Наука о Земле

Там, где изобары сгущены, изменение давления на единицу расстояния по нормали к изобаре больше; там, где изобары раздвинуты, оно меньше.

Если в атмосфере есть горизонтальный барический градиент, это означает, что изобарические поверхности в данном участке атмосферы наклонены к поверхности уровня и, стало быть, пересекаются с нею, образуя изобары.

На практике измеряют на синоптических картах средний барический градиент для того или иного участка барического поля. Именно, измеряют расстояние между двумя соседними изобарами в данном участке по прямой. Затем разность давлений между изобарами (обычно это 5 мб) делят на это расстояние, выраженное в крупных единицах - 100 км. В действительных условиях атмосферы у земной поверхности горизонтальные барические градиенты имеют порядок величины в несколько миллибар (обычно 1-3) на 100 км.

Изменение давления с высотой

С высотой атмосферное давление падает. Это связано с двумя причинами. Во-первых, чем выше мы находимся, тем меньше высота столба воздуха над нами, и, следовательно, меньший вес на нас давит. Во-вторых, с высотой плотность воздуха уменьшается, он становится более разреженным, то есть в нем меньше молекул газов, а следовательно он имеет меньшую массу и вес.

Международная стандартная атмосфера (сокр. МСА, англ. ISA) -- условное вертикальное распределение температуры, давления и плотности воздуха в атмосфере Земли. Основой для расчёта параметров МСА служит барометрическая формула, с определёнными в стандарте параметрами.

Для МСА принимают следующие условия: давление воздуха на среднем уровне моря при температуре 15 °C равно 1013 мб (101, 3 кН/мІ или 760 мм рт. ст. ), температура уменьшается по вертикали с увеличением высоты на 6, 5 °C на 1 км до уровня 11 км (условная высота начала тропопаузы), где температура становится равной ?56, 5 °C и почти перестаёт меняться.

25. Общая циркуляция атмосферы

Общая циркуляция атмосферы (атмосферная циркуляция) -- планетарная система воздушных течений над земной поверхностью (в тропосфере сюда относятся пассаты, муссоны и воздушные течения, связанные с циклонами и антициклонами). Создает в основном режим ветра[1]. С переносом воздушных масс общей циркуляцией связан глобальный перенос тепла и влаги. Существование циркуляции атмосферы обусловлено неоднородным распределением атмосферного давления, вызванным влиянием неодинакового нагревания земной поверхности на разных широтах, а также над материками и океанами[1].

Неравномерное распределение тепла в атмосфере приводит к неравномерному распределению атмосферного давления, а от распределения давления зависит движение воздуха, или воздушные течения.

На характер движения воздуха относительно земной поверхности важное влияние оказывает тот факт, что движение это происходит на вращающейся Земле. В нижних слоях атмосферы на движение воздуха также влияет трение. Движение воздуха относительно земной поверхности называют ветром, всю систему воздушных течений на Земле -- общей циркуляцией атмосферы. Вихревые движения крупного масштаба -- циклоны и антициклоны, постоянно возникающие в атмосфере, делают эту систему особенно сложной.

С перемещениями воздуха в процессе общей циркуляции связаны основные изменения погоды: воздушные массы, перемещаясь из одних областей Земли в другие, приносят с собой новые условия температуры, влажности, облачности и пр.

Кроме общей циркуляции атмосферы, существуют местные циркуляции: бризы, горно-долинные ветры и др. ; возникают также сильные вихри малого масштаба -- смерчи, тромбы.

Ветер вызывает волнение водных поверхностей, многие океанические течения, дрейф льдов; он является важным фактором эрозии и рельефообразования.



26. Ветер. Геострофический и градиентный ветры. Направление и сила ветра

Ветер -- движение воздуха обычно в горизонтальном направлении относительно земной поверхности. Воздух движется из области высокого давления в область низкого давления. Причиной возникновения ветра является неравномерный нагрев различных участков Земли. Над обширными территориями нашей планеты формируются системы постоянных и переменных ветров -- воздушных течений.

Главной причиной возникновения ветра является разница в атмосферном давлении над участками земной поверхности. Стоит лишь давления где-нибудь уменьшиться или увеличиться, как воздух направится от места большего давления в сторону меньшего. А равновесие давления нарушается неодинаковым нагревом различных участков земной поверхности, от которых по-разному нагревается и воздух. Участки земной поверхности - сушу и вода - нагреваются неодинаково. Суходол нагревается быстрее. Поэтому и воздух над ним нагреется быстрее. Оно поднимется вверх, давление снижается. Над морем в это время воздух холоднее и соответственно выше давление. Поэтому воздух с моря перемещается на сушу на место теплого. Вот и подул ветер -дневной бриз. Ночью все происходит наоборот: сушу охлаждается быстрее, чем вода. Над ним холодный воздух создает большее давление. А над водой, долго сохраняет тепло и охлаждается медленно, давление будет ниже. Холодный воздух с суши с области высокого давления перемещается в сторону моря, где давление меньше. Возникает ночной бриз.

Следовательно, разница в атмосферном давлении действует как сила, вызывает горизонтальное движение воздуха из области высокого давления в область низкого давления. Так рождается ветер.

Геострофический ветер. Простейший вид движения воздуха, который можно представить теоретически, - это прямолинейное равномерное движение без трения. Такое движение при отклоняющей силе, отличной от нуля, называют геострофическим ветром.

При геострофическом ветре, кроме движущей силы градиента на воздух действует еще отклоняющая сила вращения Земли. Поскольку движение предполагается равномерным, обе силы уравновешиваются, т. е. равны по величине и направлены взаимно противоположно. Отклоняющая сила вращения Земли в северном полушарии направлена под прямым углом к скорости движения вправо. Отсюда следует, что сила градиента, равная ей по величине, должна быть направлена под прямым углом к скорости влево. А так как под прямым углом к градиенту лежит изобара, то это значит, что геострофический ветер дует вдоль изобар, оставляя низкое давление слева.

