Климатология и изменения погоды

Размещено на http://www.allbest.ru/

1. Метеорология - наука о земной атмосфере и происходящих в ней процессах. Метеорология изучает: - состав и строение атмосферы; - теплооборот и тепловой режим в атмосфере и на земной поверхности; - влагооборот и фазовые превращения воды в атмосфере, движения воздушных масс; - электрические, оптические и акустические явления в атмосфере. Главными задачами являются описание состояния атмосферы в данный момень времени и прогноз ее состояния на будующее.В некоторых случаях возникает необходимость восстановить состояние атмосферы в прошлом.

2.Основным разделом метеорологии является физика атмосферы. К метеорологии также относятся актинометрия, динамическая и синоптическая метеорология, атмосферная оптика, атмосферное электричество, аэрология, а также другие прикладные метеорологические дисциплины. Динамическая метеорология (изучение физических механизмов атмосферных процессов)Физическая метеорология (разработка радиолокационных и космических методов исследования атмосферных явлений)Синоптическая метеорология (наука о закономерностях изменения погоды). Аэрономия - это изучение процессов в высоких слоях атмосферы или физика верхней атмосферы.

3. Непрерывное наблюдение за процессами, протекающими в природной обстановке. Метод лабораторного моделирования атмосферных процессов. Таким путем моделируется общая циркуляция атмосферы. Натуральный эксперимент. опыты осаждения облаков и получения осадков, а также рассеяние туманов путем различных физико-химических воздействий на них.

Статистические методы анализа больших массивов наблюдений. Поскольку в метеорологии рассматриваются физические явления, их объяснение может быть дано только на основании законов физики. Метод для этого - физико-математический анализ.

4. Основным методом исследования, применяемым в метеорологии, является наблюдение. Метеорологические наблюдения заключаются в количественном определении значений метеорологических элементов и оценке качественных характеристик атмосферных явлений. Основные метеорологические элементы, т.е. характеристики физического состояния атмосферы, следующие: атмосферное давление, температура воздуха, облачность, атмосферные осадки, снежный покров, направление и скорость ветра, видимость. Также отмечают атмосферные явления: грозы, туманы, метели, пыльные бури и т. д. Длительные наблюдения за метеорологическими элементами и атмосферными явлениями проводят с помощью специальных приборов на метеорологических площадках. Наблюдения за сост. атмосферы вне приземного слоя и до высот 40 км наз аэрологическими. Наблюдения над состоянием высоких слоев атмосферы называются аэрономическими.

5. Температура воздуха - степень нагретости воздуха, определяемая при помощи термометров и термографов.Температура воздуха - одна из важнейших характеристик погоды и климата, оказывающая прямое воздействие на человека, животных, растения, на работу механизмов и т.д.Максимальная температура +58 град.С отмечена в сентябре 1922 года в районе Триполи (Северная Африка), минимальная -89 град.С в июле 1983 года на станции "Восток" в Антарктиде. Атмосферное давление - сила, оказываемая воздухом на единицу площади и направленная перпендикулярно к ней. Давление газа обусловлено ударами молекул. Снежный покров, горизонтальная видимость, наземные осадки и другие атмосферные явления / иней, изморозь, гололед, гроза, туман, полярные сияния.радуга, круги и венцы вокруг СолнцаиЛуны/.

6. Атмосфера - это газовая оболочка Земли / от греческого "??атмос"-пар /. Она простирается от поверхности Земли до 20000 км и постепенно переходит в межпланетное пространство. По_составу атмосфера представляет_собой_физическую смесь газов, жидкостей / капли_воды / и твердых веществ / пыль , снег.град /. Основные компоненты,входящие в_состав сухого воздуха нижней_атмосферы:азот / 78,05% /, кислород / 20.95% /, аргон / 0,93% /, углекислый газ / 0,03% / и внезначительном_количестве гелий, водород, неон, криптон, ксенон и_проч. Кроме_того, в воздухе может быть от 0_до_4% водяного_пара. Основная_масса атмосферы /90% / сосредоточена в приземном_слое толщиной_16 км. до высоты 250км в составевоздуха преобладают азот и кислород, от 250 до 700 км - атомы кислорода, а еще выше - водород и гелий.

7. Тропосфера8--10 км в по-лярных, 10-- 12 км в умерен-ных и 16--18 км в тропических широтах; зимой ниже, чем летомНижний основной слой атмосферы. Содержит более 80% всей массы атмо-сферного воздуха и около 90% всего имеющегося в атмосфере водяного пара. В тропосфере сильно развиты турбулентность и конвекция, воз-никают облака, развиваются цик-лоны и антициклоны. Температура убывает с ростом высоты, со средним вертикальным градиентом 0,65°/100 м ТропопаузаПереходной слой между тропосферой и стратосферой; толщина колеблется от нескольких сотен метров до 1-2 км. Зи-мой 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 Стратосфера50-55 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 озо-на на высотах 20-25 км) Стратопауза Пограничный слой атмосферы между стратосферой и мезосферой. В верти-кальном распределении температуры имеет место максимум (около 0 °С) Мезосфера80--85кмТемпература с высотой понижается со средним вертикальным градиентом (0,25-0,3)°/100 м. Основным энергетиче-ским процессом является лучистый теп-лообмен. Сложные фотохимические про-цессы 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 Ок. 800 кмТемпература 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

9. Уменьшение интенсивности (плотности потока) прямой солнечной радиации при прохождении ее сквозь атмосферу, обусловленное поглощением и рассеянием радиации атмосферными газами и коллоидными примесями к воздуху. О. Р. в А. описывается законом Бугера или законом Ламберта. Его характеристиками могут служить коэффициент ослабления, коэффициент прозрачности, фактор мутности. Ослабление радиации, происходящее только в результате молекулярного рассеяния газами атмосферы. Коэффициент ослабления при этом идентичен с коэффициентом молекулярного рассеяния. Может быть рассчитано по формуле В. Г. Кастрова

где I₀--солнечная постоянная, I_m -- интенсивность радиации, прошедшей m масс идеальной атмосферы.

