меры борьбы с заморозками.

Заморозки- понижение температуры воздуха до нуля и ниже ,в то время ,когда среднесуточные температуры выше нуля. Типы заморозков: 1. Адвективные- наблюдаются в результате вторжения холодных арктических масс ,вызывая быстрое понижение температуры .Охватывают больше площади и мало зависят от местных условий. 2. Радиационные – наблюдаются в ясную погоду ,возникают в результате радиационного выхолаживание почвы ,понижение температуры в ясные тихие ночи при интенсивном измерении и инверсионном распределении температуры. 3. Адвективно-радиационные-в умеренных широтах в конце весны. Они обусловлены вторжением холодного арктического воздуха ,имеющего положительную температуру ,близкую к нулю. Поскольку такой воздух прозрачный ,ночью происходит дополнительное выхолаживание поверхности ,а от нее возникают заморозки .Охватывают большие площади. Меры борьбы с заморозками : дымление ,дождевание , облачность , укрываение(теплицы),турбулентное перемешивание воздуха.

14.Отличия тепловых режимов почв и водоемов. Тепловой режим почвы. Распространение тепла в почве. Суточный и годовой ход температуры на поверхности водоемов. Существуют резкие различия в нагревании и тепловых особенностях поверхностных слоев почвы и верхних слоев водных бассейнов. В почве тепло распространяется по вертикали путем молекулярной теплопроводности, а в легкоподвижной воде — также путем турбулентного перемешивания водных слоев, намного более эффективного. Турбулентность в водоемах обусловлена, прежде всего, волнением и течениями. Но в ночное время суток и в холодное время года к этого рода турбулентности присоединяется еще и термическая конвекция: охлажденная на поверхности вода опускается вниз вследствие возросшей плотности и замещается более теплой водой из нижних слоев. В океанах и морях некоторую роль в перемешивании слоев ив связанной с ним передаче тепла играет также и испарение. При значительном испарении с поверхности моря верхний слой воды становится более соленым и плотным, вследствие чего вода опускается с поверхности в глубину. Кроме того, радиация глубже проникает в воду в сравнении с почвой. Наконец, теплоемкость воды велика в сравнении с почвой, и одно и то же количество тепла нагревает массу воды до меньшей температуры, чем такую же массу почвы. Совокупность явлений поступления, переноса, аккумуляции и отдачи тепла называется тепловым режимом почвы. Он формируется под влиянием климата (потока солнечной радиации, условий увлажнения, континентальности и др.), а также условий рельефа, растительности и снежного покрова. Основным показателем теплового режима почвы, который характеризует ее тепловое состояние,  является температура почвы. Температура почвы определяется притоком солнечной радиации и тепловыми свойствами самой почвы. В связи с суточной и годичной цикличностью в поступлении радиации Солнца для температуры почвенного профиля характерна суточная и годовая периодичность. Тепловой режим деятельной поверхности (почвы, воды) определяется главным образом ее радиационным балансом. Количество лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой деятельной поверхностью, зависит от ее цвета, состава, структуры. Тепло от поверхности почвы передается вглубь почвы главным образом путем МОЛЕКУЛЯРНОЙ ТЕПЛОПРОВОДНОСТИ. При распространении тепла вглубь происходит некоторое поглощение его каждым слоем почвы. Чем глубже расположен слой, тем меньше он получает тепла и тем меньше повышается его температура в суточном и годовом ходе. При охлаждении почвы вследствие излучения тепло из глубины почвы путем молекулярной теплопроводности передается к ее поверхности. Поэтому чем глубже расположен слой почвы, тем меньше он будет охлаждаться в суточном и годовом ходе. Суточный и годовой ход температуры на поверхности водоемов. Основное отличие в нагревании воды, по сравнению с сушей, заключается в том, что тепло в воде передается преимущественно путем турбулентности. Поэтому и нагрев, и охлаждение в водоемах распространяется на на толстый слой, чем в почве, к тому же вода имеет большую теплоемкость, чем почва. Вследствие этого изменения температуры на поверхности воды очень малы течение суток. Амплитуда суточного хода составляет десятые доли градуса: около 0,1-0,2 ° C в умеренных широтах и около 0,5 ° C в тропиках. Суточных ход температуры воды на поверхности океана имеют максимум около 15-16 часа и минимум через 2-3 часа после восхода Солнца. Годовая амплитуда колебаний температуры на поверхности водоемов значительно больше, чем суточная. Но она меньше, чем годовая амплитуда колебаний темпратуры на поверхности почвы. В тропиках она составляет около 2-3 ° C, на 40 ° с.ш. - Около 10 ° C, на 40 ° с.ш. - Около 5 ° C. Во внутренних морях и глубоководных озерах возможны значительные амплитуды - до 20 ° C и более. Как суточные, так и годовые колебания температуры в воде наблюдаются в значительно больших глубин, чем в почве. Суточные колебания в мрях наблюдаются на шлибинах до 15-20 м, а годовые - до 150-400 м.