Скорость геострофического ветра прямо пропорциональна величине самого барического градиента. Чем больше градиент, т. е. чем гуще проходят изобары, тем сильнее ветер.

Ветер у земной поверхности всегда более или менее отличается от геострофического ветра и по скорости, и по направлению. Это происходит потому, что у земной поверхности достаточно велика сила трения, которая для геострофического ветра предполагается равной нулю. Но в свободной атмосфере, примерно начиная с 1000 м, действительной ветер уже очень близок к геострофическому.

Градиентный ветер приблизительно соответствует действительному ветру в свободной атмосфере циклона или антициклона. Траектории в случае градиентного ветра совпадают с изобарами. Градиентный ветер, так же как и геострофический, направлен по изобарам, в этом случае уже не прямолинейным, а круговым. В понятие градиентного ветра часто включают также и геострофический ветер, как предельный случай градиентного ветра.

Направление и сила ветра. Рассматривая характеристики ветров, нельзя не коснуться их силы, которая находится в прямой зависимости от скорости. Она измеряется в метрах в секунду, при этом за итоговую скорость обычно принимают усредненное значение в пределах 10 минут непрерывного измерения. Рекордный показатель для нашей планеты был зафиксирован в 1996 году, в Австралии и составил около 113-115 м/с или примерно 410 километров в час. Самые сильные постоянные ветра дуют в Антарктиде: их скорость достигает отметки в 90м/с.

Так как скорость и сила ветра являются его основными потенциально опасными характеристиками, была разработана международная шкала классификации Бофорта. Она оценивает примерное влияние скорости ветра на строения, различные наземные сооружения, человека, природу и технику. В настоящее время принят стандарт шкалы с 12 баллами:

Нужно хорошо запомнить, что, говоря о направлении ветра, имеют в виду направление, откуда он дует. Указать это направление можно, назвав либо точку горизонта, откуда дует ветер, либо угол, образуемый направлением ветра с меридианом места, т. е. его азимут. В первом случае различают 8 основных румбов горизонта: север, северо-восток, восток, юго-восток, юг, юго-запад, запад, северо-запад - и 8 промежуточных румбов между ними.

Рис. 1 Румбы горизонта

Если направление ветра характеризуется углом его с меридианом, то отсчет ведется от севера по часовой стрелке.

Направление ветра определяется с помощью флюгера, вращающегося около вертикальной оси. Под действием ветра флюгер принимает положение по направлению ветра. Флюгер обычно соединяется с доской Вильда. Так же как и для скорости, различают мгновенное и сглаженное направление ветра. Мгновенные направления ветра значительно колеблются около некоторого среднего (сглаженного) направления, которое определяется при наблюдениях по флюгеру.

Однако и сглаженное направление ветра в каждом данном месте Земли непрерывно меняется, а в разных местах в одно и то же время оно также различно. В одних местах ветры различных направлений имеют за длительное время почти равную повторяемость, в других - хорошо выраженное преобладание одних направлений ветра над другими в течение всего сезона или года. Это зависит от условий общей циркуляции атмосферы и отчасти от местных топографических условий.

27. Муссоны и пассаты

Переменные ветры (воздушные течения) -- это муссоны (араб, мавсим -- время года). Это ветры, которые меняют свое направление два раза в год: летом они дуют с моря на сушу, зимой -- с суши на море. Причина изменения направления заключается в том, что зимой и летом над сушей и морем устанавливается разное давление, а ветер всегда дует из области высокого давления в область низкого давления. Летом материк нагревается сильнее (поскольку земля нагревается быстрее, чем вода). От материка нагревается воздух, он расширяется, становится легким и поднимается вверх, поэтому над землей устанавливается область низкого давления. Океан нагревается медленнее, над ним устанавливается область высокого давления, и ветер начинает дуть с океана на сушу. Он приносит не очень жаркий, но насыщенный влагой воздух, из которого выпадают осадки. Зимой материк остывает значительно быстрее, чем океан, и над ним устанавливается область высокого давления. Над океаном же формируется область низкого давления. Зимний муссон дует с материка на океан и несет холодный, сухой воздух. Климат Дальнего Востока России находится в большой зависимости от муссонной циркуляции.

Пассатами называют ветры, стабильно дующие в тропической зоне круглый год благодаря инерционной силе вращения Земли и климатическим особенностям тропиков.

В Северном полушарии пассаты дуют с северо-востока, а в Южном - с юго-востока. Наибольшей стабильностью пассаты отличаются над морской поверхностью, тогда как рельеф суши вносит в их направление определенные изменения. Название «пассат» происходит от испанского выражения «viento de pasada» -- ветер, благоприятствующий движению. В эпоху Великих географических открытий, когда царицей морей была Испания, пассаты служили основным фактором, благоприятствующим движению парусных судов между Европейским материком и Новым Светом.

28. Циклоны и антициклоны

1. Циклон -- это область с пониженным давлением в центре. Поэтому воздух в циклоне перемещается по спирали от периферии (из областей высокого давления) к центру (в область низкого давления) и затем поднимается вверх, образуя восходящие потоки В циклоне воздух движется по криволинейному пути и направлен против часовой стрелки в Северном полушарии и по часовой стрелке -- в Южном. С циклонами связаны обширные области облаков и осадков, значительные изменения температуры, сильные ветры. Однако известны и циклоны, которые существуют в течение всего года в постоянных областях пониженного давления: Исландский циклон (минимум), расположенный в Северной Атлантике в районе о. Исландия, и Алеутский циклон (минимум) в районе Алеутских островов на севере Тихого океана. Кроме умеренных широт циклоны наблюдаются в тропическом поясе. Тропические циклоны возникают только над морем, между 10-15° с. и ю. ш. При переходе на сушу они быстро затухают. Это, как правило, небольшие циклоны, их диаметр около 250 км но с очень низким давлением в центре. Тропические циклоны перемещаются со скоростью 10-20 км/ч в основном с востока на запад, но их траектория отклоняется в сторону высоких широт (например, в Северном полушарии они движутся к северо-западу). Это очень мощные вихри с исключительно сильными ветрами (20-30 м/с, в порывах до 100 м/с и более), которые вызывают сильнейшее волнение на море и большие разрушения на суше.

