Лесная метеорология с основами климатологии

Размещено на http://www.allbest.ru/

Размещено на http://www.allbest.ru/

Оглавление

• Задание
• Составляющие радиационного баланса
• Расчётное задание
• Задание 2
• Суточный и годовой ход температуры почвы. Закон Фурье
• Расчётное задание 2
• Задание 3
• Влажность воздуха и методы её измерения
• Суточный и годовой ход влажности воздуха
• Распределение влажности воздуха
• Причины и продукты конденсации и сублимации водяного пара
• Влияние леса на влажность воздуха, испарение и осадки
• Расчётное задание 3
• Задание 4
• Ветры мирового значения
• Виды местных ветров
• Расчётное задание 4
• Задание 5
• Среднесуточная температура
• Химический состав атмосферных осадков
• Расчётное задание 5
• Климат Шелаболихинского района
• Список использованных источников


Задание 1

1. Дать определение потоков лучистой энергии, альбедо, поглощательной способности поверхности, радиационного баланса, ФАР. Суточный и годовой ход этих потоков, спектральный состав солнечной радиации. Особенности радиационного режима в лесу.

Лучистая энергия Солнца.

Энергия солнечного излучения распространяется в пространстве в виде электромагнитных волн. В процессах фотосинтеза наиболее важную роль играет фотосинтетически активная радиация (380-710 нм).

Количество энергии солнечного излучения, падающего на 1 см² верхней границы атмосферы Земли в течение 1 мин, практически не изменяется, оно равно 8,29 Дж/см² * мин. Эту величину называют солнечной постоянной. Но распределение этой энергии по поверхности Земли зависит от широты местности, состояния атмосферы, высоты Солнца над горизонтом.

Солнечная радиация, достигшая земной поверхности, частично отражается от нее, а частично поглощается Землей. Однако Земля не только поглощает радиацию, но и сама излучает длинноволновую радиацию в окружающую атмосферу. Атмосфера, поглощая некоторую часть солнечной радиации и большую часть излучения земной поверхности, сама тоже излучает длинноволновую радиацию. Большая часть этого излучения атмосферы направлена к земной поверхности. Она называется встречным излучением атмосферы. испарение закон фурье температура

Разность между приходящими к деятельному слою Земли и уходящими от него потоками лучистой энергии называют радиационным балансом деятельного слоя.

Радиационный баланс состоит из коротковолновой и длинноволновой радиации. Он включает в себя следующие элементы, называемые составляющими радиационного баланса: прямая радиация, рассеянная радиация, отраженная радиация (коротковолновая), излучение земной поверхности, встречное излучение атмосферы.

Составляющие радиационного баланса

Прямая солнечная радиация

Энергетическая освещенность прямой радиации зависит от высоты Солнца и прозрачности атмосферы и возрастает с увеличением высоты места над уровнем моря. Облака нижнего яруса обычно полностью или почти не пропускают прямую радиацию.

Длины волн солнечной радиации, достигающей земной поверхности, лежат в интервале 0,29--4,0 мкм. Примерно половина ее энергии приходится на фотосинтетически активную радиацию. В области ФАР ослабление радиации с уменьшением высоты Солнца происходит быстрее, чем в области инфракрасной радиации. Приход прямой солнечной радиации, как уже указывалось, зависит от высоты Солнца над горизонтом, меняющейся как в течение суток, так и в течение года. Это обусловливает суточный и годовой ход прямой радиации.

Изменение прямой радиации в течение безоблачного дня (суточный ход) выражено одновершинной кривой с максимумом в истинный солнечный полдень. Летом над сушей максимум может наступить до полудня, так как к полудню увеличивается запыленность атмосферы.

При продвижении от полюсов к экватору приход прямой радиации в любое время года возрастает, так как при этом увеличивается полуденная высота Солнца.

Годовой ход прямой радиации наиболее резко выражен на полюсах, так как зимой солнечная радиация здесь вообще отсутствует, а летом ее приход достигает 900 Вт/мІ. В средних широтах максимум прямой радиации иногда наблюдается не летом, а весной, так как в летние месяцы вследствие увеличения содержания водяного пара и пыли уменьшается прозрачность атмосферы. Минимум приходится на период, близкий ко дню зимнего солнцестояния (декабрь). На экваторе наблюдаются два максимума, равные примерно 920 Вт/мІ в дни весеннего и осеннего равноденствия, и два минимума (около 550 Вт/мІ) в дни летнего и зимнего солнцестояния.

Часть суммарной радиации, приходящей к деятельному слою Земли, отражается от него. Отношение отраженной части радиации к ко всей приходящей суммарной радиации называют отражательной способностью, или альбедо (А) данной подстилающей поверхности.

Альбедо поверхности зависит от ее цвета, шероховатости, влажности и других свойств.

Альбедо водных поверхностей при высоте Солнца свыше 60° меньше, чем альбедо суши, поскольку солнечные лучи, проникая в воду, в значительной мере поглощаются и рассеиваются в ней. При отвесном падении лучей А = 2-- 5%, при высоте Солнца меньше 10° А = 50-- 70%. Большое альбедо льда и снега обусловливает замедленный ход весны в полярных районах и сохранение там вечных льдов.

Наблюдения за альбедо суши, моря и облачного покрова проводятся с искусственных спутников Земли. Альбедо моря позволяет рассчитывать высоту волн, альбедо облаков характеризует их мощность, а альбедо разных участков суши позволяет судить о степени покрытия полей снегом и о состоянии растительного покрова.

Альбедо всех поверхностей, а особенно водных, зависит от высоты Солнца: наименьшее альбедо бывает в полуденные часы, наибольшее -- утром и вечером. Это связано с тем, что при малой высоте Солнца в составе суммарной радиации возрастает доля рассеянной, которая в большей степени, чем прямая радиация, отражается от шероховатой подстилающей поверхности.

Земное излучение несколько меньше излучения абсолютно черного тела при той же температуре.

Излучение земной поверхности происходит непрерывно. Чем выше температура излучающей поверхности, тем интенсивнее ее излучение. Также непрерывно происходит излучение атмосферы, которая, поглощая часть солнечной радиации и излучения земной поверхности, сама излучает длинноволновую радиацию.

