58. Стратифікація атмосфери і вертикальна рівновага повітря. Фактична термічна стратифікація атмосфери і повітряних мас. Добовий хід стратифікації і конвекції.

Стратифіка́ція атмосфе́ри - розподіл температури в атмосфері з висотою.Вона може бути:

1)стійкою — вертикальний градієнт температури менший від адіабатичного,2)нестійкою — більше адіабатичного. 3) байдужою — дорівнює адіабатичному.Нестійка стратифікація підтримує розвиток конвекції і хмарності.

Стратифікація атмосфери хар-ся вертикальним градієнтом Т - G [1 ° / 100 м]. У тропосфері Т падає з висотою в середньому на 0,6 ° на кожні 100 м, т. е. G = 0,6 ° / 100 м. Але в кожний окремий момент вона може відхилятися від цієї середньої величини, по-різному над кожним місцем і в кожному шарі тропосфери, причому іноді досить значно. Так, у спекотний літній день у приземному шарі повітря над грунтом нагрівається і градієнт зростає сильно. Вночі грунт вихолоджують завдяки випромінюванню, Т повітря зменшується і іноді настільки, що падіння Т з висотою замінюється зростанням, тобто градієнт змінює знак. У вільній атм. також виявляються різні значення G - від 1 ° на 100 м або трохи вище до сильних інверсій в окремих шарах. У стратосфері значення р малі або негативні. Від стратифікації атм. залежить стійкість по відношенню до вертикальних переміщень повітря. Повітря, піднімаючись вгору, охолодж. за певним законом: сухе чи ненасичений повітря - в макс. ступені - майже на 1 ° на кожні100 м підйому; насичене повітря - на меншу величину (кілька десятих часток градуса на 100 м).. Висхідне повітря буде підніматися за законом Архімеда до тих пір, поки навколишня атм. не залишиться холодніше нього, якщо воно потрапляє в шар атм. тепліший, ніж воно саме, висхідний рух припиняється. Спадне повітря опускається лише до тих пір, поки його Т, підвищуючись, не вирівняється з температурою навколишньої атм. Тобто, чим сильніше падіння Т в навколишній атм., тим інтенсивніше конвекція, турбулентний рух і ковзання теплого повітря на атмосферних фронтах .Якшо повітря буде рухатися вгору або вниз, то між ним і навколишнього атм. буде зберігатися різниця Т, що підтримує і посилює вертикальний рух. Стратифікація атмосфери в цьому випадку називається нестійкою. Навпаки, при малих вертикальних градієнтах або при інверсіях Т вертикально рухоме повітря швидко вирівнює свою Т з Т навколишньої атм. і вертикальні рухи загасають. Стратифікація атмосфери в цьому випадку називається стійкою. Нестійка Стратифікація атмосфери - необхідна умова для розвитку хмар конвекції (купчастих і купчасто-дощових) і посилення фронтальної хмарності. При стійкій Стратифікації атм. переважає ясне небо або розвивається шарувата хмарність під шарами інверсій. У стратосфері при незмінності Т з висотою або при інверсіях Стратифікація атм. завжди дуже стійка, тому конвекція там відсутня, слабка а турбулентність.

60. Географічний розподіл опадів та характеристики зволоження. Географічний розподіл опадів. Характеристики зволоження території.

Ізогієти - ліній однакових місячних або річних сум опадів. Розподіл опадів зумовлений розподілом хмарності і температури, є зональним. Найбільше опадів – екваторіальна зона (2000-9000 мм.)

Мінімум в тропічній і субтропічній зоні між . Області високого тиску і нисхідні рухи повітря - перешкоджають утворенню хмар. Річна сума опадів - 100-250 мм.

Помірні широти - - пов'язані з західним переносом циклонів та фронтальною діяльністю. Пд півкуля - над океанами, більше. Пн півкуля найбільше - на західних окраїнах материків. (4000 мм, )

Від помірних широт до полюсів кількість опадів зменшується до 200-300 мм, падає вологість повітря, Антарктида антициклональна малохмарна погода опадів 50-100 мм.

Найбільша к-ть опадів на земній кулі - в передгір'ях Гімалаїв. Черапунджі, понад 11000 мм в рік,

Характеристики зволоження території.

Оцінка умов зволоження - скільки їх витрачається на випаровування.

К є меншим 0.45 - клімат надлишково-вологий. К від 0.45 до 1 - клімат вологий, К від 1 до 3 - недостатньо вологим. К більше 3 - сухий.

Коефіцієнт зволоження- відношення суми опадів (r) за певний період часу (рік, місяць, сезон) до випаровування (Е) за той же період,

-показує в якій мірі опади компенсують втрату вологи.