10. Солнечная радиация - электромагнитное и корпускулярное излучение Солнца. Электромагнитная радиация распространяется в виде электромагнитных волн со скоростью света и проникает в земную атмосферу. До земной поверхности солнечная радиация доходит в виде прямой и рассеянной радиации. Солнечная радиация - главный источник энергии для всех физико-географических процессов, происходящих на земной поверхности и в атмосфере. Солнечная радиация обычно измеряется по ее тепловому действию и выражается в калориях на единицу поверхности за единицу времени. Всего Земля получает от Солнца менее одной двухмиллиардной его излучения. Рассеянная солнечная радиация - часть солнечного излучения (около 25%), претерпевшая рассеяние в атмосфере - преобразованная в атмосфере из прямой солнечной радиации в радиацию, идущую по всем направлениям. Причиной рассеяния солнечных лучей является неоднородность воздуха. Радиация распространяется от рассеивающих частиц воздуха так, как если бы эти частицы сами были источником излучения. Рассеянной солнечной радиацией объясняется голубой цвет неба. Прямая радиация, это радиация которая приходит к земной поверхности непосредственно от диска Солнца.

11. Суммарная солнечная радиация - вся прямая и рассеянная солнечная радиация, поступающая на земную поверхность. Суммарная солнечная радиация характеризуется интенсивностью. При безоблачном небе суммарная солнечная радиация имеет максимальное значение около полудня, а в течение года - летом.

12. Суммарная солнечная радиация падает на земную поверхность, часть ее поглощается и переходит в тепловую, а часть отражается. Отражающая свойство поверхности - это альбедо, которое вычисляют в процентах от соотношения отраженной радиации и суммарной радиации. Альбедо зависит от состояния поверхности, ее цвета, угла падения лучей на водную поверхность. Больше альбедо имеет чистый снег - 85-90%, а наименьшее - черноземная пашня - 5-14%. Зеленые листья отражает 20-25%, а желтое -30-38% солнечной радиации. Альбедо гладкой водной поверхности изменяется от 2% при зенитном положении Солнца до 70-75% при низком. Альбедо верхней поверхности облаков в среднем составляет 50-60%.

Большинство отраженной радиации и примерно 1/3 рассеянной выходят из атмосферы в космос. Отношение отраженной и рассеянной радиации которая выходит в Космос, к общему количеству радиации, поступающей в атмосферу называют планетарным альбедо Земли. Планетарное альбедо составляет 28%.

13. Прямая и рассеянная радиация имеют суточный ход в завязку с изменением высоты Солнца. Интенсивность их возрастает от восхода Солнца до полудня, а затем падает от полудня до заката Солнца. Отклонения в суточном ходе могут быть связаны с изменением прозрачности атмосферы и облачности в течение дня. Согласно высоты Солнца прямая солнечная радиация изменяется в течение года.Ее минимальная интенсивность приходится в умеренных широтах на декабрь, когда высота Солнца наименьшая, а максимальная на весенние месяцы, поскольку летом возрастает опыления, количество водяного пара и продуктов конденсации.Интенсивность прямой радиации очень мало растет от полюсов к экватору / от 1,3 до 1,5 - 1,6 кал на квадр. см в минуту /, ибо в этом же направлении повышается опыления и содержание влаги в воздухе. С высотой прямая солнечная радиация усиливается, ибо уменьшается масса атмосферы, сквозь которую она проходит. На каждые 100 м высоты интенсивность радиации увеличивается на 0,02 кал на квадр. см в минуту. Рассеянная радиация возрастает при увеличении опыления и облачности.Отражения радиации снежным покровом также увеличивает ее рассеяния атмосферными газами. Наибольших значений рассеянная радиация достигает в Арктике и Антарктиде, где Солнце стоит очень низко, и путь прямой радиации к земной поверхности длинный, большая часть ее отражается снежным покровом обратно в атмосферу и еще больше рассеивается. При безоблачном небе суммарная радиация имеет правильный суточный ход с максимумом около полудня и годовой ход с максимумом летом. Облачность в среднем уменьшает суммарную радиацию.

14. Излучение земной поверхности - тепловое инфракрасное, не воспринимаемое глазом излучение земной поверхности с длинами волн от 3 до 80 мкм. Поток собственного излучения земной поверхности направлен вверх и почти целиком поглощается атмосферой, нагревая ее. За счет собственного излучения земная поверхность теряет тепло. Атмосфера Земли поглощает земное излучение и снова возвращает большую его часть к Земле (встречное излучение). Атмосферное излучение -- это инфракрасное излучение, порождаемое атмосферой и облаками в частности, с длинами волн от 4 до 120 мкм.По направлению атмосферное излучение делится:в сторону космического пространства (уходящая длинноволновая радиация)в сторону земной поверхности (встречное излучение). Атмосферное излучение осуществляется через отражение и поглощение. Отражение -- это процесс, который предотвращает поступление энергии в атмосферу в случае солнечного излучения. По отношении к излучению с земной поверхности отражение сохраняет энергию в атмосфере, не давая излучению уйти в космическое пространство. Поглощение -- это процесс, благодаря которому «энергия падающего излучения удерживается веществом». В этом случае веществом выступает наша атмосфера. поглощение электромагнитного излучения помогает Земле несколькими способами. Прежде всего, поглощение помогает людям предотвратить достижение поверхности Земли высокоэнергетическим излучением, а это ограничивает воздействие на нас вредного излучения. Атмосфера поглощает большинство радиации из ультрафиолетового региона до региона рентгеновских лучей. Второй способ, которым нам помогает поглощение, это как источник тепла для нас. Если кто-то возьмет и сделает вертикальный поперечный разрез всей атмосферы, то можно заметить, что температура увеличивается с высотой. Это увеличение температуры объясняется увеличение поглощения электромагнитной радиации с высотой благодаря более высокой концентрации поглощающих газов с высокоэнергетической длиной волн, которые присутствуют в более высоких слоях атмосферы. Встречное излучение всегда несколько меньше земного. Поэтому земная поверхность теряет тепло за счет положительной разности между собственным и встречным излучением. Разность между собственным излучением земной поверхности и встречным излучением атмосферы называют эффективным излучением Эффективное излучение, представляет собой чистую потерю лучистой энергии, а следовательно, и тепла с земной поверхности ночью. Эффективное излучение, конечно, существует и в дневные часы. Но днем оно перекрывается или частично компенсируется поглощенной солнечной радиацией. Поэтому земная поверхность днем теплее, чем ночью, но и эффективное излучение днем больше.