В умеренных широтах при безоблачном небе излучение атмосферы составляет 280--350 Вт/мІ, а в случае облачного неба оно на 20--30% больше. Около 62--64% этого излучения направлено к земной поверхности. Приход его на земную поверхность составляет встречное излучение атмосферы. Разность этих двух потоков характеризует потерю лучистой энергии деятельным слоем. Эту разность называют эффективным излучением Еэф.

Эффективное излучение деятельного слоя зависит от его температуры, от температуры и влажности воздуха, а также от облачности. С повышением температуры земной поверхности Еэф увеличивается, а с повышением температуры и влажности воздуха уменьшается. Особенно влияют на эффективное излучение облака, так как капли облаков излучают почти так же, как и деятельный слой Земли. В среднем Еэф ночью и днём при ясном небе в разных пунктах земной поверхности изменяется в пределах 70--140 Вт/мІ.

Суточный ход эффективного излучения характеризуется максимумом в 12--14 ч и минимумом перед восходом Солнца. Годовой ход эффективного излучения в районах с континентальным климатом характеризуется максимумом в летние месяцы и минимумом в зимние. В районах с морским климатом годовой ход эффективного излучения выражен слабее, чем в районах, расположенных в глубине континента

Излучение земной поверхности поглощается водяным паром и углекислым газом, содержащимися в воздухе. Но коротковолновую радиацию Солнца атмосфера в значительной степени пропускает. Это свойство атмосферы называется «оранжерейным эффектом», поскольку атмосфера при этом действует подобно стеклам в теплицах: стекло хорошо пропускает солнечные лучи, нагревающие почву и растения в теплице, но плохо пропускает во внешнее пространство тепловое излучение нагревшейся почвы. Расчеты показывают, что при отсутствии атмосферы средняя температура деятельного слоя Земли была бы на 38°С, ниже фактически наблюдающейся и Земля была бы покрыта вечным льдом.

Если приход радиации больше расхода, то радиационный баланс положителен и деятельный слой Земли нагревается. При отрицательном радиационном балансе этот слой охлаждается. Радиационный баланс днем обычно положителен, а ночью отрицателен. Примерно за 1--2 ч до захода Солнца он становится отрицательным, а утром, в среднем за 1 ч после восхода Солнца снова делается положительным. Ход радиационного баланса днем при ясном небе близок к ходу прямой радиации.

Изучение радиационного баланса сельскохозяйственных угодий позволяет рассчитывать количество радиации, поглощенной посевами и почвой, в зависимости от высоты Солнца, структуры посева, фазы развития растений. Для оценки разных приемов регулирования температуры и влажности почвы, испарения и других величин определяют радиационный баланс сельскохозяйственных полей при различных типах растительного покрова.

Лесные фитоценозы в значительной степени изменяют и перераспределяют поток солнечной энергии. Из общего количества суммарной радиации 20--25 % отражается пологом леса, а 35--70 % задерживается кронами деревьев. Под полог леса в зависимости от состава, строения древостоя и сомкнутости крон проникает от 5 до 40 % солнечной радиации. Например, загущенные ельники пропускают света менее 10 %, а сосняки, березняки и осинники -- 30 % и более.

Проходя через слой лесного фитоценоза, солнечная радиация изменяется количественно и качественно: 20--40 % солнечной энергии, проникшей под полог древостоя, отражается живым напочвенным покровом и почвой. Таким образом, только 5--15 % радиации, поступившей к пологу леса, поглощается растениями нижних ярусов и почвой. Под пологом леса преобладает радиация, бедная ФАР. Все это зачастую нарушает прохождение растениями нижних ярусов некоторых фенологических фаз (например, цветения). Радиационный режим в лесу очень изменчив и зависит от состава, возраста, строения древостоев и сомкнутости крон.

Расчётное задание 1

2. Рассчитать по данным актинометрических наблюдений (табл.4) согласно варианту: 1) интенсивность инсоляции; 2) суммарную радиацию; 3) интенсивность ФАР; 4) радиационный баланс земной поверхности (суши и водной поверхности); 5) поглощательную способность этих же поверхностей.

Обязательно показать ход вычислений согласно формулам, вычисления проводить с точностью до сотых. Написать выводы, где указать:

1) будет ли земная поверхность нагреваться или охлаждаться при данном радиационном балансе, какая поверхность получит тепла больше и на сколько;

2) какой тип распределения температуры в почве и в воздухе будет иметь место при данном радиационном балансе (тип инсоляции или тип излучения);

3) будет ли проходить процесс фотосинтеза при данной интенсивности ФАР?

Дано:

h₀ = 59°

S = 0,81 кВт/м²

D = 0,13 кВт/м²

Е_эф = 0,09 кВт/м²

Поверхность - глина влажная

S' = ?

Q = ?

Q_ФАР = ?

В = ?

интенсивность инсоляции

S'=S sin h₀, кВт/м²;

где S - прямая солнечная радиация, приходящая на поверхность, перпендикулярную солнечным лучам, кВт/м²;

h₀ - угол высоты Солнца над горизонтом

S' = 0,81*0,87 = 0,71 кВт/м²

суммарная радиация

Q = S'+D, кВт/ м²;

где S' - прямая солнечная радиация, приходящая на горизонтальную поверхность, кВт/м²;

D - рассеянная солнечная радиация, кВт/м²;

Q = 0,71+0,13 = 0,84 кВт/ м²

интенсивность ФАР

По формуле Росса и Тооминга:

Q_ФАР = 0,43 S' + 0,57 D, кВт/м²;

Q_ФАР = 0,43 *0,71 + 0,57 *0,13 = 0,38 кВт/м²;

радиационный баланс земной поверхности

Зная альбедо поверхности, отражённую радиацию (R_к) рассчитывают по формуле:

R_к = (А Q) / 100 %, кВт/м²;альбедо влажной глины равно 16%

R_к = (16 *0,84) / 100 % = 0,13 кВт/м²

Поглощательная способность поверхности или количество тепла, получаемое поверхностью, вычисляется по формуле:

В_к = Q - R_к, кВт/м²; или В_к = Q (1 - А), кВт/м²;

где А - альбедо в единицах, например 20%=0,2.

