73. Стратифікація атмосфери і вертикальна рівновага повітря. Стратифікація атмосфери і вертикальна рівновага для насиченого повітря.

Пит 58

75. Чинники кліматоутворення. Сніговий і льодовиковий покрив.

Сніговий (і крижаний) покрив зменшує втрати тепла ґрунтом і коливання її температури. Але сама поверхня покриву сильно відбиває сонячну радіацію вдень і сильно прохолоджується випромінюванням уночі, тому вона охолоджує і повітря, що знаходиться над нею. Навесні на танення сніжного покриву витрачається велика кількість тепла, що береться із атм. Таким чином, Т повітря над сніговим покривом, що тане, залишається близькою до нуля. Над сніговим покривом часті і сильні інверсії Т, взимку пов’язані з радіаційним вихолоджуванням, весною – з таненням снігу. Над постійним сніжним покривом полярних областей навіть влітку часті інверсії або ізотермії.

76. Клімати помірних широт. Клімат океанів в помірних широтах.

Помірний пояс або помірні зони в географії — смуга з широтами між тропіками та полярним колом. Цей пояс переважно характеризується помірним кліматом, із наявністю чотирьох чітко визначених сезонів, із відносно м'якою зміною між ними, не сягаючи екстремально високих або низьких температур. Проте, зони помірного клімату часто характеризуються непередбачуваною погодою. Також помірний клімат може траплятися в тропічній зоні на великих висотах, як це відбувається в деяких районах Анд. Помірний клімат поділяється на дві основні категорії: морський і континентальний клімат.Клімат океанів. Велика теплоємність i теплопровiдність води океану -накопичення тепла - в певнi промiжки часу його витрата, обiгрiвання атм. (особливо в холодний перiод року).Літом вдень водна поверхня нагрівається менше, оскільки велика частина сумарної радіації витрачається на випаровування, а також передається в глибину водних мас. Зимою поверхня морів і океанів охолоджується поступово. Основний спосіб передачі тепла в океані - турбулентність.

Характеристики:- мала у порiвняннi з континентальним клiматом добова i рiчна амплiтуда температури повiтря, а також запiзнення настання екстремальних Т у рiчному ход (на один-два мiсяцi). – макс. амплітуди Т осінню і зимою, мін. літом; - макс. Т наступає перед вечором, а мін. перед сходом сонця - пiдвищення вологостi повiтря; - значна хмарнiсть; - збiльшення кiлькостi опадiв. - весна в океанiчному клiматi є холоднiше осенi. Наприклад, в Пiвнiчнiй Атлантицi рiчний мiнiмум температури - у лютому-березнi, а мак. - в серпнi. Де холоднi морськi течiї, найбiльш теплим мiсяцем може стати навiть вересень (узбережжя Калiфорнiї, Пiвденна Португалiя, о-ви Зеленого Мису тощо.).

77. Баланс довгохвильової радіації і його добовий хід..Випромінювання земної поверхні. Зустрічне випромінювання атмосфери.

Баланс довгохвильової радіації і його добовий хід.

Інтенсивність власного випромінювання земної поверхні - закон Стефана-Больцмана:

випромінювання в діапазоні хвиль від 4 до 120 мк.

Радіація послаблюється в атмосфері внаслідок поглинання і розсіювання пропорційно інтенсивності, чим вона більша, тим більше буде поглинання і розсіювання, а також кількості частинок на шляху проходження сонячної радіації в атмосфері.

Для різних довжин хвиль коефіцієнт пропорціональності буде різним, бо поглинання є селективним, а розсіювання залежить від довжини хвиль114% довгохвильового випромінювання земної поверхні в атмосферу

99% - через поглинання його водяною парою та вуглекислим газом, повертає до земної поверхні…15% - на верхню межу атмосфери через гази і аерозолі…46% - хмари непрямим випромінюванням …6% безпосередньо від земної поверхні …В сумі 67% на верхню межу атмосфери.