15.Радиационный баланс атмосферы и подстилающей поверхности, сумма прихода и расхода лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой атмосферой и подстилающей поверхностью. Для атмосферы Радиационный баланс состоит из приходной части -- поглощённой прямой и рассеянной солнечной радиации, а также поглощённого длинноволнового (инфракрасного) излучения земной поверхности, и расходной части -- потери тепла за счёт длинноволнового излучения атмосферы в направлении к земной поверхности (т. н. противоизлучение атмосферы) и в мировое пространство. Приходную часть Радиационный баланс подстилающей поверхности составляют: поглощённая подстилающей поверхностью прямая и рассеянная солнечная радиация, а также поглощённое противоизлучение атмосферы; расходная часть состоит из потери тепла подстилающей поверхностью за счёт собственного теплового излучения. Радиационный баланс является составной частью теплового баланса атмосферы и подстилающей поверхности. Радиационный баланс земной поверхности - разность между суммарной солнечной радиацией, поглощенной земной поверхностью, и ее эффективным излучением.

16. Географическое распределение суммарной радиации распределение годовых и месячных количеств суммарной солнечной радиации по земному шару 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 оказывают влияние прозрачность атмосферы и облачность. Годовые количества суммарной радиации особенно велики в малооблачных субтропических пустынях. Зато над приэкваториальными лесными областями с их большой облачностью они снижены. К более высоким широтам обоих полушарий годовые количества суммарной радиации убывают. Но затем они снова растут -- мало в Северном полушарии, но весьма значительно над малооблачной и снежной Антарктидой. Над океанами суммы радиации ниже, чем над сушей.

17. Приход тепла из воздуха или отдачу его в воздух путем теплопроводности обозначим буквойР. Такой же приход или расход путем теплообмена с более глубокими слоями почвы или воды обозначим G. Потерю тепла при испарении или приход его при конденсации на земную поверхность обозначим LE, где L - удельная теплота испарения и Е - масса испарившейся или сконденсировавшейся воды. Вспомним еще одну составляющую - энергию, пошедшую на фотосинтетические процессы - ФАР, впрочем, весьма маленькую в сравнении с остальными, поэтому в большинстве случаев ее не указывают в уравнении. Тогда уравнение теплового баланса земной поверхности примет вид В+ Р+ G + LE + Q_ФАР = 0 или В+ Р+ G + LE = 0

18. Нагревание и охлаждение распространяются в водоемах на более толстый и обладающий большей теплоемкостью слой, чем в почве. Вследствие этого изменения температуры на поверхности воды незначительны. Годовая амплитуда колебаний температуры на поверхности океана значительно больше, чем суточная, но она меньше, чем годовая амплитуда на поверхности почвы. В тропиках она порядка 2--3°С, под 40° с.ш. около 10°С. На внутренних морях и значительно большие годовые амплитуды --до 20°С и более. Как суточные, так, и годовые колебания распространяются в воде (также с запозданием) до больших глубин, чем в почве.

19. поверхности почвы. Минимум через полчаса после восхода солнца. К этому времени радиационный баланс поверхности почвы становится равным нулю -- отдача тепла из верхнего слоя почвы эффективным излучением уравновешивается возросшим притоком суммарной радиации в13--14 ч достигает максимума в суточном ходе. Отдача тепла в дневные часы из верхнего слоя почвы в атмосферу происходит путем эффективного излучения, и путем увеличившегося испарения воды. Продолжается и передача тепла в глубь почвы. Максимальные температуры на поверхности почвы обычно выше, чем в воздухе т.к. днем солнечная радиация прежде всего нагревает почву, а уже от нее нагревается воздух. Ночью температура почвы ниже, чем в воздухе, так как прежде всего почва выхолаживается эффективным излучением, а уже от нее охлаждается воздух. Суточная амплитуда температуры. Температура поверхности почвы, конечно, меняется ив годовом ходе. В тропических широтах ее годовая амплитуда (разность многолетних средних температур самого теплого и самого холодного месяцев года) небольшая и растет с широтой. Температура воздуха меняется в суточном ходе вслед за температурой земной поверхности, отставая на некоторое время Суточный ход температуры воздуха достаточно правильно проявляется лишь в условиях устойчивой ясной погоды. Это зависит от изменений облачности, меняющих радиационные условия на земной поверхности, а также адвекции, т.е. от притока воздушных масс с другой температурой. Суточная амплитуда температуры воздуха меняется также по сезонам, по широте, а также в зависимости от характера почвы и рельефа местности. Зимой она меньше, чем летом, так же как и амплитуда температуры подстилающей поверхности.