В_к = 0,84 - 0,13 = 0,71 кВт/м²

Уравнение радиационного баланса (В) имеет следующий вид:

В = Q - R_к - Е_эф, кВт/м²;

где Q - суммарная солнечная радиация, кВт/м²;

R_к - отраженная солнечная радиация, кВт/м²;

Е_эф - эффективное излучение, кВт/м²;

В = 0,84 - 0,13 - 0,09 = 0,62 кВт/м²

Выводы: При данном радиационном балансе деятельный слой земли нагревается, поверхность почвы теплее нижележащих слоёв, поток тепла направлен от поверхности вглубь почвы, а в атмосфере - от поверхности почвы в атмосферу. Такой тип распределения температуры в почве называют типом инсоляции.

Процесс фотосинтеза происходит при интенсивности ФАР, превышающей компенсационную точку, то есть при ФАР выше 0,020 - 0,035 кВт/м². При увеличении интенсивности ФАР от компенсационной точки до 0,210 - 0,280 кВт/м², продуктивность фотосинтеза возрастает, при дальнейшем увеличении - фотосинтез не возрастает. В нашем случае Q_фap=0,38, значит, процесс фотосинтеза происходит.

Задание 2

1. Опишите основные процессы нагревания и охлаждения почвы, воздуха и водоемов, их суточный и годовой ход, закономерности распространения тепла в почве, типы годового хода температуры воздуха и их особенности, изменение температуры воздуха с высотой (ВГТ). Что такое изотермия, инверсия и типы инверсий.

Температурный режим почвы зависит от радиационного баланса. Если он положительный, то поверхность почвы нагревается; а если он отрицательный, то она охлаждается.

Кроме того, на температурный режим почвы влияют процессы испарения и конденсации водяного пара на поверхности почвы:

- при конденсации выделяется тепло, нагревающее почву.

- при испарении тепло затрачивается и почва охлаждается.

Между поверхностью почвы и ее нижними слоями происходит непрерывный обмен теплом. Если радиационный баланс положительный, поток тепла направлен от поверхности почвы вглубь.

Теплопроводность почвы возрастает до тех пор, пока она не станет равной теплопроводности воды [? 5,5• 10⁴ Дж/сек] и после этого не изменяется.

В связи с этим коэффициент температуропроводности с увеличением влажности почвы сначала резко возрастает, а затем снижается.

Кроме того, температурный режим почвы зависит от:

1. Цвета почв (темные лучше нагреваются).

2. Плотности почв (плотные имеют большую теплоемкость и теплопроводность, чем рыхлые).

3. Полив и осадки увеличивают затраты тепла на испарение и, таким образом, охлаждают почву.

Суточный и годовой ход температуры почвы. Закон Фурье

Изменение температуры почвы в течении суток , называют суточным ходом температуры почвы. Максимальная температура почвы в течение суток наблюдается, примерно, в 13 часов местного времени; минимальная - перед восходом Солнца. Но, под влиянием осадков, облачности и других факторов максимум и минимум могут смещаться.

Изменение температуры почвы в течении года - это годовой ход температуры почвы. Максимум - в июле, минимум в январе, феврале.

Разница между максимальным и минимальным значением в суточном или годовом ходе, называется амплитудой хода температуры почвы.

Амплитуда суточного и годового хода температуры почвы зависит от:

1. Рельефа (северные склоны нагреваются меньше южных, и, поэтому, имеют меньшую амплитуду).

2. Растительность и снежный покров уменьшают амплитуду, так как снижают нагрев и охлаждение почвы под ними.

3. Чем больше теплоемкость и теплопроводность почвы, тем меньше ее амплитуда.

4. Облачность - уменьшает амплитуду температуры почвы.

5. Темные почвы имеют большую амплитуду, чем светлые, так как лучше поглощают и излучают радиацию.

6. Кроме того, амплитуда суточного хода температуры почвы зависит от времени года (летом она максимальна, зимой минимальна).

Распространение тепла вглубь почвы происходит в соответствии с законами Фурье:

1) Период колебания температуры почвы с глубиной не изменяется (то есть интервал между двумя последовательными максимумом и минимумом, 24 часа , 12 месяцев).

2) Амплитуда колебания с глубиной уменьшается.

Слой почвы, в котором температура в течение суток не изменяется, называется слоем постоянной суточной температуры почвы (в наших широтах он начинается с глубины 70 - 100 см).

Слой земной коры, в котором температура в течение года не изменяется - это слой постоянной годовой температуры (у нас он начинается с глубины 15 - 20 метров).

Слой почвы, в котором наблюдается, как суточный, так и годовой ход температуры, называется активный слой, или деятельный слой.

3) Максимумы и минимумы температуры на глубинах запаздывают по сравнению с поверхностью почвы.

Суточные максимумы и минимумы запаздывают, примерно, на 2,5 - 3,5 часа на каждые 10 сантиметров глубины. Годовые максимумы и минимумы, примерно, на 20-30 суток на 1 метр глубины.

Изменение температуры воздуха на сто метров высоты, называется вертикальным градиентом температуры (ВГТ).

1. Если температура на верхнем уровне меньше температуры на нижнем уровне, то температура с высотой уменьшается и ВГТ положительный. Это нормальное состояние тропосферы (тропосфера - это самый нижний слой атмосферы до высоты равной 10 -12 километров от земной поверхности).

2. Если температура на верхнем уровне равна температуре на нижнем уровне, то ВГТ равно 0єС/100м, то есть температура с высотой не изменяется. Такое состояние называется изотермия.

3. Если температура на верхнем уровне больше, чем температура на нижнем уровне, то температура с высотой повышается. Такое состояние называется температурная инверсия. ВГТ при этом отрицательный.