15. Водный режим атмосферы. Влагооборот: малый, большой, внутриматериковый. Водный баланс.

Водный режим атмосферы - непрерывный процесс перемещения воды, связанный с ее фазовыми преобра¬зованиями, происходящий в границах климатической системы и являющийся важнейшим климатообразующим процессом.

Различают внутренний и внешний влагооборот.

Выпадение осадков на ограниченной территории суши за счет водяного пара, образовавшегося над этой территорией, называется внутренним влагооборотом данной территории.

При внешнем влагообороте вы­падают осадки из водяного пара, образовавшегося за пределами данной территории.

Выделяют большой, малый и внутриматериковый влагооборот.

В большом влагообороте взаимодействуют атмосфера, лито­сфера, гидросфера и биосфера. Испарение с поверхности океана и суши и транспирация обеспечивают поступление водяного пара в атмосферу. Облака, попадая в потоки общей циркуляции атмосфе­ры, переносятся на значительные расстояния, а осадки могут вы­падать в любой точке на поверхности Земли.

С периферийных частей континентов вода вновь поступает в Океан путем поверхностного (речного и ледникового) и подземного стока.

Малый влагооборот - над океанами, взаимодей­ствуют атмосфера и гидросфера. Испаряющаяся с поверхности Океана влага в большей своей части выпадает обратно на морскую поверхность. Благодаря испарению в атмосфе­ру поступает водяной пар, образуются облака и выпадают осадки над океанами.

Внутриматериковый влагооборот, для областей вну­треннего стока.

Территории, не имеющие стока в Мировой океан, называют областями внутреннего стока (бессточными). 32 млн км². Вода, испарившаяся с замкнутых территорий суши и вновь выпадающая на нее же, образует внутриматериковый круговорот. Крупнейшие области Арало-Каспийская, Сахара, Аравия, Центрально-Австралийская. Воды этих областей обмениваются влагой с периферийными областями и океаном в основном путем переноса ее воздушными течениями.

Водный баланс Земли отражает глобальный влаго­оборот, представляет собой соотношение количества воды, посту­пающей на поверхность земного шара в виде осадков, и количества воды, испаряющейся с поверхности суши и океанов, за определен­ный промежуток времени.

Водный баланс Земли – равенство между количеством воды, поступающей на поверхность земного шара в виде осадков, и количеством воды, испаряющейся с поверхности Мирового океана и суши за одинаковый период времени.

Водный баланс Земли является коли­чественным выражением влагооборота и тесно связан с тепловым балансом и климатическими условиями.

16. Водный режим атмосферы: испарение и испаряемость. Географические особенности распределения испарения и испаряемости.

Испаре́ние — процесс фазового перехода вещества из жидкого состояния в парообразное или газообразное, происходящий на поверхности вещества.Испаряемостью называют максимально возможное испаре­ние, не ограниченное запасами влаги. 