22. Важное в практическом отношении явление заморозков связано как с суточным ходом температуры, так и с непериодическими ее понижениями, причем обе эти причины обычно действуют совместно. Заморозками называют понижения температуры воздуха ночью до 0 градусов и ниже, в то время как средние суточные температурные значения еще (или уже) держатся выше нуля, т.е. осенью и весной. Бывает так, что температура воздуха даже на небольшой высоте над почвой остается выше нуля, но сама почва или растения на ней охлаждаются путем излучения до отрицательной температуры и на них появляется иней. Это явление называется заморозком на почве. Заморозки чаще всего бывают при вторжении в данный район достаточно холодной воздушной массы, например арктического воздуха. Температура в нижних слоях этой массы днем все-таки выше нуля. Ночью же температура воздуха падает в суточном ходе ниже нуля, т.е. наблюдается заморозок. Для заморозка нужна ясная и тихая ночь, когда эффективное излучение с поверхности почвы велико, а турбулентность мала и воздух, охлаждающийся от почвы, не переносится в более высокие слои, а подвергается длительному охлаждению. Такая ясная и тихая погода обычно наблюдается во внутренних частях областей высокого атмосферного давления - антициклонах. Заморозки чаще всего происходят в низинах.

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

24. Адиабатический процесс в атмосфере - изменение температуры воздуха, протекающее без теплообмена с окружающей средой, только за счет внутренней энергии воздушных масс при их перемещении.При этом внутренняя энергия и температура воздуха изменяются за счет работы сжатия или расширения. При сжатии давление и внутренняя энергия воздуха возрастают, и температура повышается. При расширении давление и внутренняя энергия убывают, и температура падает. При адиабатическом процессе воздушная масса, поднимаясь в более разреженные слои атмосферы, расширяется и охлаждается, при опускании в более плотные слои - сжимается и нагревается. греч.Adiabatos - непереходимый Между адиабатическим подъемом сухого и влажного ненасыщенного воздуха имеется принципиальное различие. Адиабатический подъем сухого воздуха ведет только к падению температуры в нем. Если же поднимается влажный ненасыщенный воздух, то вместе с адиабатическим понижением температуры содержащийся в воздухе водяной пар постепенно приближается к состоянию насыщения. Наконец, на какой-то высоте температура понизится настолько, что водяной пар достигнет насыщения. При дальнейшем подъеме влажный насыщенный воздух охлаждается иначе, чем ненасыщенный, т. е. уже не по сухоадиабатическому закону. В нем происходит конденсация избыточного количества водяного пара, вследствие чего выделяется теплота конденсации. Выделение этой теплоты идет на совершение части работы расширения поднимающегося воздуха. Тем самым оно замедляет понижение температуры при подъеме. Она падает тем медленнее, чем больше влагосодержание воздуха в состоянии насыщения. В сухом и ненасыщенном влажном воздухе при сухоадиабатическом процессе изменение температуры на единицу изменения высоты -- величина постоянная (прямолинейная зависимость). Однако при влажноадиабатическом процессе изменение температуры на каждую единицу высоты -- величина переменная. И линии изменения температуры в осях координат температура -- высота -- кривые, а не прямые. По мере увеличения высоты насыщающие количества водяного пара становятся все меньше и меньше, влажноадиабатический градиент приближается к сухо-адиабатическому градиенту, поэтому наклон влажных адиабат приближается к наклону сухих адиабат. По этой причине на графике влажные адиабаты обращены выпуклостью вверх. При очень низких температурах, которые имеет воздух, поднимающийся в высоких слоях атмосферы, водяного пара в нем остается мало и выделение теплоты конденсации поэтому тоже незначительное. Падение температуры при адиабатическом подъеме в таком воздухе приближается к падению в сухом воздухе. Иначе говоря, влажноадиабатический градиент при низких температурах приближается по величине к сухоадиабатическому градиенту. При опускании насыщенного воздуха процесс изменения температуры происходит по-разному в зависимости от того, остались ли в воздухе продукты конденсации (капли и кристаллы) или они уже целиком выпали из воздуха в виде осадков.Если в воздухе нет продуктов конденсации, то как только он начнет опускаться и начнет расти температура, воздух становится ненасыщенным. Следовательно, изменение температуры пойдет по сухоадиабатическому закону, т. е. воздух, опускаясь, будет нагреваться на 1°С/100 м.Если в воздухе сохранились продукты конденсации (капельки и кристаллы), образовавшиеся при подъеме, то при опускании и нагревании воздуха они будут постепенно испаряться. При этом часть внутренней энергии опускающегося воздуха затрачивается на испарение капелек и кристаллов, т. е. часть тепла воздушной массы переходит в скрытую теплоту парообразования, поэтому температура повышается меньше, чем при сухоадиабатическом опускании.

25. Стратификация атмосферы - распределение температуры воздуха по высоте, определяющее условия равновесия в атмосфере, благоприятствующие или неблагоприятствующие развитию вертикальных перемещений воздуха. Различают: - устойчивую стратификацию атмосферы, при которой вертикальные движения в атмосфере затухают, преобладает ясное небо или развивается слоистая облачность; - неустойчивую стратификацию атмосферы, которая поддерживает или усиливает восходящие движения воздуха и служит необходимым условием для развития облаков конвекции и конвективной фронтальной облачности; - безразличную стратификацию атмосферы по отношению к сухому (и ненасыщенному) или насыщенному воздуху.