Максимальное значение ВГТ достигается над сушей в ясные, летние дни, когда температура воздуха у поверхности почвы может на 10 и более градусов превышать температуру на высоте 2 метра; то есть в данном, двухметровом слое воздуха, в пересчете на 100 метров, составляет более 500єС/100м.

Выше этого слоя ВГТ значительно уменьшается. Кроме того, в любом слое воздуха облачность, осадки, а также, ветер, перемешивающий массы воздуха, способствует заметному снижению ВГТ.

Инверсия - это возрастание температуры воздуха с высотой.

В зависимости от условий образования бывают:

1. Радиационные инверсии - возникают при радиационном выхолаживании земной поверхности.

Выделяют два вида радиационных инверсий:

а) Ночные - образуются в теплое время года при ясной, безветренной погоде. Усиливаются в течение ночи и достигают максимума на рассвете. После восхода Солнца инверсия начинает разрушаться. Высота слоя инверсии - несколько десятков метров, в замкнутых горных долинах - до 200 метров.

б) Зимние - образуются как ночью, так и днем, но только в холодное время года, когда в антициклональную погоду происходит длительное (часто - несколько недель подряд) выхолаживание земной поверхности. Высота слоя инверсии - до 2-3 километров. Особенно сильные инверсии наблюдаются в замкнутых котловинах, где застаивается холодный воздух. Это характерно для Восточной Сибири (например: Оймякон и Верхоянский -до -71єС - полюс холода Северного полушария).

2. Адвективные инверсии - образуются при адвекции, (то есть горизонтальном надвижении) теплого воздуха на холодную поверхность, которая и охлаждает нижние слои этого воздуха. Если происходит движение теплого воздуха над поверхностью снега, то такие адвективные инверсии называются снежные.

Расчётное задание 2

2. По данным табл. 5 согласно варианту построить кривую стратификацию при следующем распределении температуры воздуха с высотой: до 500 м - ВГТ₁, от 500 до 1000 м - слой изотермии при температуре t, от 1000 до 1500 м - ВГТ₂, от 1500 м до 2000 м - ВГТ₃



Вариант	Показатели
	ВГТ1	ВГТ2	ВГТ3	tєС
3	0,7	?0,4	0,8	13,0

t_в = t_н - ВГТ (h_в - h_н) / 100, єС /100 м;

t_в1 = 13 - 0,7*(500 - 0) / 100 = - 3,4 єС /100 м;

t_в2 = -3,4 - (-0,4)* (1500 -1000) / 100 = 2 єС /100 м

t_в3 = 2 - 0,8* (2000 - 1500) / 100 = - 4 єС /100 м;

h, м

Задание 3

1. Дайте определение влажности воздуха, методы измерения, количественные характеристики влажности воздуха, суточный и годовой ход характеристик влажности воздуха, причины и продукты конденсации и сублимации водяного пара, влияние леса на влажность воздуха, испарение и осадки.

Влажность воздуха и методы её измерения

Влажность воздуха - это величина, указывающая количество содержания в воздухе водяного пара.

Большую часть поверхности Земли занимает вода (Мировой океан), с поверхности которой непрерывно происходит испарение. Безусловно, в различных климатических зонах интенсивность этого процесса различна, что зависит от среднесуточной температуры, наличия ветров и так далее. Эти факторы обуславливают тот факт, что в определенных местах процесс парообразования воды более интенсивен, чем ее конденсация, а в некоторых - наоборот. В среднем же можно утверждать, что пар, который образуется в воздухе, не является насыщенным.

Понятие влажности является важнейшим критерием оценивания погодных условий, и является необходимым условием для прогнозов погоды. Если сравнивать влажность в различные времена года в привычных для нас климатических условиях, то она выше летом и ниже зимой, что связано с интенсивностью процессов испарения при различных температурах.

Основными характеристиками влажного воздуха являются:

1. плотность водяного пара в воздухе;

2. относительная влажность воздуха.

Воздух является составным газом, в нем содержится множество различных газов, в том числе водяной пар. Для оценивания его количества в воздухе необходимо определить, какую массу имеют водяные пары в определенном выделенном объеме - такую величину характеризует плотность. Плотность водяного пара в воздухе называют абсолютной влажностью.

Абсолютная влажность воздуха - количество влаги, содержащейся в одном кубическом метре воздуха.

Обозначение абсолютной влажности:  (как и обыкновенное обозначение плотности).

Единицы измерения абсолютной влажности:  (в СИ) или  (для удобства измерения небольшого содержания паров воды в воздухе).

В атмосфере Земли содержится около 14 тысяч кубических километров водяного пара. Вода попадает в атмосферу в результате испарения с подстилающей поверхности. В атмосфере влага конденсируется, перемещается воздушными течениями и вновь выпадает в виде разнообразных осадков на поверхность Земли, совершая, таким образом, постоянный круговорот воды. Круговорот воды возможен, благодаря, способности воды находится в трёх состояниях (жидком, твердом, газообразном (парообразном)) и легко переходить из одного состояния в другое. Влагооборот является одним из важнейших циклов климатообразования.

Для количественного выражения содержания водяного пара в атмосфере употребляют различные характеристики влажности воздуха. Основные характеристики влажности воздуха - упругость водяного пара и относительная влажность.

Упругость (фактическая) водяного пара (е) - давление водяного пара находящегося в атмосфере, выражается в миллиметрах ртутного столба или в миллибарах (мб). Численно почти совпадает с абсолютной влажностью (содержанием водяного пара в воздухе в г/м³), поэтому упругость часто называют абсолютной влажностью. Упругость насыщения (максимальная упругость) (Е) - предел содержания водяного пара в воздухе при данной температуре. Значение упругости насыщения зависит от температуры воздуха, чем выше температура, тем больше он может содержать водяного пара.

Относительная влажность (r) - отношение фактической упругости водяного пара к упругости насыщения, выраженное в процентах.

Точка росы фє - температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар мог бы насытить его.

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, так как 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 материка.

Распределение влажности воздуха

Содержание влаги в воздухе по направлению от экватора к полюсам в общем убывает.