2. Антициклон -- это область с повышенным давлением в центре. Благодаря этому движение воздуха в антициклоне направлено от центра (из области более высокого давления) к периферии (в области более низкого давления). В центре антициклона воздух опускается, образуя нисходящие потоки, и растекается во все стороны, т. е. от центра к периферии. При этом он также вращается, но направление вращения противоположно циклоническому -- оно происходит по часовой стрелке в Северном полушарии и против часовой стрелки -- в Южном. Антициклоны в умеренных широтах чаще всего следуют за циклонами, нередко они принимают малоподвижное (стационарное) состояние и также существуют до тех пор, пока давление не выровняется (6-9 суток). В связи с нисходящими движениями в антициклоне воздух не насыщается влагой, облакообразование не происходит и преобладает малооблачная и сухая погода со слабыми ветрами и штилями. Кроме умеренных широт антициклоны в самой большей степени распространены в субтропических широтах -- в поясах высокого давления.

3. Размеры циклонов и антициклонов сопоставимы: диаметр их может достигать 3-4 тыс. км, а высота -- максимум 18-20 км, т. е. они представляют собой плоские вихри с сильно наклонной осью вращения. Перемещаются они обычно с запада на восток со скоростью 20-40 км/ч (кроме стационарных).



29. Местный ветер

Под местными ветрами понимают ветры, характерные только для определенных географических районов. Происхождение их различно.

Во-первых, местные ветры могут быть проявлением местных циркуляции, независимых от общей циркуляции атмосферы, налагающихся на нее. Таковы, например, бризы по берегам морей и больших озер. Различия в нагревании берега и воды днем и ночью создают вдоль береговой линии местную циркуляцию. При этом в приземных слоях атмосферы ветер дует днем с моря на более нагретую сушу, а ночью, наоборот, с охлажденной суши на море. Характер местной циркуляции имеют также горно-долинные ветры.

Во-вторых, местные ветры могут представлять собой местные изменения течений общей циркуляции атмосферы под влиянием орографии или топографии местности. Таков, например, фен - теплый ветер, дующий по горным склонам в долины, когда течение общей циркуляции переваливает горный хребет.

Рельеф местности может создавать также усиление ветров в некоторых районах до скоростей, значительно превышающих скорости в соседних районах. Такие локально усиленные ветры того или иного направления также известны в разных районах под разными названиями как местные ветры. Иногда особые свойства придает местному ветру прохождение воздуха над сильно нагретой и сухой поверхностью, например пустыни, или, напротив, над сильно испаряющей (водной) поверхностью.

В-третьих, местными ветрами называют и такие сильные или обладающие особыми свойствами ветры в некотором районе, которые, по существу, являются течениями общей циркуляции. Интенсивность их проявления и их характерность для данного географического района являются следствием самого механизма общей циркуляции, самого географического распределения синоптических процессов. В этом значении называют местным ветром, например, сирокко на Средиземном море.

Кроме сирокко, известны многочисленные местные ветры в различных местах Земли, носящие особые названия, такие, как самум, хамсин, афганец и пр.

К местным ветрам различного происхождения относят бризы, горно-долинные ветры, ветры склонов, ледниковые ветры, фен, бору.

Бризы (фр. brise - легкий ветер) - ветры по берегам морей, крупных озер и рек, дважды в сутки меняющие направление на противоположное: дневной бриз дует с водоема на берег, ночной бриз - с берега на водоем.

Горно-долинные ветры и ветры склонов в горах обладают суточной периодичностью: днем ветер дует вверх по долине и по горным склонам, ночью, наоборот, охлажденный более тяжелый воздух спускается вниз. Дневной подъем воздуха приводит к образованию кучевых облаков над склонами гор, ночью облачность исчезает вследствие опускания и адиабатического нагревания воздуха.

Ледниковые (стоковые) ветры -это холодные ветры, постоянно дующие со стороны горных ледников вниз по склонам и долинам. Они обусловлены выхолаживанием воздуха надо льдом. Их скорость 5-10 м/с, но по краям покровных ледников на побережьях Антарктиды и Гренландии может увеличиваться до 20 м/с. Мощность стоковых воздушных потоков составляет несколько десятков или сотен метров. Они интенсивнее ночью, так как усиливаются ветрами склонов.

Фен - теплый, сухой, порывистый ветер, дующий с гор в долины или предгорья.

Бора - сильный, холодный, порывистый ветер, дующий с низких гор в сторону относительно теплого моря. Бора достаточно хорошо изучена в районе Новороссийской бухты на Черном море, где она случается в среднем 46 дней в году.



30. Факторы формирования климата

Главный климатообразующий фактор: наклон солнечных лучей к горизонтальной поверхности Земли. Слово климат ведь с греческого это и есть наклон. Величина наклона солнечных лучей определяет поступление солнечной радиации на верхнюю границу облаков и разделение Земли на климатические пояса.

Понятно, что наклон солнечных лучей больше всего на экваторе и по мере удаления от него уменьшается, а самый маленький наклон - возле Северного и Южного полюса. Солнечная радиация -- фактор, определяющий поступление солнечной энергии на те или иные участки земной поверхности. Количество тепла обусловливается геграфической широтой. От количества тепла напрямую зависят все жизненные процессы на Земле, а также другие показатели климата -- давление, облачность, осадки, циркуляция атмосферы и т. д.

Второй и не менее важный фактор: распределение суши и моря. Это определяет наличие различных типов климата: от морского до континентального и влияет в основном на распределение влаги и континентальность (контрастность) климата в суточном и годовом температурном и влажностном режиме.

Третий фактор - общая циркуляция атмосферы или иначе распределение основных ветров (постоянных и сезонных). В формировании климата большую роль играет направление постоянных ветров: западных в умеренных широтах, восточного и северо-восточного направления в тропических широтах северного полушария, восточных в высоких широтах, и зоны конвергенции вблизи экватора.

Четвертый фактор - рельеф, а точнее распределение гор, возвышенностей и равнин. Горные препятствия позволяют сформировать теплый и очень сухой климат на западных окраинах материков в тропическом поясе, очень влажный и умеренно-теплый на западных окраинах в умеренном поясе, влажный и жаркий на восточных окраинах континентов в тропическом поясе (муссонный).

Пятый фактор - океанические течения. Холодные течения вблизи материков высушивают воздух и охлаждают его, теплые - ровно наоборот.

Шестой, самый мало влияющий - распределение растительности и снежного покрова.

31. Климатообразующие процессы

В природе существует три основных цикла атмосферных процессов, которые влияют на формирование погоды и формируют климат. К ним относятся теплооборот, влагооборот и атмосферная циркуляция.

Суть теплооборота заключается в следующем. Поток солнечной радиации на пути от Солнца к Земле в некоторой мере отражается воздухом и тучами. Таким образом, часть энергии безвозвратно теряется, но другая часть все-таки проходит сквозь атмосферу. После этого она преобразовывается в тепло, и при изменении спектрального состава рассеивается. Падая на поверхность земли, часть радиации частично отражается, а другая часть - нагревает почву и водоемы. После этого энергия уже от земли передается в атмосферу, которая от нее и греется, при этом излучая инфракрасную радиацию. Излучающаяся в мировое пространство радиация, вместе с отраженной энергией Солнца, уравновешивают приток радиации к земле.

Помимо обмена теплотой путем взаимного излучения, между поверхностью Земли и атмосферой постоянно происходит обмен тепловой энергией за счет теплопроводности. Огромное значение здесь имеет перемешивание воздуха в вертикальном направлении. При поступлении в район земной поверхности, значительная часть тепла тратится на испарение с водоемов. Через некоторое время, при конденсации в более высоких шарах атмосферы, выделяется тепло, нагревающее воздух. Что касается горизонтального переноса тепла, то оно происходит во время воздушных течений. Таким образом, можно сделать вывод, что особенности обмена тепловой энергией на одном уровне с суточным и сезонным ходом влияют на температурный режим определенной местности.

С поверхности Земли постоянно происходи испарение влаги в атмосферу. Это и являет собой влагооборот. На испарение затрачивается очень большое количество тепловой энергии, кроме этого происходят и постоянные процессы обратного действия, а именно - конденсация, т. е. превращение водяной пары в капельки воды. При этом атмосфера также получает тепло. Следствием этого являются туманы и облака, с которых на Землю в дальнейшем выпадают осадки. Неправильный оборот влаги и тепла в атмосфере тянет за собой неравномерное распределение атмосферного давления, влияющего на воздушные течения, которые мы ощущаем как ветер. Кроме этого, на образование ветров влияет суточное вращение земного шара.

Общая циркуляция атмосферы - это целая система воздушных течений на Земле в крупнейшем масштабе, основными элементами которой являются антициклоны и циклоны, т. е. возникающие и разрушающиеся в атмосфере волны воздуха длинною в несколько тысяч километров. С этими воздушными потоками связаны изменения погоды, ведь воздушные массы при перемещении из одной области Земли в другую, переносят вместе с собой свойственные себе характеристики. Таким образом, циркуляция воздуха в атмосфере определяет преобладание определенных воздушных масс в той или иной местности и является одним из самых важных факторов в образовании климата.

Кроме перечисленных воздушных течений при циркуляции в атмосфере климатообразующее значение принадлежит также циркуляции, которая имеет намного меньший масштаб. Среди них горно-долинные ветры, морские бризы и другие, которые носят название местных циркуляций. Не следует забывать, что все катастрофические явления погоды связаны с вихрями именно малого масштаба, а именно торнадо, смерчами, тромбами, тропическими циклонами. Ветряные потоки приводят к волнению водных поверхностей, среди которых океанические течения и дрейф льдов. Также он является очень важным фактором эрозии, а также образования рельефа.

32. Высотная климатическая зональность

Это явление заключается в том, что в горах изменение метеорологических элементов с высотой создает быстрое изменение всего комплекса климатических условий. Получаются лежащие одна над другой климатические зоны (илипояса) с соответствующим изменением растительности. Эта смена высотных климатических зон напоминает смену климатических зон в широтном направлении. Разница, однако, в том, что для изменений, которые в горизонтальном направлении происходят на протяжении тысяч километров, в горах нужно изменение высоты только на километры.

При этом типы растительности в горах сменяются в следующем порядке. Сначала идут лиственные леса; впрочем, в сухих климатах они начинаются не от подножия гор, а с некоторой высоты, где температура падает, а осадки возрастают настолько, насколько это нужно для произрастания древесной растительности. Затем идут хвойные леса, кустарники, альпийская растительность из трав и стелющихся кустарников; дальше, за снеговой линией (см. главу пятую, параграф 50), следует зона постоянного снега и льда.

Верхняя граница леса в районах с сухим континентальным климатом поднимается выше, чем в районах с влажным океаническим климатом. На экваторе она достигает 3800м, а в сухих районах субтропиков выше 4500м. Но от умеренных широт к полярным граница леса быстро снижается в связи с тем, что произрастание леса ограничено средней июльской температурой около +10---Н2°. Понятно, что в тундре леса вообще нет. Вся смена высотных климатических зон в горах за полярным кругом сводится к смене зоны тундры на зону постоянного мороза.

Граница земледелия в горах близка к границе леса; в сухом континентальном климате она проходит значительно выше, чем в морском. В умеренных широтах эта граница -- порядка 1500м. В тропиках и субтропиках полевые культуры доходят до высот порядка 4000м, а на Тибетском нагорье -- даже выше 4600м.

Очень существенно, что и при смене высотных климатических зон сохраняются общие закономерности климата, присущие той широтной зоне, в которой находится данная горная система. Так, выше снеговой линии в горах тропической зоны годовая амплитуда температуры остается характерно малой; следовательно, климат там отнюдь не идентичен климату полярных областей.

Высотные пояса (зоны)

Нивальный пояс

Пояс вечных снегов и ледников, самая верхняя из высотных зон в горах. Нивальный пояс располагается выше снеговой линии, которая в тропической зоне и пустынных регионах достигает 6500 м (Анды, Центральная Азия) и закономерно снижается к северу и югу, достигая уровня Мирового океана в Антарктиде и Арктике. Снизу граничит с альпийским (в узком смысле) поясом.

Свободные от снега небольшие пространства испытывают усиленное морозное выветривание, что обусловливает наличие грубообломочной коры выветривания (камни, щебень). На ней селятся водоросли, накипные лишайники, единичные цветковые травы. Заходят в нивальные пояса некоторые насекомые, птицы, единичные виды грызунов и хищников.

Горно-тундровый пояс

Расположен между нивальным (выше) и горно-лесным или альпийским (ниже) поясами. Климатические условия характеризуются продолжительной суровой зимой и коротким холодным летом. Среднемесячные температуры ниже +8°. Обычны сильные ветры, перевевающие снежный покров зимой и иссушающие поверхность почвы летом. Нередко глубокое промерзание грунтов. Растительность мохово-лишайниковая и арктико-альпийская кустарничковая.

Альпийский пояс

В широком понимании -- высокогорная область выше границы леса и криволесий.

В понимании ботаников -- типичный для умеренного и субтропического поясов пояс субальпийских и альпийских лугов и стелющихся кустарников, перемежающихся с каменными осыпями. Снизу граничит с субальпийским поясом, сверху -- с нивальным или горно-тундровым.

Субальпийский пояс

Зона, в которой субальпийские луга перемежаются с редколесьями. Сочетает в себе как открытые ландшафты, так и парковые леса и криволесья. Сверху граничит с альпийским поясом, снизу -- с горно-лесным (во влажных регионах) или степной частью пустынно-степного (в засушливых регионах).

Горно-луговой пояс

Представляет собой сочетание различных лесных сообществ. Наиболее влажный из всех горных поясов. Снизу граничит с пустынно-степным поясом, сверху -- с субальпийским или горно-тундровым.

Пустынно-степной пояс

Пояс с сухим климатом и господством пустынных и степных растительных формаций. Распространены в пустынных, полупустынных и степных зонах тропиков, субтропиков и умеренного пояса, отчасти в зонах саванн и редколесий субэкваториальных поясов.

В умеренном и субтропическом поясах горные степи развиваются при 350--500 мм осадков в год, горные полупустыни -- при 250--350 мм, горные пустыни -- при суммах осадков менее 250 мм в год. В тропическом или субэкваториальном климате эти величины будут на 100--200 мм больше. Эти величины на 50--100 мм превышают величины для равнинных районов соответствующих биомов и климатических зон.

В засушливых регионах граничит сверху с субальпийским поясом, в более влажных -- с горно-лесным. Однако, если горы поднимаются выше пояса максимума осадков, к которому приурочен пояс горных лесов, пустынно-степной пояс будет находиться выше него.

33. Классификация климатов Алисова. Принципы построения

Б. П. Алисов предложил выделять климатические зоны и области исходя из условий общей циркуляции атмосферы. Семь основных климатических зон: экваториальную, две тропические, две умеренные и две полярные (по одной в каждом полушарии) -- он выделяет как такие зоны, в которых климатообразование круглый год происходит под преобладающим воздействием воздушных масс только одного типа: экваториального, тропического, умеренного (полярного) и арктического (в южном полушарии антарктического) воздуха.

Между ними Алисов различает шесть переходных зон, по три в каждом полушарии, характеризирующихся сезонной сменой преобладающих воздушных масс. Это две субэкваториальные зоны, или зоны тропических муссонов, в которых летом преобладает экваториальный, а зимой тропический воздух; две субтропические зоны, в которых летом господствует тропический воздух, а зимой -- умеренный; субарктическая и субантарктическая, в которых летом преобладает умеренный, а зимой арктический или антарктический воздух.

Границы зон определяются по среднему положению климатологических фронтов. Так, тропическая зона находится между летним положением тропических фронтов и зимним положением полярных фронтов. Поэтому она будет круглый год занята преимущественно тропическим воздухом. Субтропическая зона находится между зимним и летним положением полярных фронтов; поэтому она и будет зимой находится под преобладающим воздействием полярного воздуха, а летом -- тропического воздуха. Аналогично определяется и границы других зон.

Широтная зональность v	Морской климат	Континентальный климат	Муссонный климат	Горный климат
Экваториальный климат
Субэкваториальный климат
Тропический климат	Пассатный климат	Тропический сухой климат	Тропический муссонный климат	Муссонный климат на тропических плато
Субтропический климат	Субтроп. океанический климат и Средиземн. климат	Субтропический внутриконтинентальный климат	Субтропический муссонный климат	Климат высоких субтропических нагорий
Умеренный климат	Умеренный морской климат	Внутриконтинентальный умеренный климат	Умеренный муссонный климат	Климат горных районов в умеренных широтах
Субполярный климат	Субантаркт. климат	Субарктический климат
Полярный климат	Арктический климат	Антарктический климат

34. Испарение и испаряемость. Географическое распределение испарения и испаряемости (анализ карт испарения и испаряемости)

ИСПАРЕНИЕ (русск. ) -- переход вещества из жидкого или твердого состояния в газообразное -- в пар. В природе водяной пар поступает в атмосферу с поверхности воды, почвы, растительности, льда, снега. Испарение зависит от температуры и влажности воздуха, от испаряющей поверхности и скорости ветра.

ИСПАРЯЕМОСТЬ -- максимально возможное испарение при данных метеорологических условиях с достаточно увлажненной подстилающей поверхности, то есть в условиях неограниченного запаса влаги. Испаряемость выражается в миллиметрах слоя испарившейся воды и сильно отличается от фактического испарения, особенно в пустыне, где испарение близко к нулю, а испаряемость -- 2000 мм в год и более.

На испарение затрачивается тепло, в результате чего температура испаряющей поверхности понижается. Это имеет большое значение для растений, особенно в экваториально-тропических широтах, где испарение уменьшает их перегрев. Южное океаническое полушарие холоднее северного отчасти по этой же причине.

Суточный и годовой ход испарения тесно связан с температурой воздуха. Величины испаряемости в полярных широтах около 60-80 мм с максимальными значением 100-120 мм обусловлены низкими температурами воздуха и, как следствие, близкими значениями E1 (фактической упругости водяного пара) и е (максимальной упругости).

В полярных областях, при низких температурах испаряющей поверхности, как упругость насыщения Еs так и фактическая упругость е малы и близки друг к другу. Поэтому разность (Es - 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.

Географическое распределение фактического испарения в широтами следующий:

На широте 0-10 ° испарения на суше составляет 112 см, океане - 110 см.

На широте 20-30 ° испарения на суше составляет 37 см, океане - 130 см.

На широте 40-50 ° испарения на суше составляет 37 см, океане - 70 см.

На широте 60-90 ° испарения на суше составляет 8 см, океане - 15 см.

35. Влажность воздуха, изменение влажности. Суточный и годовой ход влажности воздуха

Влажность воздуха -- содержание водяного пара в воздухе, характеризуемое рядом величин. Вода, испарившаяся с поверхности материков и океанов при их нагревании, попадает в атмосферу и сосредотачивается в нижних слоях тропосферы. Температура, при которой воздух достигает насыщения влагой при данном содержании водяного пара и неизменном давлении, называется точкой росы. Влажность характеризуется следующими показателями:

Абсолютная влажность (лат. absolutus -- полный). Она выражается массой водяного пара в 1м воздуха. Исчисляется в граммах водяного пара на 1 м3 воздуха. Чем выше температура воздуха, тем больше абсолютная влажность, так как больше воды при нагревании переходит из жидкого состояния в парообразное. Днем абсолютная влажность больше, чем ночью. Показатель абсолютной влажности зависит от географического положения данной точки: в полярных широтах, например, она равна до 1 г на 1 м2 водяного пара, на экваторе до 30 грамм на 1 м2 в Батуми (Грузия, побережье Черного моря) абсолютная влажность составляет 6 г на 1 м, а в Верхоянске (Россия, Северо-Восточная Сибирь) -- 0, 1 грамма на 1 м От абсолютной влажности воздуха в большой степени зависит растительный покров местности; Относительная влажность. Это отношение количества влаги, находящейся в воздухе, к тому количеству, которое он может содержать при той же температуре. Исчисляется относительная влажность в процентах. Например, относительная влажность равна 70%. Это значит, что воздух содержит 70% того количества пара, которое он может вместить при данной температуре. Если суточный ход абсолютной влажности прямо пропорционален ходу температур, то относительная влажность обратно пропорциональна этому ходу. Человек чувствует себя хорошо при относительной влажности, равной 40-75%. Отклонение от нормы вызывает болезненное состояние организма.

Суточный и годовой ход влажности воздуха

Суточный ход влажности может быть простым и двойным. Первый совпадает с суточным ходом температуры, имеет один максимум и один минимум и характерен для мест с достаточным количеством влаги. Он наблюдается над океанами, а зимой и осенью - над сушей.

Двойной ход имеет два максимума и два минимума и характерен для летнего сезона на суше: максимумы в 9 и 20-21 часа, а минимумы в 6 и в 16 часов.

Утренний минимум перед восходом Солнца объясняется слабым испарением в ночные часы. С увеличением лучистой энергии испарение растет, упругость водяного пара достигает максимума около 9 часов.

В результате разогрева поверхности развивается конвекция воздуха, перенос влаги происходит быстрее, чем поступление ее с испаряющейся поверхности, поэтому около 16 часов возникает второй минимум. К вечеру конвекция прекращается, а испарение с нагретой поверхности еще достаточно интенсивно и в нижних слоях накапливается влага, обеспечивая второй максимум около 20-21 часа.

Годовой ход упругости водяного пара соответствует годовому ходу температуры. Летом упругость водяного пара больше, зимой - меньше.

Суточный и годовой ход относительной влажности почти всюду противоположен ходу температуры, т. к. максимальное влагосодержание с повышением температуры растет быстрее упругости водяного пара. Суточный максимум относительной влажности наступает перед восходом Солнца, минимум - в 15-16 часов.

В течение года максимум относительной влажности, как правило, приходится на самый холодный месяц, минимум - на самый теплый месяц. Исключение составляют регионы, в которых летом дуют влажные ветры с моря, а зимой - сухие с материк

36. Конденсация и сублимация. Облака. Международная классификация облаков

Конденсация - переход воды из парообразного в жидкое состояние при понижении температуры до точки росы.

Сублимация - переход водяного пара при температуре ниже 0єС минуя жидкое состояние в твердое (ледяные кристаллы).

Конденсация и сублимация водяного пара происходят на земной поверхности и на поверхности различных предметов, а также в воздухе при наличии ядер конденсации.

Продукты конденсации и сублимации. При достижении точки росы, охлаждающегося от земной поверхности воздуха, на холодной поверхности образуются роса (мелкие капельки), иней (мелкие ледяные кристаллы), жидкий или твердый налет, изморозь (рыхлые белые кристаллы).

В приземных слоях воздуха при конденсации и сублимации водяного пара образуются дымка и туманы.