26. Распределение температуры воздуха на земной поверхности показывают на картах изотерм года, теплого и холодного / июль и январь / месяцев. Изотермы - это линии, соединяющие точки с одинаковой температурой. Для составления карт изотерм температуры приводят к уровню моря. считая, что с высотой температура уменьшается в среднем на 0,6 ° С на каждые 100 м. В январе в северном полушарии главный полюс холода находится в Якутии, в связи с большим излучением снежного покрова и выхолаживание воздуха в межгорных котловинах и долинах при господстве малооблачно антициклонный погоды. Второй полюс холода находится над Гренландией. Кроме того. между Гольфстримом и Скандинавского полуострова контрасты усиливаются прибрежными горами Норвегии, восточнее которых над сушей собирается холодный воздух. Под влиянием теплых течений изотерма января -20 ° С отступает до 83 ° с.ш., а значительная часть Баренцева моря не замерзает. Аналогично влияют на температуру воздуха Скалистые горы на западной побережье Северной Америки. Контрасты температур у восточного побережья материков является следствием холодных течений, которые двигаются с Арктики, уменьшают температуру воздуха и нарушают ее зональное распределение. Летом распределение температуры значительно меняется. В северном полушарии направление изотерм приближается к широтного и только в районах холодных течений у берегов Северной Америки, Калифорнии, Северо-Восточной Азии они отклоняются далеко на юг. Над материками наблюдаются несколько центров теплоты: Долина Смерти в Калифорнии, Ливийская пустыня, Мексика, где максимальная температура повышается до 57 ... 58 градусов Цельсия. В южном полушарии распределение температур однообразнее, но и здесь есть свои области теплоты - пустыня Калахари и Центральная Австралия, где температура января поднимается выше 45 ° С, а июля - падает до -5 ° С. Полюсом холода является Антарктида, где в августе 1983 p. зафиксирован абсолютный минимум -89,2 ° С.

27. Влажность воздуха - содержание водяного пара в воздухе; одна из наиболее существенных характеристик погоды и климата. Влажность воздуха характеризуется абсолютной и относительной влажностью, дефицитом влажности, упругостью водяного пара, точкой росы. Точка росы - температура, до которой должен охладиться воздух при заданном давлении, чтобы содержащийся в нем водяной пар достиг состояния насыщения и начал конденсироваться. При относительной влажности 100% фактическая температура воздуха и точка росы совпадают. Относительная влажность воздуха - процентное отношение количества водяного пара, содержащегося в единице объема воздуха (упругости водяного пара), к наибольшему его количеству, которое может содержаться в единице объема воздуха (упругости насыщенного пара) при той же температуре. Абсолютная влажность воздуха - количество водяного пара в единице объема воздуха. Абсолютная влажность выражается либо в г/куб.м, либо в единицах давления воздуха, показывающих то давление, которое производил бы пар, если бы он один занимал объем всего воздуха. Упругость водяного пара в атмосфере, парциальное давление водяного пара, находящегося в воздухе; выражается в мбар или мм рт. ст. Дефицит влажности - разность между насыщающей упругостью водяного пара в атмосфере при данных температуре и давлении и фактической его упругостью.

28. Упругость водяного пара имеет простой суточный ход. параллельный суточному ходу температуры и достигает максимума после полудня. Но в сухих внутренних континентальных областях упругость водяных паров увеличивается от восхода Солнца до 9 часов утра, после чего снижается до 15 часов и имеет таким образом два минимума и два максимума / в 9 часов и 22 часа / Годовой ход также параллельный годовом хода температуры, холодный месяц имеет наименьшую, а самый теплый - наибольшую упругость водяных паров У экватора упругость водяного пара самая большая и составляет 20 ... 25 мб. Она уменьшается в тропических поясах до 20 мб, в умеренных - до 12 мб летом и 6 мб зимой, в полярных областях - ниже 2 мб.Зимой над холодными внутренними областями материков образуются районы пониженной упругости, так в Центральной Якутии и в Антарктиде она меньше за 0,1 мб. Летом областями пониженной упругости является пустыни. В муссонного климата абсолютная влажность наибольшая летом и наименьшая взимку.

29. Относительная влажность имеет суточный и годовой ход, противоположный ходу температуры, поскольку при снижении температуры она растет. Суточный минимум относительной влажности совпадает с суточным максимумом температуры после полудня, а максимум относительной влажности - с суточным минимумом температуры во время восхода Солнца. В горах и высоких слоях атмосферы максимальная относительная влажность наблюдается днем, а минимальная - утром. Относительная влажность остается высокой в ??течение года в экваториальных широтах / 85% /, а также над Северным Ледовитым океаном, на севере Атлантического и Тихого океанов и около Антарктиды, где абсолютная водогисть незначительная, но очень низкая температура воздуха. В умеренных широтах зимой над охлажденными материками относительная влажность равна 75-80%, а летом снижается до 60-70%. Круглогодично небольшая относительная влажность наблюдается в субтропических и тропических пустынях / менее 50% /.Относительная влажность зависит и от абсолютной влажности, поэтому в муссонных областях Индии зимой относительная влажность понижена до 50%, а в начале летнего муссона увеличивается до 80-85% .

30. Постоянный обмен влагой между атмосферой и земной поверхностью, состоящий из процессов испарения, переноса водяного пара в атмосфере, конденсации его в атмосфере, выпадения осадков, стока. В этой совокупности, представляющей единый комплексный климатообразующий процесс, происходит непрерывный переход воды с земной поверхности в воздух и из воздуха снова на земную поверхность.

31. От лат.Condensatio - сгущение, уплотнение Конденсация водяного пара - превращение водяного пара, содержащегося в атмосфере, в воду. Конденсация начинается тогда, когда воздух достиг состояния насыщения (относительная влажность 100%) и не может вместить больше влаги в газообразном состоянии. Основная причина конденсации - охлаждение воздуха. Водяной пар конденсируется в виде росы, тумана, облаков. Водяной пар может переходить непосредственно в твердую фазу - в кристаллы льда. Ядра конденсации - жидкие или твердые частички, взвешенные в атмосфере, на которых начинается конденсация водяного пара и образуются капельки облаков и туманов.

32. Испарение воды - переход воды из жидкого состояния в газообразное (водяной пар). Испарение происходит с поверхности воды, почвы, растительности, льда, снега и т.д. за счет энергии, получаемой Землей от Солнца. Испарение идет тем интенсивнее, чем больше разница между количеством пара, которое может содержаться в воздухе при данной температуре, и его фактическим содержанием в воздухе. Испарению способствует ветер. Испаряемость - величина слоя воды (в мм), который может испариться в данном месте за рассматриваемый период. Над водной поверхностью испаряемость равна фактическому испарению. На суше, где запас влаги ограничен, испаряемость может значительно превышать фактическое испарение; эта разница тем больше, чем жарче и суше климат.