Относительная влажность с изменением широты изменяется сравнительно мало: так, на широтах 0-10є она составляет максимум 85%, на широтах 30-40є - 70% и на широтах 60-70є - 80%. Заметное понижение относительной влажности наблюдается только на широтах 30-40є в северном и южном полушариях.



Изменение влажности с высотой

С высотой упругость водяного пара убывает; убывает и абсолютная, и удельная влажность. Это вполне понятно: ведь давление и плотность воздуха в целом также убывают с высотой. Замечательно, однако, то, что процентное содержание водяного пара по отношению к постоянным газам воздуха также убывает с высотой. Зависит это от того, что водяной пар постоянно поступает в атмосферу снизу и, постепенно распространяясь вверх, конденсируется в более или менее высоких слоях вследствие понижения температуры. Поэтому в нижних слоях его больше по отношению к сухому воздуху, чем в верхних.

Убывание влажности с высотой в отдельных случаях происходит по-разному в зависимости от условий перемешивания воздуха и от вертикального распределения температуры. Вместе с упругостью пара так же быстро убывает с высотой и абсолютная, и удельная влажность. Таким образом, половина всего водяного пара приходится на нижние 1,5 км и свыше 99% -- на тропосферу.

Относительная влажность меняется с высотой менее закономерно. В общем она с высотой убывает. Но на уровнях, где происходит облакообразование, относительная влажность, конечно, повышена. В слоях с температурными инверсиями она уменьшается очень резко вследствие повышенной температуры.

Причины и продукты конденсации и сублимации водяного пара

В воздухе, насыщенном водяным паром, при понижении его температуры до точки росы или увеличении в нем количества водяного пара происходит конденсация -- вода из парообразного состояния переходит в жидкое. При температуре ниже 0°С вода может, минуя жидкое состояние, перейти в твердое. Этот процесс называется сублимацией. И конденсация и сублимация могут происходить в воздухе на ядрах конденсации, на земной поверхности и на поверхности различных предметов. Когда температура воздуха, охлаждающегося от подстилающей поверхности, достигает точки росы, на холодную поверхность из него оседают роса, иней, жидкий и твердый налеты, изморозь.

Роса -- мельчайшие капельки воды, часто сливающиеся. Она появляется обычно ночью на поверхности, на листьях растений, охладившихся в результате излучения тепла. В умеренных широтах за ночь роса дает 0,1- 0,3 мм, а за год приблизительно 10 - 50 мм влаги.

Иней -- твердый белый осадок. Образуется в тех же условиях, как и роса, но при температуре ниже 0° (сублимация). При образовании росы выделяется скрытая теплота, при образовании инея тепло, наоборот, поглощается.

Жидкий и твердый налет -- тонкая водяная или ледяная пленка, образующаяся на вертикальных поверхностях (стены, столбы и тому подобное) при смене холодной погоды на теплую в результате соприкосновения влажного и теплого воздуха с охлажденной поверхностью.

Изморозь -- белый рыхлый осадок, оседающий на деревьях, проводах и углах зданий из воздуха, насыщенного влагой при температуре значительно ниже 0°. Сплошной слой плотного льда на земной поверхности и различных предметах, появляющийся при выпадении переохлажденных капелек дождя или тумана на охлажденную ниже 0° поверхность, называется гололедом. Обычно он образуется осенью и весной при температуре 0°, - 5 °С.

Скопление продуктов конденсации или сублимации (капелек воды, кристалликов льда) в приземных слоях воздуха называется туманом или дымкой. Туман и дымка различаются размерами капелек и вызывают разную степень снижения видимости. При тумане видимость 1 км и менее, при дымке -- более 1 км. При укрупнении капелек дымка может превратиться в туман. Испарение влаги с поверхности капелек способно вызвать переход тумана в дымку.

Если конденсация (или сублимация) водяного пара происходит на некоторой высоте над поверхностью, образуются облака. От тумана они отличаются положением в атмосфере, физическим строением и разнообразием форм. Возникновение облаков связано главным образом с адиабатическим охлаждением поднимающегося воздуха. Поднимаясь и при этом постепенно охлаждаясь, воздух достигает границы, на которой его температура оказывается равной точке росы. Эта граница называется уровнем конденсации. Выше, при наличии ядер конденсации, начинается конденсация водяных паров и могут образовываться облака. Таким образом, нижняя граница облаков практически совпадает с уровнем конденсации. Верхняя граница облаков определяется уровнем конвекции -- границы распространения восходящих токов воздуха. Она часто совпадает с задерживающими слоями.

На большой высоте, где температура поднимающегося воздуха ниже 0°, в облаке появляются ледяные кристаллики. Кристаллизация происходит обычно при температуре -10°С, -15°С. Резкой границы между расположением жидких и твердых элементов в облаке нет, существуют мощные переходные слои. Капельки воды и кристаллики льда, составляющие облако, увлекаются вверх восходящими токами и снова опускаются под действием силы тяжести. Опускаясь ниже границы конденсации, капельки могут испаряться. В зависимости от преобладания тех или других элементов облака делятся на водяные, ледяные, смешанные.

Облачные элементы настолько малы, что их вес уравновешивается силой трения. Облака переносятся воздушными течениями. Если относительная влажность в воздухе убывает, то облака испаряются. При конденсации непосредственно у земной поверхности скопления продуктов конденсации образуются туманы. Принципиальной разницы между облаками и туманами нет. Отдельные облака существуют короткое время. Кучевое облако может существовать до 10-15 минут. Элементы облака постоянно испаряются и возникают вновь. По строению облака делятся на:

1) водяные, которые состоят только из капель. Они могут существовать не только при положительных температурах, но и при отрицательных. 2) смешанные, состоящие из смеси переохлаждённых капель и ледяных кристаллов. Они могут существовать при температуре -10-40 градусов Цельсия.

3) ледяные - состоящие полностью из ледяных кристаллов. Преобладают при температуре ниже -30.

В теплое время года водяные облака образуются в нижних слоях тропосферы, смешанные - в средних слоях, а ледяные - в верхних слоях. Размеры облачных капель варьируются в умеренных широтах, часто в облаках встречаются капли радиусом 3-20 мкм, в стадии, близкой к выпадению осадков 20-30 мкм. При таянии кристаллов в облаках могут образовываться капли радиусом до 100-200 мкм. Массу капель воды и кристаллов в единичном объеме облачного воздуха называют водностью облаков. В водяных облаках в 1м³ облачного воздуха содержится 0,1-0,3 г воды. В кучевых облаках водность больше и меняется от 0,7 в нижней части, до 1,8 в верхней части. В конце XIX века определена современная классификация облаков: перистые, перисто-кучевые, перисто-слоистые, высококучевые, высокослоистые, слоисто-дождевые, слоисто-кучевые, слоистые, кучевые, кучево-дождевые. Облака всех родов встречаются на высотах между уровнем моря и тропопаузой.

Осадки выпадают в том случае, если хотя бы часть элементов, составляющих облако, по каким-то причинам укрупняется. Когда облачные элементы становятся настолько тяжелыми, что сопротивление и восходящее движение воздуха больше не могут удерживать их во взвешенном состоянии, они выпадают в виде осадков. Для возникновения более крупных капель процесс конденсации должен был бы продолжаться чрезмерно долго. Капли могут укрупняться в результате взаимного их слияния. При разных размерах они падают с разной скоростью и поэтому легче сталкиваются между собой. Столкновению капель способствует также турбулентность.

Обильные осадки не могут возникнуть только при укрупнении капель путем их слияния. Для выпадения обильных осадков необходимо, чтобы облака были смешанными. Такими являются высокослоистые, слоисто- дождевые, кучево- дождевые. Укрупнившиеся кристаллы начинают выпадать из верхней части облака, где они преимущественно находятся. По пути они продолжают укрупнятся путем сублимации. В нижней части облака появляются крупные кристаллы, они тают и превращаются в капли, которые выпадают в виде дождя. Если температура атмосферного воздуха отрицательна, осадки выпадают в виде снега или крупы. В зависимости от физических условий образования осадки делятся на:

1) Обложные, выпадающие из слоисто-дождевых и высококучевых облаков. Как правило, средней интенсивности. Выпадают на больших площадях, распространяются равномерно, продолжаются длительное время.

2) Ливневые - из кучево-дождевых облаков. Связано их образование с конвекцией. По времени мало продолжительные. Интенсивные.

3) Моросящие - внутримассовые осадки, выпадающие из слоистых и слоисто-кучевых облаков, типичны для теплого времени года или тёплой местности, устойчивых воздушных масс. Морось состоит из очень мелких капель.

По форме различают осадки:

1) Дождь - жидкие осадки, состоящие из капель диаметром 0,5-6 мм. В Ливневых дождях величина капель увеличивается. При отрицательных температурах могут выпадать переохлаждённые капли.

2) Морось - жидкие осадки, состоящие из капель диаметром 0,5-0,05 мм с очень малой скоростью падения. Легко переносящихся в горизонтальном направлении.

3) Снег - твёрдые осадки, состоящие из так называемых сложных ледяных кристаллов. Формы их разнообразны и зависят от условий образования. Основная форма - шестилучевая звезда. Из слоисто-дождевых и кучево-дождевых облаков при отрицательной температуре выпадает крупа - осадки, состоящие из ледяных и сильно озернённых снежинок диаметром 1 мм. Снежная крупа имеет снегоподобное строение. Ядрышки ледяной крупы имеют оледеневшую поверхность. Из слоистых облаков зимой выпадают снежные зерна - маленькие крупинки диаметром менее 1 мм, напоминающие манную крупу. Зимой при низкой температуре из облаков нижнего или верхнего яруса выпадают ледяные иглы - осадки, состоящие из ледяных кристаллов в виде шестиугольных призм.

4) Ледяной дождь - это осадки, состоящие из прозрачных ледяных шариков диаметром 2-3 мм. Град - осадки в виде кусочков льда шарообразной формы. Выпадает из кучево-дождевых облаков.

Влияние леса на влажность воздуха, испарение и осадки

Рост и развитие растений тесно связаны с влажностью воздуха, она влияет на течение всех физиологических процессов растений. Часто она имеет большее значение для жизни растений, чем температура

Влажность сильно различается по значениям между лесом и пустырем в приземном слое воздуха, в отдельные периоды эта разница достигает 16-24%, а на высоте один-два метра существенных различий значений не наблюдается. Таким образом, лес сглаживает амплитуды колебания влажности воздуха того слоя, в котором проходят самые ранние и важные фазы развития растений.

Максимальные значения относительной влажности отмечаются в сомкнутых темнохвойных лесах, где по многолетним данным, она близка к значениям влажности острова и составляет в среднем 85-90%.

Лес, главным образом, сглаживает климат на занимаемой им территории, изменяя многие климатические показатели в приземном слое воздуха и регулируя движения воздушных масс. Но в масштабах всей площади, занятой лесом, он влияет на формирование воздушных масс в нижних слоях атмосферы, накопление осадков и распределение их выпадения по территории, образуя так называемый мезоклимат. Это немаловажно, потому что на территориях, где лес занимает значительную территорию, это влияние отражается и на незанятых насаждениями участках.

Слабый ветер способствует увеличению туманной капели, так как излишняя влага, скапливающаяся на хвое, стряхивается, а к поверхности крон поступают новые массы насыщенного водяными парами воздуха. В туманную погоду, когда выпадает немного осадков, в лесу задерживается осадков на 20-30% больше, чем на вырубке.

Приход влаги в лесные экосистемы не ограничивается лишь выпадающими вертикальными осадками и поглощенными почвой парами воды из атмосферы. Это и конденсация паров воды из воздуха на кронах и стволах деревьев во всех ярусах древостоя - так называемые горизонтальные осадки. В лесу образуется больше росы, чем в поле. Водоохранное и водорегулирующее значение лесов заключается в накоплении ими влаги и регулировании ее расхода на сток, увеличение внутрипочвенного (грунтового) стока за счет уменьшения поверхностного в результате высоких инфильтрационных свойств лесных почв. Планирование и проведение лесохозяйственных мероприятий в лесах должно учитывать их водоохранную и защитную роль.

Расчётное задание 3

2. Рассчитать значение характеристик влажности воздуха по данным табл. 6 согласно варианту. Определить, насколько изменится точка росы, если относительная влажность уменьшится на 15 %.

Дано:

t = 25,0 °С

t` = 16,7 °С

P = 1000 гПа

А = 0,0008

Е` = 19 гПа

е = ?

f = ?

t_d = ?

Решение:

Определим значение парциального давления (упругости) водяного пара:

е = Е '- А (t - t') P, гПа

е = 19 - 0,0008*(25,0 - 16,7)*1000 = 12,36 гПа

Найдём относительную влажность:

f = e/E * 100%

f = 12,36/31,7 * 100% = 39%

По таблице определим точку росы для температуры 25°С при этой влажности: t_d = 10,5 °С

Если относительная влажность уменьшится на 15%

f = 39% - 15% = 24%

Тогда е = (31,7*24)/100 = 7,61 гПа

Соответственно точка росы, по данным таблице будет равна t_d = 3,1 °С

10,5 - 3,1 = 7,4 °С

Ответ: если относительная влажность изменится на 15% , точка росы изменится на 7,4 °С.

Задание 4

1. Дайте понятие, что такое ветер, чем характеризуется, суточный и годовой ход, что представляют собой местные ветры. Охарактеризуйте влияние лесного массива на движение воздуха.

Ветер - горизонтальное перемещение воздушных масс вдоль земной поверхности. Воздух постоянно перемещается, и из-за этого образуется ветер, который обладает различными характеристиками, такими как: сила, скорость, направление так далее. Причина возникновения ветра заключается в разном прогревании различных регионов суши, вследствие чего в этих регионах наблюдается различное атмосферное давление. Проще всего это показать на примере береговой зоны, где суша всегда нагревается быстрее, чем вода. Как итог воздух над земной поверхностью более горячий и по законам физики, становясь легче, поднимается вверх. Освободившееся место занимает холодный воздух с моря. Если говорить научным языком, то всё это связано напрямую с атмосферным давлением. Воздух всегда движется из области с более высоким атмосферным давлением к области с более низким атмосферным давлением. Как только между двумя регионами образуется разница в атмосферном давлении, начинает дуть ветер. Причем, чем сильнее эта разница, тем сильнее ветер.

Наблюдения показывают, что при установившемся режиме погоды в приземном слое атмосферы над сушей отчетливо проявляется суточный ход скорости ветра.

В приземном слое минимум скорости наблюдают ночью. После восхода Солнца ветер усиливается и после полудня достигает максимума, затем постепенно ослабевает. Такой суточный ход ветра летом наблюдают до высоты 100 - 300 м, а зимой -- до 20 - 30 м.

Амплитуда суточного изменения скорости ветра составляет 3 - 5 м/с. Летом она больше, чем зимой, а в ясные дни больше, чем в пасмурные. Над океанами суточный ход ветра почти незаметен.

Причина суточного хода скорости ветра -- суточное изменение интенсивности турбулентного перемешивания атмосферного воздуха.

Резкая смена воздушных масс, прохождение фронтов и другие причины могут нарушить суточный ход ветра и привести к значительным отклонениям в отдельные дни.

Годовой ход скорости ветра определяется закономерностями общей циркуляции атмосферы. В умеренных и полярных широтах Северного полушария наибольшую скорость ветра наблюдают зимой, когда разность температур между тропиками и полюсом наиболее значительна и соответственно велика разность давлений. К лету с уменьшением контраста температур и, следовательно, градиентов давления ветер ослабевает. В то же время большое значение при этом имеют климатические особенности района и местные причины. Так, на европейской части России летом средние скорости наименьшие, а в январе и феврале наибольшие. В Восточной Сибири, наоборот, в январе и феврале средние скорости ветра наименьшие, а летом наибольшие.

Есть ветры мирового значения -- муссоны и пассаты. Они дуют через параллели и меридианы. Другие же ветры дуют на небольших территориях -- их называют местными, например бризы.

Ветры мирового значения

Пассаты постоянно направлены из областей высокого давления в сторону экваториальной зоны. В Северном полушарии они северо-восточного направления, в Южном полушарии -- юго-восточного.

Муссоны -- это сезонные ветры, образующиеся из-за разности температуры воздуха над материками и океанами. Зимой эти ветры дуют от холодных материков к теплым океанам, а летом -- из сравнительно холодных океанов на нагретые материки. Муссоны типичны для низких широт, особенно на юге и юго-востоке Азии.



Виды местных ветров

Бризы возникают на берегах морей и крупных озер. Они распространяются всего от 10 до 50 км по обе стороны от береговой линии и на высоту 200--300 м.

Буран -- ледяной северный ветер ураганной силы со снегом.

Бриса -- ветер, дующий с северо-востока.

Чили -- жаркий, сухой и пыльный ветер, дующий из пустынь Северной Африки.

Мистраль -- сильный, сухой и холодный северо-западный ветер, дующий зимой и осенью.

Сирокко -- теплый весенний ветер, дующий из жарких сухих пустынь.

Вихрь -- это непродолжительный сильный ураган с кружащимися ветрами.

Бриз -- теплый ветер, дующий с берега на море ночью и с моря на берег днем.

Бора -- холодный резкий ветер, дующий с гор на побережье или долину.

Фен -- легкий теплый ветер, дующий с гор на побережье или долину.

Основные характеристики ветра - взаимосвязанные сила и скорость: ускоряющаяся воздушная масса считается сильнее. Сила ветра зависит от разницы давлений в исходной и финишной точке: с увеличением разрыва в показателях становится интенсивнее движение.

Классификация скорости ветра в баллах по шкале Бофорта:

0 - штиль (безветрие);

1 - 3 - слабый (скорость 2 - 5 м/с);

4 - 5 - умеренный (5 - 10 м/с);

6 - 8 - сильный (10 - 18 м/с);

9 - 11 - шторм (18 - 30 м/с);

12 - ураган (более 30 м/с).