Облака. Облака представляют собой скопление водяных капелек или ледяных кристаллов на высоте в свободной атмосфере. В зависимости от условий температуры и степени влажности воздуха при конденсации могут возникать капельки воды или твердые образования (мелкие кристаллики льда, снежинки, крупа, град). Капельки воды бывают разных размеров: наименьшие от 0, 005 мм и до 0, 1 мм в диаметре. Последние уже не могут держаться в воздухе и падают вниз в виде мороси или мелкого» дождя.

Твердые образования также различны. Наиболее мелкие -- это ледяные иглы, более крупные -- снежинки, потом крупа (сферокристаллы) и, наконец, градины, размеры которых при сильных восходящих потоках воздуха могут доходить до величины куриного яйца. Облака чаще всего состоят из мельчайших водяных капелек с примесью ледяных кристаллов. Только в облаках верхнего яруса преобладают кристаллики типа ледяных игл.

Международная классификация облаков

В этих четырех классах различают по внешним признакам 10 основных родов. Классы мы обозначим римскими цифрами, а роды -- арабскими.

I. Высокие облака, облака, находящиеся выше 6 тыс. м. Сюда относятся: 1) перистые -- Cirrus (Ci); 2) перисто-кучевые -- Cirrocumulus (Cc) и 3) перистослоистые -- Cirrostratus (Cs).

II. Средние облака -- на высоте 2--6 тыс. м: 4) высококучевые -- Altocumulus (Ас); 5) высокослоистые -- Altostratus (As).

III. Низкие облака -- обычно ниже 2 тыс. м; 6) слоистодождевые -- Nimbostratus (Ns); 7) слоистые --Stratus (St); 8) слоистокучевые -- Stratocumulus (Sc).

IV. Облака вертикального развития, основания которых чаще всего лежат на уровне нижних облаков, а вершины могут быть на высоте средних и даже высоких облаков: 9) кучевые -- Cumulus (Си); 10) ливневые, грозовые -- Cumulonimbus (Cunb).



37. Образование осадков. Характеристика режима осадков. Географическое распределение осадков

Образование осадков

Осадки выпадают в том случае, если хотя бы часть элементов, составляющих облако (капелек или кристалликов), по каким-то причинам укрупняется. Когда облачные элементы становятся настолько тяжелыми, что сопротивление воздуха и восходящие его движения больше не могут удерживать их во взвешенном состоянии, они выпадают из облака в виде осадков.

Укрупнение капелек до нужных размеров не может происходить путем конденсации. Для образования более крупных капель процесс конденсации должен был бы продолжаться чрезмерно долго. Более крупные капли, выпадающие из облака в виде дождя или мороси, могут возникнуть другими путями.

Во-первых, они могут быть результатом взаимного слияния капелек. Если капельки заряжены разноименными электрическими зарядами, это благоприятствует их слиянию. Большое значение имеет также различие размеров капелек. При разных размерах они падают с разной скоростью и потому легче сталкиваются между собой. Столкновениям капелек способствует также турбулентность. Именно таким образом иногда выпадает из слоистых облаков морось, а из мощных кучевых облаков - мелкий и малоинтенсивный дождь, особенно в тропиках, где содержание жидкой воды в облаках велико.

Но обильные осадки возникнуть путем слияния капель все же не могут. Для их выпадения необходимо, чтобы облака были смешанными, т. е. чтобы в них бок о бок находились переохлажденные капельки и кристаллы. Именно таковы высоко-слоистые, слоисто-дождевые и кучево-дождевые облака. Если переохлажденные капли и кристаллы находятся во взаимном соседстве, условия влажности таковы, что для капелек мы имеем насыщение, а для кристаллов - пересыщение. Но в этом случае, кристаллы будут быстро расти путем сублимации, количество водяного пара в воздухе уменьшится и для капель он станет ненасыщенным. Поэтому одновременно с ростом кристаллов будет происходить испарение капелек, т. е. будет происходить перегонка водяного пара с капелек на кристаллы.

Укрупнившиеся кристаллы начинают выпадать обычно из верхней части облака, где они преимущественно находятся. По пути они продолжают укрупняться путем сублимации, а кроме того, сталкиваются с переохлажденными капельками, примораживают их к себе и еще более увеличиваются в размерах. Капельки, замерзшие при соприкосновении с кристаллами, и обломки кристаллов во много раз увеличивают число частиц, на которых происходит кристаллизация. В нижней части облака или облачного слоя появляются, таким образом, крупные кристаллы. Если в этой нижней части облака температура выше нуля, кристаллы тают, превращаясь в капли, которые и выпадают из облака в виде дождя. В других случаях кристаллы тают уже под основанием облака и также выпадает дождь. Наконец, если температура под облаками отрицательна до самой земной поверхности, осадки выпадают в виде снега или крупы. Осадки могут выпадать и из чисто ледяных облаков, также вследствие сублимационного укрупнения кристаллов. Но обычно эти облака высоки (в верхнем ярусе) и осадки из них испаряются, не достигая земной поверхности. "Метлы" и "хвосты" некоторых видов перистых облаков, по существу, являются именно полосами падения осадков.

Характеристика режима осадков

Количество осадков, выпавших в том или ином месте за определенное время, выражается в миллиметрах слоя выпавшей воды. Утверждение, что выпало 68 мм осадков, означает, что если бы вода осадков не стекала, не испарялась и не впитывалась почвой, она покрыла бы подстилающую поверхность слоем толщиной 68 мм. Твердые осадки (снег и др. ) также выражаются толщиной слоя воды, который они образовали бы, растаяв.

Один миллиметр осадков на площади 1 м2 соответствует 1 кг выпавшей воды (или 103 т на

1 км2, или 10 т на 1 га).

Для характеристики климата подсчитывают многолетние средние количества (суммы) осадков по месяцам и за год. Для выяснения суточного хода осадков определяют их средние часовые суммы по записям самописцев. По много-летним средним месячным суммам осадков определяют их годовой ход.

В дополнение к средним суммам осадков подсчитывают еще среднее число дней с осадками за месяц и за год, среднюю месячную и годовую продолжительность осадков в часах, общую продолжительность в течение дня с осадками, а также вероятность осадков, т. е. отношение числа часов с осадками к общему числу часов в месяце или в году и вероятность осадков для различных градаций их количества.

Определяют среднюю интенсивность осадков в миллиметрах за сутки с осадками, а также интенсивность осадков в миллиметрах за минуту или за час для осадков различной продолжительности.

На суше различают два основных типа суточного хода осадков - континентальный и береговой, которыми, однако, не ограничивается все разнообразие явлений. В связи с местными условиями наблюдаются многочисленные отступления от этих типов и их усложнения.

Географическое распределение осадков

В высоких широтах даже при большой облачности выпадает немного осадков, потому что влажность воздуха, а стало быть, и водность облаков там, при низких температурах, малы. В более низких широтах водность облаков больше. распределение осадков связано с распределением облачности и температуры и, стало быть, также обладает зональностью Распределение осадков на суше крайне неравномерно; оно очень сильно зависит от местных условий, особенно от рельефа, даже в малом масштабе. Поэтому, представляя распределение осадков на карте, приходится его очень сильно генерализировать, отвлекаясь от местных особенностей.

Определение сумм осадков на океанах возможно лишь с небольшой точностью. Приходится делать косвенные заключения о количестве осадков на океанах из наблюдений над их повторяемостью, экстраполируя их интенсивность из наблюдений на побережьях материков и на островах.

Внутри тропиков, при высоких температурах, влагосодержание воздуха велико и может развиваться сильная конвекция. Поэтому количества осадков здесь вообще значительны, в среднем 1000 мм в год и более.

Наибольшие количества осадков в тропиках -- 2000--3000 мм и более -- выпадают в сравнительно узкой внутритропической зоне конвергенции, где сближаются линии тока пассатов двух полушарий. Особенно богаты осадками Средняя Америка, бассейн Амазонки, берега Гвинейского залива, острова Индонезии. Очень большие суммы осадков отмечаются на тропических островах там, где имеются благоприятные орографические условия, т. е. где поток пассата поднимается по горным склонам. В субтропиках обоих полушарий, в областях высокого атмосферного давления, облачность мала и осадки резко убывают. От субтропиков к умеренным широтам осадки вообще увеличиваются. В умеренных широтах хорошо развита циклоническая деятельность, облачность достаточно велика, облака обладают значительной мощностью и часто достигают уровня оледенения. При этом осадки на материках убывают в направлении с запада на восток, по мере удаления от океана, с которого происходит основной перенос влаги на материк западными ветрами.

38. Характеристики увлажнения. Значения показателей

Количество выпадающих осадков само по себе еще не определяет условий увлажнения почвы. Примерно одинаковые суммы осадков выпадают и в полупустыне Прикаспийской низменности, и в тундре. Но в первом случае недостаток увлажнения приводит к типичной ксерофильной растительности, а во втором случае создается избыточное увлажнение и заболачивание. для оценки условий увлажнения нужно учитывать не только выпадающие осадки, но и возможность их испарения.

Мы знаем, что испаряемостью называют величину испарения, возможную в данной местности при неограниченном запасе влаги. Она зависит от всего комплекса климатических условий, местности, в первую очередь от температурных условий. Естественно характеризовать условия увлажнения за год, за месяц или за сезон отношением суммы осадков г к испаряемости E за тот же период. Такое отношение называют коэффициентом увлажнения.

Он показывает, в какой доле выпадающие осадки в состоянии возместить потерю влаги. Если осадки больше испаряемости, то запас влаги в почве увеличивается и можно говорить об избыточном увлажнении. Если осадки меньше испаряемости, увлажнение недостаточное и почва теряет влагу.

Степень засушливости климата вместе с его температурными условиями определяет тип растительности и всего географического ландшафта в данной местности.

M. И. Будыко показал, что на годовую испаряемость в данном месте должно затрачиваться количество тепла, равное годовому радиационному балансу избыточно увлажненной подстилающей поверхности в этом месте. При этом предполагается, что в сумме за год обмен теплом между почвой и воздухом путем теплопроводности так мал, что им можно пренебречь.

Естественно характеризовать условия увлажнения за год, за месяц или за сезон отношением суммы осадков r к испаряемости Е за тот же период. Такое отношение называют коэффициентом увлажнения:



R = r/E.

Коэффициент R показывает, в какой доле выпадающие осадки в состоянии возместить потерю влаги. Если осадки больше испаряемости, то запас влаги в почве увеличивается и можно говорить об избыточном увлажнении. Если осадки меньше испаряемости, увлажнение недостаточное и почва теряет влагу.

По Н. Н. Иванову, при коэффициенте увлажнения R во все месяцы года больше 100% местность имеет постоянно влажный климат, при R меньше 100% в течение части месяцев - непостоянно влажный климат, при R между 25 и 100% во все месяцы - постоянно умеренно влажный климат, при R меньше 25% в части месяцев - непостоянно засушливый климат и при R меньше 25% во все месяцы - постоянно засушливый климат.

М. И. Будыко показал, что на годовую испаряемость в данном месте должно затрачиваться количество тепла, равное годовому радиационному балансу избыточно увлажненной подстилающей поверхности в этом месте. При этом предполагается, что в сумме за год обмен теплом между почвой и воздухом путем теплопроводности так мал, что им можно пренебречь. Отсюда радиационный индекс сухости для целого года:

К= R/Lr,

где R - годовой радиационный баланс, r - годовая сумма осадков и L - скрытая теплота парообразования. Радиационный индекс сухости К показывает, какая доля радиационного баланса тратится на испарение осадков.



39. Элементы и формы рельефа. Определение и классификации

Рельеф Земли - это совокупность форм земной поверхности. Каждая форма рельефа - трехмерное природное тело, занимающее определенный объем земной коры. Поэтому так же, как земная кора в целом, форма рельефа является природным единством геологического строения, литологического состава горных пород и формы поверхности. По геометрическим признакам выделяются следующие элементы рельефа:

...