33. В атмосфере в результате конденсации возникают скопления продуктов конденсации -- капель и кристаллов, видимых простым глазом. Их называют облаками. 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 к 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. Принципиальной разницы в строении облаков и туманов нет. В горах возможно возникновение облака на самом горном склоне. Для наблюдателя, смотрящего снизу, из долины, это будет облако, для наблюдателя на самом склоне -- туман. Степень покрытия небосвода облаками называют облачностью, она определяется в баллах от 1 до 10; соответственно 10 б - все небо / 100% / закрыто облаками.Отдельно оценивается общая облачность и дождь нижнего яруса.

34. Международная классификация облаков включает 10 родов: 1 / перистые (Cirrus) 2 / перисто-кучевые (Сirrocumulus) 3 / перисто-слоистые (Сиrrostratus); 4/висококупчасти (Altocumulus /;

5/високошарувати (Altostratus); 6/ Слоистые (Stratus), 7 / слоисто-кучевые / Stratocumulus /, 8 / слоисто-дождевые (Nimbostratus); 9 / кучевые (Cumulus) /; 10 / кучево-дождевые (Cumulonimbus).

По высоте различают: верхний ярус - выше З. .. 6 км / перистые, перисто-слоистые и перисто-кучевые облака /, средний - от 2 до 4 ... 6 км / высококучевые, високошарувати /; нижний ярус - ниже 3 км / слоистые, слоисто-дождевые, слоисто-кучевые /. Кучевые и кучево-дождевые облака занимают нижний и средний ярусы, а вершины их находятся в верхнем ярусе. Перистые, перисто-кучевые и перисто-слоистые облака состоят из кристалликов льда, не дают осадков, они тоненькие, белого цвета. Высокие кучевые облака белые или сероватые, состоящие из мелких переохлажденных капель, имеют вид волн, куч, гряд, хлопьев с просветами голубого неба, осадков не дают. Различают волнистые и купчастоподибни виды. Слоистые облака состоят из смеси снежинок и мелких капель, имеющих вид серой или синеватой однородной пленки, через яуу Солнце и Луна просвечивает, как сквозь матовое стекло. Зимой могут дать снег, а летом осадков не дают. Бывают туманоподибни и волнистые виды. Слоистые облака представляют собой однообразный серый слой. подобен туману, иногда расторгнут снизу. Закрывают все небо, бывают туманоподибни, волнистые, разорвано-слоистые. Из них может падать редкий снег или мороситы мелкие-дождь / туман /.Слоисто-дождевые облака состоят из крупных капель внизу и мелких наверху.Имеют вид темно-серого сплошного слоя, будто освещенного изнутри, во время дождя слой выглядит однообразным. Выпадают обложные дожди или снег, иногда с перерывами. Кучевые и кучево-дождевые облака - это облака вертикального развития, конвективные по происхождению. Кучевые облака состоят из капель, но опалов не дают. Это плотные высокие облака с белили кучевыми и куполообразными вершинами и плоским основанием серого или синего цвета. Бывают такие виды: плоские, средние, крупные; есть много разновидностей. Кучево-дождевые, или грозовые, облака снизу состоят из капель, а сверху - из кристаллов. Они имеют вид белых плотных облаков с темной основой, или гор, огромного наковальни подобное.Бывают лысые и волосатые вида, из которых выпадают ливневые дожди, град, сопровождающиеся грозой.

35. Туманы - это накопление в приземном слое воздуха продуктов конденсации. т.е. мельчайших капелек воды или кристаллов льда. При образовании тумана теплота отдается в приземный слой воздуха. Видимость в тумане может быть до 1 км. Если видимость превышает 1 км. явления называют дымкой / дымкой /. Скопление твердых частей, дыма и пыли в сухом воздухе называют мглой. В зависимости от условий формирования туманы бывают разных типов: 1 / радиационные туманы; образуются в теплое время года вечером или ночью в тихую безоблачную погоду над реками, озерами, низменностями; 2 / адвективни туманы; возникают в теплом воздухе, которое примет в охлажденную местность. Они характерны для морских побережий, особенно осенью; З / туманы испарения; наблюдаются осенью над водоемами / реками, озерами /, когда их вода теплее воздуха; 4 / туманы смешивания - при перемешивании двух воздушных масс с разной температурой и влажностью. Среди них различают гарруа. -Это туманы, характерные для береговых пустынь в тропиках, где у берегов проходят холодные течения. Смешивание происходит и при встрече холодных и теплых течений / остров Ньюфаундленд /; 5 / на горных склонах при поднятии и адиабатическом охлаждении воздуха возникают туманы склонов, 6 / городские туманы связаны с огромным количеством ядер конденсации в крупных городах. Когда туман перемешивается с дымом, выбросами автотранспорта, продуктами горения, видимость падает до 0. воздух становится удушливым - это смог / от англ. "Smoke" - дым и "fog" - туман. Туманы могут состоять из капель воды или кристаллов льда. или из тех и других / смешанные /.

36. При увеличении капель и кристаллов воды в облаках до такого размера, что они могут преодолеть сопротивление восходящих воздушных ручьев, начинают выпадать осадки. Обложные осадки выпадают из облаков восходящего движения (слоисто - дождевых и высокослоистых), связанных с фронтами, это осадки средней интенсивности, выпадающие на больших площадях. Они распространяются равномерно и продолжаются длительное время. Ливневые осадки выпадают из кучево-дождевых облаков, связанных с конвекцией. Выпадают интенсивнее, но малопродолжительны. Малая продолжительность связана с тем, что они связаны с отдельными облаками или узкими зонами облаков. Для ливней характерна неравномерность. Моросящие осадки выпадают из слоистых и слоисто - кучевых облаков, типичных для теплых или устойчивых воздушных местных масс. Вертикальная протяженность этих облаков невелика. В теплое время осадки могут выпадать из них только в результате взаимного слияния капель. Выпадающие осадки - морось состоит из очень мелких капелек. Зимой - мелкие кристаллы (снежные зерна).