Ветра местной циркуляции можно разделить на несколько отдельных видов.

Бриз

В переводе с французского языка означает легкий. Зарождается такой ветер над поверхностью рек, морей, озер и других местных водоемов, где образуется зона высокого давления. На солнце суша прогревается значительно быстрее водных объектов и над ней устанавливается область низкого давления, куда и устремляется бриз. В темное время суток ситуация меняется и все происходит в обратном направлении.

Бора

В переводе с итальянского -- северный. Бора воспринимается людьми как порывистый и мощный. Движется в холодные сезоны со стороны прибрежных скал в сторону моря. Образуется на материках со скалистыми берегами. В таких случаях прохладный воздух со стороны суши собирается у подножия хребта и, набрав необходимую массу, срывается вниз к воде. Этим явлением объясняется разительно низкая температура в зонах его действия. Области преобладания: побережья Адриатического и Черного морей.

Сарма

Считается разновидностью боры, назван в честь реки, которая впадает в Байкал. Появляется из арктического воздуха, который скапливается у хребтов Сибирских гор. Является ураганным ветром, прилетающим внезапно, потому метеорологи с его приближением объявляют о штормовом предупреждении.

Фен

Порывистый и неспокойный ветер с гор, который преимущественно наблюдается в зимнее и весеннее время года. Он сухой и теплый, поэтому с его появлением связывают таяние снегов. Чаще всего встречается на Кавказе и в горах Азии.

Самум

Сильный ветер, который появляется в циклонах при сильном нагревании поверхности суши. Возникает шквал, который несет с собой разогретый песок и может продолжаться до 4 часов. Во время самума температура воздушных масс может достигать 50 градусов. Бедуины научились распознавать приближение самума по постепенно ускоряющемуся движению песков с характерным звуком трения. Наблюдается ветер в пустынях Северной Африки и в центральных областях Аравийского полуострова.

Сирокко

В переводе с итальянского сильный. В отдельных областях этот ветер имеет сухой и жаркий характер. При передвижении воздушных масс, вызванных вращением Земли, ветер меняет свойства и приобретает влажные и теплые оттенки, когда следует в направлении юго-востока. Чаще всего встречается в Северной Африке и на территории Италии.

Суховей

Распространенные места пребывания -- территории пустынь и степей, где небольшая растительность. Этот ветер довольно жаркий и способен спровоцировать засуху. От пагубного влияния суховея страдают урожаи всех культур. Такой ветер можно встретить на Северном Кавказе, в южных областях Украины, в средних широтах России.

Бурей

Разновидность суховея. Это -- мощный ветер, который переносит песок и частички почв на огромные расстояния. Вызывая клубы пыли, он ухудшает видимость, а срывая плодородный слой земли, наносит непоправимый ущерб почвам.

Ураган является очень сильной бурей. Его вызывают воздушные массы, которые на очень большой скорости движутся в разных направлениях. Скорость такого ветра составляет минимум 33 м/с.

Тайфун

Очень мощный ветер разрушительной силы. Образуется в основном в таких частях планеты: запад Тихого Океана, Дальний Восток, Восточные побережья Азии.

Лес препятствует движению ветра в приземном слое воздуха. Ветер, встречая на своем пути лесной массив, резко снижает скорость вследствие соприкосновения и трения о кроны деревьев, стволы и другие растения, произрастающие в лесу. Снижение скорости ветра зависит от густоты деревьев, их высоты и возраста: чем гуще и выше деревья в лесу, тем заметнее снижается скорость ветра.

По данным Нестерова, в сосновом лесу с густым дубовым подростом и подлеском из лещины скорость ветра на расстоянии 34 м от опушки составляет 55--78 % скорости ветра на открытом месте; на расстоянии 77 м от опушки в глубь леса скорость ветра снижается до 23--27 % и из расстоянии 228 м до 2--5 % скорости ветра в открытом поле. Скорость ветра в лесу над почвой на высоте 1 м составляет около 30 % скорости ветра над кронами.

Влияние леса на скорость ветра становится заметной при ветре в сторону леса уже на расстоянии 250 м, а при направлении ветра от леса -- на расстоянии до 1500 м. Скорость ветра в лесу едва достигает 1 м/с. Положительное действие леса на снижение скорости ветра широко используется в сельском и лесном хозяйстве в лесостепных и степных районах нашей страны. Здесь издавна создаются полезащитные лесные полосы различных конструкций.

Расчётное задание 4

2. Построить розу ветров для января по данным своего района. Проанализировать её в интересах лесного хозяйства.

Повторяемость направления ветра для построения розы ветров необходимо взять из справочной литературы или получить на близлежащей метеостанции, можно взять из прил. 5 (номер варианта определяется по последней цифре зачётной книжки), и занести в таблицу 7.

Повторяемость направлений ветра (%)

Месяц	С	СВ	В	ЮВ	Ю	ЮЗ	З	СЗ
Январь	19	5	15	18	4	18	3	20

Преобладающие ветра - северные и северо-западные. Следовательно, лесополосы и другие средства снегозадержания нужно располагать поперёк господствующих ветров. Фермы и промышленные предприятия следует располагать на юге и западе от населённого пункта. Безветренных дней в январе не было.

Задание 5

1. Дать определение характеристик температурного режима: среднесуточной, среднедекадной, среднемесячной, среднегодовой, многолетней температур, суточного и годового хода температуры, амплитуды, суммы активных и эффективных температур.

Среднесуточная температура есть арифметическое среднее из показаний температуры во все сроки наблюдений. Суммируя результаты этих измерений и разделив сумму на 8, получают среднюю суточную температуру воздуха.

Средняя месячная температура - среднее арифметическое из средних суточных температур за все дни месяца.

Средняя годовая температура - среднее арифметическое из средних суточных (или средних месячных) температур за весь год.

Средние месячные и средние декадные температуры используют для характеристики температурных условий отдельных периодов.

Амплитуда суточного и годового хода температуры характеризует степень континентальности климата. Амплитуда суточного хода температуры приземного слоя атмосферы является важным показателем термического режима сельскохозяйственных полей.

...