Географическое распределение испаряемости и испарения

Величина испаряемости характеризует, насколько погода и климат в данной местности благоприятствуют процессу испа­рения.Однако испаряемость не всегда совпадает с фактическим ис­парением с поверхности почвы. Для почвы с недостаточным увлажнением величина фактического испарения меньше, чем для водной поверхности при тех же условиях, т. е. меньше испаряе­мости; просто потому, что не хватает влаги, которая могла бы испаряться. Например, в условиях Средней Азии испаряемость летом очень велика вследствие большого дефицита влажности при высоких температурах. С водных поверхностей в этом рай­оне, например, Аральского моря, испаряется большое количество воды с единицы поверхности. Но поблизости, в пустынях, где осадки очень малы, фактическое испарение из иссушенной песча­ной почвы также очень мало; испаряться нечему.Рассмотрим числовые величины испаряемости на суше, определенные либо по испарению с водных поверхностей в при­борах (испарителях), либо путем расчетов для небольших вод­ных поверхностей по средним значениям других метеорологиче­ских элементов (для этого существуют эмпирические формулы).В полярных областях, при низких температурах испаряющей поверхности, как упругость насыщения Е_s так и фактическая упругость е малы и близки друг к другу. Поэтому разность (E_s - е) мала, и вместе с ней мала испаряемость. На Шпицбер­гене она только 80 мм в год, в Англии около 400 мм, в Средней Европе около 450 мм. На Европейской территории России испаряемость растет с северо-запада на юго-восток вместе с ростом дефицита влажности. В Ленинграде она 320 мм в год, в Москве 420 мм, в Луганске 740 мм. В Средней Азии с ее высокими лет­ними температурами и большим дефицитом влажности испаряе­мость значительно выше: 1340 мм в Ташкенте и 1800 мм в Нукусе.В тропиках испаряемость сравнительно невелика на побе­режьях и резко возрастает внутри материков, особенно в пу­стынях. Так, на Атлантическом побережье Сахары годовая ис­паряемость 600—700 мм, а на расстоянии 500 км от берега — 3000 мм. В наиболее засушливых районах Аравии и пустынь по Колорадо она выше 3000 мм. Только в Южной Америке нет областей с годовой испаряемостью более 2500 мм.У экватора, где дефицит влажности мал, испаряемость отно­сительно низка: 700—1000 мм. В береговых пустынях Перу, Чили и Южной Африки годовая испаряемость также не более 600—800 мм.Влажная почва, покрытая растительностью, может терять влаги больше, чем водная поверхность, так как к испарению в этом случае прибавляется транспирация. Но почва в районах с недостаточным увлажнением, конечно, испаряет меньшее ко­личество воды; не более того, что она получает в результате впитывания дождевой и талой воды. 17. Характеристика влажности воздуха: абсолютная, относительная и максимальная влажность; упругость водяного пара, упругость насыщения, точка росы и др. Суточный и годовой относительной влажности.

Влажность воздуха характеризуется следующими показателями:

- упругость водного пара (е) – парциальное давление водного пара в воздухе. Выражается в н/м² или мб (миллибарах). Упругость водного пара е можно определить по психрометрической формуле :

e = E^'– A(t – t^') p , (3.1)

где E^'– упругость насыщения водяного пара при температуре смоченного термометра;

t – температура сухого термометра, °С;

t^'– температура смоченного термометра, °С;

р – атмосферное давление, мб;

А – коэффициент, который зависит от скорости ветра. Для станционного психрометра А=0,0007947, для аспирационного психрометра А=0,000662.

При каждой температуре упругость пара ене может превышать некоторого предельного значенияЕ.Водяной пар, упругость которого достигла предельного значения (е = Е), называется насыщенным. Упругость насыщенного параЕназывают упругостью насыщения. ЗначениеЕ определяется для конкретного значения температуры воздух по формулам:

мб (над водой) Или, мб. (над льдом) 

- дефицит влажности d– это разность между упругостью насыщения при данной температуре и упругостью водного пара, который содержится в воздухе.

d = Е - е, (мб)

- относительная влажность r – отношение упругости водного пара, который содержится в воздухе к упругости насыщения при данной температуре над плоской поверхностью чистой воды.

- точка росы τ– это температура, до которой нужно охлаждать воздух при постоянном давлении, чтобы водяной пар, который содержится в нем стал насыщенным.

Разность между температурой воздуха и точкой росы называется дефицитом точки росы (Д):

Д = t - τ , °С (3.6)

- абсолютная влажность а– масса водного пара, который помещается в единице объема воздуха.

 г/м³,

где α – объемный коэффициент теплового расширения газов, равный 0,004;

t – температура воздуха в °С;

е – упругость водяного пара, гПа;

Между абсолютной влажностью и упругостью водяного пара (в системе СИ), существует соотношение:

а = 2,17· 10^-3 · е/T кг/м³,

где е – упругость водяного пара, гПа;

T – температура в градусах Кельвина.

Или

г/м³ 

- удельная влажность q– это отношения массы водяного пара к массе влажного воздуха.

 г/кг влажного воздуха 

- отношение смеси S– это отношения массы водяного пара к массе сухого воздуха в фиксированном объеме влажного воздуха.

- дефицит точки росы τ – это разность между температурой воздуха и точкой росы.

Δ = t - τ.

19. Облака: образование, состав и основные типы облаков. Международная классификация облаков: облака верхнего, среднего и нижнего ярусов; облака вертикального развития.

Облако — большой сгусток водяного или иного пара (пыли) в атмосфере Земли или другой планеты.

Облака состоят из мельчайших капель воды и/или кристаллов льда (называемых облачными элементами).

Конвективные облака( Кучевые,Кучево-Дождевые)

Облака термической конвекции формируются за счёт неравномерного нагрева снизу и подъёма более тёплых воздушных масс.

Облака динамической конвекции формируются за счёт вынужденного подъёма воздуха перед горами.

Волнистые (Перисто-кучевые,высококучевые,слоисто-кучевые)

Волнистые облака образуются в антициклонах при инверсии, когда нижняя граница инверсии совпадает с уровнем конденсации. На границе между тёплым менее плотным (сверху) и холодным более плотным (снизу) воздухом при движении развиваются воздушные волны. На их гребнях поднимающийся воздух адиабатически охлаждается — образуются облака в виде валов и гряд. В ложбинах волн воздух опускается, адиабатически нагревается, удаляется от состояния насыщения — образуются просветы голубого неба.

Облака восходящего скольжения(Перистые,Перист.-слоист.,Высокослоист.,Слоист.-дождевые)

Облака восходящего скольжения образуются при встрече тёплых и холодных воздушных масс. Они возникают в результате адиабатического охлаждения тёплого воздуха при его подъёме по холодному.

Облака турбулентного перемешивания(слоистые)

Облака турбулентного перемешивания — результат поднятия воздуха при усилении ветра, особенно если в приземных слоях наблюдается туман, который постепенно переходит в слоистые облака.

 Облака верхнего яруса (в средних широтах высота — от 6 до 13 км):Перистые,Перисто-кучевые,Перисто-слоистые

Облака среднего яруса (в средних широтах высота — от 2 до 6 км):Высококучевые,Высокослоистые.

Облака нижнего яруса (в средних широтах высота — до 2 км):Слоисто-дождевые,Слоисто-кучевые,Слоистые

Облака вертикального развития (облака конвекции):Кучевые,Кучево-дождевые

20. Атмосферные осадки. Образование осадков: конденсация, сублимация и коагуляция. Классификация осадков по агрегатному состоянию и характеру выпадения (ливневые, обложные, моросящие).

Атмосфе́рные осадки (также гидрометеоры^[1]) — вода в жидком или твёрдом состоянии, выпадающая из облаков или осаждающаяся из воздуха на земную поверхность и какие-либо предметы.

К основным физическим процессам, обеспечивающих образование осадков, относятся процессы конденсации (сублимации) и коагуляции.

Процесс конденсации - это переход воды из газообразного в жидкое состояние. Чаще конденсация происходит тогда, когда температура воздуха снижается до температуры точки росы.

Сублимация - это процесс образования кристаллов льда или снега в атмосфере.

Коагуляция-объединение мелких частиц в большие по размеру агрегаты. Слияние микрокапель проходит в результате молекулярно-тепловых (броуновских) движений, а также турбулентного перемешивания

Обложные Осадки, связанные преимущественно с тёплыми фронтами.Характеризуются монотонностью выпадения без значительных колебаний интенсивности. Начинаются и прекращаются постепенно. Длительность непрерывного выпадения составляет обычно несколько часов (а иногда 1—2 суток), но в отдельных случаях слабые осадки могут длиться полчаса-час. Выпадают обычно из слоисто-дождевых или высоко-слоистых облаков.

Моросящие осадкиХарактеризуются небольшой интенсивностью, монотонностью выпадения без изменения интенсивности; начинаются и прекращаются постепенно. Длительность непрерывного выпадения составляет обычно несколько часов (а иногда 1—2 суток). Выпадают из слоистых облако

Ливневые осадки, связанные преимущественно с холодными фронтами. Характеризуются внезапностью начала и конца выпадения, резким изменением интенсивности. Длительность непрерывного выпадения составляет обычно от нескольких минут до 1—2 часов (иногда несколько часов, в тропиках — до 1—2 суток). Нередко сопровождаются грозой и кратковременным усилением ветра (шквалом). Выпадают из кучево-дождевых облаков