37. Снег -- твёрдые осадки, выпадающие (чаще всего при отрицательной температуре воздуха) в виде снежных кристаллов (снежинок) или хлопьев. При слабом снеге горизонтальная видимость (если нет других явлений -- дымки, тумана и т. п.) составляет 4-10 км, при умеренном 1-3 км, при сильном снеге -- менее 1000 м (при этом усиление снегопада происходит постепенно, так что значения видимости 1-2 км и менее наблюдаются не ранее чем через час после начала снегопада). В морозную погоду (температура воздуха ниже ?10…-15°) слабый снег может выпадать из малооблачного неба. Отдельно отмечается явление мокрый снег -- смешанные осадки, выпадающие при положительной температуре воздуха в виде хлопьев тающего снега. Дождь -- жидкие осадки в виде капель диаметром от 0,5 до 5 мм. Отдельные капли дождя оставляют на поверхности воды след в виде расходящегося круга, а на поверхности сухих предметов -- в виде мокрого пятна.Град осадки в виде кусочков льда чаще шарообразной формы, до 300 г! градины состоят из белого матового ядра и далее последовательных прозрачных и мутных слоев льда. Град выпадает из кучево-дождевых облаков при грозах, как правило, с ливневым дождем. Крупа - осадки из сильно озерненных снежинок. Наблюдается при температурах, близких к нулю. Морось -- жидкие осадки в виде очень мелких капель (диаметром менее 0,5 мм), как бы парящих в воздухе. Сухая поверхность намокает медленно и равномерно. Осаждаясь на поверхность воды не образует на ней расходящихся кругов. Ледяной дождь -- твёрдые осадки, выпадающие при отрицательной температуре воздуха (чаще всего 0…-10°, иногда до ?15°) в виде твёрдых прозрачных шариков льда диаметром 1-3 мм. Внутри шариков находится незамёрзшая вода -- падая на предметы, шарики разбиваются на скорлупки, вода вытекает и образуется гололёд.

38. суточный и годовой ход осадков. Поскольку в развитии облачности обнаруживается суточный ход, то и в выпадении осадков тоже имеется тенденция к суточной периодичности. Выделяют два типа суточного хода осадков: континентальный и морской. В континентальном типе наблюдается два максимума и два минимума в ходе выпадения осадков. В неустойчиво стратифицированной массе воздуха максимум дают ливневые осадки в послеполуденные часы (главный максимум), когда наибольшего развития достигнет конвективная облачность; в устойчиво стратифицированной - обильные осадки в предутренние часы (вторичный максимум), когда наиболее интенсивно развита слоистая облачность. Главный минимум осадков наблюдается ночью, вторичный -- перед полуднем. В морском типе суточный ход осадков простой: минимум приходится на дневные часы, максимум -- на ночные, когда над морями и океанами увеличивается вертикальный температурный градиент, в результате чего создается неустойчивое состояние атмосферы и связанное с этим облакообразование. Количество выпадающих осадков зависит от сезона года, т. е. имеет годовой ход, который в свою очередь зависит от климатических особенностей района. В экваториальной зоне между 10° с.ш. и 10° ю.ш. максимумы приходятся на апрель и ноябрь (после весеннего и осеннего равноденствия). В тропических областях (от 10 до 30° с. и ю. широт) по обе стороны от экватора наблюдается один дождливый период, захватывающий четыре летних месяца; в течение остальных месяцев господствует засушливый период. В субтропических зонах осадков выпадает мало, особенно летом. В умеренных широтах осадки связаны преимущественно с циклонической деятельностью. Большое число циклонов проходит в средних широтах в зимнее время. Перемещаясь над океанами, они обусловливают выпадение большого количества осадков. Над сушей в летнее время сильно развита конвекция, в результате чего при достаточном содержании водяного пара выпадают обильные ливневые осадки.

39. Вдоль экватора расположена полоса, наиболее богатая осадками. Здесь, годовые суммы осадков составляют 1000 - 2000 мм и больше. В этой же зоне на островах Тихого океана выпадает даже 5000-- 6000 мм осадков. К северу и к югу от экваториальной области количество осадков уменьшается и достигает минимума в субтропической области между 20 и 30° с. и ю. широт. Среднее годовое количество осадков в этой области не более 500 мм. Здесь расположено большинство пустынь земного шара. В пустыне Сахара, пустынях Перу и Чили встречаются места, где осадки не выпадают в течение нескольких лет. В умеренной зоне количество осадков снова возрастает и составляет 500--1000 мм в год, что объясняется циклонической деятельностью.

В полярных областях количество осадков уменьшается и не превышает 300 мм в год. Малое количество осадков здесь обусловлено низкими температурами и незначительным содержанием в воздухе водяного пара. Наибольшее количество осадков выпадает в Черапунджи (Индия), Кауаи (Гавайские о-ва) и Дебундже (Африка); многолетние средние годовые суммы осадков здесь составляют 9500 -- 12100мм в год.

40. Наземные гидрометеоры Осадки (гидрометерры) в виде капелек, кристаллов или аморфных на вид атмосферных отложений льда, возникающие на земной поверхности и на поверхностях наземных предметов путем конденсации или кристаллизации на них водяного пара. Это роса, жидкий налет, иней, твердый налет, изморозь. Сюда же относят и гололед, возникающий при отложении и замерзании переохлажденных капелек воды. С гололедом сходно обледенение самолетов. Роса Из-за охлаждения воздуха водяной пар конденсируется на объектах вблизи земли и превращается в капли воды. Это происходит обычно ночью. Твёрдый налёт -- атмосферное явление, легкий, белый налёт из маленьких ледяных кристалликов, по строению похожий на иней, но отличающийся от него условиями образования. Образуется на стенах домов, стволах деревьев, на скалах и т. п., обыкновенно в пасмурную погоду, когда после более или менее продолжительных морозов наступает потепление и дует сравнительно тёплый и влажный ветер. Изморозь -- вид атмосферных осадков, представляет собой кристаллические или зернистые отложения льда на тонких и длинных предметах (ветвях деревьев, проводах) при влажной морозной погоде. На поверхности предметов, крышах зданий и автомобилей изморозь отлагается очень слабо (в отличие от инея)

41. С облаками и осадками связаны разнообразные электрические процессы и оптические явления, большинство из которых еще достаточно не изучено. Например с кучево-дождевыми облаками связаны грозы, когда ливень сопровождается электрическими разрядами / молниями / и громом, а также прочными шквалами ветра. С атмосферным электричеством связывают появление шаровидной молнии в виде шара диаметром в несколько десятков сантиметров, которая движется в воздухе и может взрываться или спокойно исчезать. Когда из заостренных предметов в атмосферу вытекают разряды, это явление называют огнем Святого Эльма. В тонких высоких облаках вокруг Луны и Солнца могут возникать цветные или желтые и белые круги, столбы. В кучево-дождевых облаках после ливня возникает радуга, или радуга.

42. При устойчивых отрицательных температурах воздуха снег, выпавший на земную поверхность, остается лежать на ней в виде снежного покрова. В высоких полярных широтах (Антарктида, Гренландия, Арктический бассейн) снежный покров сохраняется круглый год. В умеренных и тропических широтах снег удерживается круглый год только на больших высотах в горах. На равнинах умеренных широт снежный покров стаивает весной и устанавливается вновь осенью. В таянии снежного покрова основную роль играет перенос теплых воздушных масс с температурой выше нуля. Нагревание снега солнечной радиацией имеет второстепенное значение вследствие большого альбедо снега. Только загрязненный снег, например в городах, нагревается солнечными лучами больше и тает быстрее, чем чистый. Устойчивый снежный покров не образуется так далеко в низких широтах, каксамо выпадение снега. В отдельные дни снег может выпадать и в очень низких широтах (до 20-25° с.ш. на суше), но он тут же тает.

43. Метемль (буран, вьюга) -- перенос ветром снега, поднятого с поверхности земли. На официальных метеорологических станциях отмечают позёмок, низовую метель и общую метель. Позёмок -- перенос снега ветром с поверхности снежного покрова в слое высотой 0.5-2 м, не приводящий к заметному ухудшению видимости (если нет других атмосферных явлений -- снегопада, дымки и т. п. -- горизонтальная видимость на уровне 2 м составляет 10 км и более). Может наблюдаться как в малооблачную погоду, так и при снегопаде. Возникает обычно при сухом несмёрзшемся снежном покрове и скорости ветра 5-6 м/с и более. Низовая метель -- перенос снега ветром с поверхности снежного покрова в слое высотой несколько метров с заметным ухудшением горизонтальной видимости (обычно на уровне 2 м она составляет от 1 до 9 км, но в ряде случаев может снижаться до нескольких сотен метров). Вертикальная видимость при этом вполне хорошая, так что возможно определить состояние неба (количество и форму облаков). Как и позёмок, может наблюдаться как в малооблачную погоду, так и при снегопаде. Возникает обычно при сухом несмёрзшемся снежном покрове и скорости ветра 7-9 м/с и более. Общая метель -- интенсивный перенос снега ветром в приземном слое 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. Горизонтальная видимость на уровне 2 м обычно составляет от 1-2 км до нескольких сотен и даже до нескольких десятков метров. Возникает обычно при сухом несмёрзшемся снежном покрове и скорости ветра 10 м/с и более. Перед метелью или после неё (при ослаблении ветра), а также при отдалённой метели, когда поднятые в воздух частицы снега переносятся ветром на большое расстояние, может наблюдаться снежная мгла.

44. Атмосферное давление - давление атмосферного воздуха на находящиеся в нем предметы и на земную поверхность. В каждой точке атмосферы атмосферное давление равно весу вышележащего столба воздуха с основанием, равным единице площади; с высотой атмосферное давление убывает. Показателем давления служит высота ртутного столба в мм, уравновешиваемого давлением воздуха. В системе СГС атмосферное давление измеряется в миллибарах (мбар), в системе СИ - в гектопаскалях (гПа). При повышении температуры воздух расширяется и конвективно поднимается, а давление падает. При уменьшении температуры воздух сжимается, становится более плотным, а давление растет. Распределение атмосферного давления по земной поверхности обусловливает движение воздушных масс и атмосферных фронтов, определяет направление и скорость ветра. Уравнение, описывающее изменение атмосферного давления с высотой в предположении статического равновесия, т. е. при равновесии силы тяжести и вертикальной составляющей барического градиента: или Интеграл этого уравнения называется барометрической формулой.

45. Вертикальная составляющая Б. Г., т. е. убывание давления на единицу расстояния по вертикали, называется вертикальным барическим градиентом. Говоря о Б. Г., часто имеют в виду лишь числовую его величину. Горизонтальный Б. Г. практически определяется падением давления в миллибарах на расстоянии, равном 100 км (или 1 град мер.). Обычно величины горизонтального Б. Г. составляют 1--3 мб на 100 км, но в тропических циклонах -- часто десятки миллибаров на 100 км. Вместо вертикального Б. Г. нередко пользуются обратной ему величиной -- барической ступенью, в метрах на миллибар. Барическая ступень Величина -- dz/dp, обратная вертикальному барическому градиенту; расстояние по вертикали (практически в метрах), на котором атмосферное давление меняется на единицу (на 1 мб), падая вверх и возрастая вниз: