1 Вопрос. Общее землеведение - цель и задачи, структура и содержание.

Предполагаемый ответ: Цели обучения общего землеведения традиционно объединяются в следующие три группы: 1.ОБРАЗОВАТЕЛЬНЫЕ ЦЕЛИ:

-дать учащимся знания основ современного общего землеведения, раскрыть научные основы охраны природы и рационального природопользования;

-сформировать у учащихся географическую культуру, подготовить их к самообразованию в области общего землеведения и смежных наук.

2. Воспитательные цели:

-способствовать нравственному и экологическому воспитанию учащихся, формированию у них гуманного, бережного и ответственного отношений к окружающей природной среде;

-внести вклад в трудовое воспитание и профориентацию, помочь в выборе будущей профессии и выборе жизненного пути;

3.Развивающие цели:

-развивать познавательные интересы к географическим знаниям и проблемам состояния окружающей природной среды;

Задачи: Основной задачей учебного курса (предметом изучения) является изучение географической оболочки, законов и закономерностей в природе с целью оптимизации окружающей среды.

Структура: Общее землеведение состоит из 1. Учения об Атмосфере 2. Гидрологии 3. Геологии. 4. Учения о биосфере.

Содержание науки: Факторы формирования географической оболочки. Геосферы географической оболочки. Географическая оболочка и ноосфера. Географическая среда и человеческое общество.

2 Вопрос. Науки, изучающие процессы в атмосфере.

Предполагаемый ответ: Основной наукой изучающей атмосферные явления и процессы является метеорология. В ней выделяются самостоятельные разделы, такие как климатология и синоптическая метеорология.

Метеорология - наука об атмосфере и происходящих в ней процессах.

Климатология – наука изучающая изучающая вопросы климатообразования, описания и классификации климатов земного шара,антропогенное влияние на климат.

Синоптическая метеорология – наука о физических процессах, происходящих в атмосфере и определяющих погоду и характер её изменений на значительных территориях,также изучает методы краткосрочного и долгосрочного прогноза погоды.

Также в метеорологии выделяют частные дисциплины, изучающие различные классы атмосферных процессов (актинометрия, динамическая метеорология, атмосферная оптика, атмосферное электричество, атмосферная акустика, аэрология,космическая метеорология и др.).

Актинометрия - учение о солнечном, земном и атмосферном излучении.

Динамическая метеорология - наука об атмосферных движениях и связанных с ними преобразованиях энергии в атмосфере,

Атмосферная оптика - наука об оптических явлениях в атмосфере, вызываемых рассеянием, поглощением, преломлением и дифракцией света в воздухе,

Атмосферная акустика - наука о звуках атмосферного происхождения и роли атмосферы в распространении звука,

Аэрология - учение о методах исследования свободной атмосферы – в среднем выше 1 км, Космическая или спутниковая метеорология - исследование атмосферных процессов с помощью информации, получаемой с искусственных спутников Земли.

3 Вопрос. Атмосфера – компонент географической оболочки.

Предполагаемый ответ:

Атмосфера составляет структурную часть географической оболочки, а её вещество – её компоненты.

- Воздействие земной коры на атмосферу посредством морфологии (рельефа) земной поверхности, вулканизм, тепловое воздействие, нарушение термики океанических вод, вызванное землетрясениями, эоловое (пылевое) загрязнение атмосферы

- Воздействие гидросферы на атмосферу. поставщик паров воды. теплообмен

- Воздействие атмосферы на другие части географической оболочки. проникновение посредствам участия в фотосинтезе кислорода атмосферного воздуха. проникновение воздуха в глубокие недра земной коры. растворение газов в воде мирового океана. процесс выветривания горных пород. образование течений, волн (под действием ветров)

4 Вопрос. Строение, границы, состав атмосферы.

Ответ:

Тропосфера

Её верхняя граница находится на высоте 8—10 км в полярных, 10—12 км в умеренных и 16—18 км в тропических широтах; зимой ниже, чем летом. Нижний, основной слой атмосферы содержит более 80 % всей массы атмосферного воздуха и около 90 % всего имеющегося в атмосфере водяного пара. В тропосфере сильно развиты турбулентность и конвекция, возникают облака, развиваются циклоны и антициклоны. Температура убывает с ростом высоты со средним вертикальным градиентом 0,65°/100 м

Тропопауза

Переходный слой от тропосферы к стратосфере, слой атмосферы, в котором прекращается снижение температуры с высотой.

Стратосфера

Слой атмосферы, располагающийся на высоте от 11 до 50 км. Характерно незначительное изменение температуры в слое 11—25 км (нижний слой стратосферы) и повышение её в слое 25—40 км от −56,5 до 0,8 °С (верхний слой стратосферы или область инверсии). Достигнув на высоте около 40 км значения около 273 К (почти 0 °C), температура остаётся постоянной до высоты около 55 км. Эта область постоянной температуры называетсястратопаузой и является границей между стратосферой и мезосферой.

Стратопауза

Пограничный слой атмосферы между стратосферой и мезосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место максимум (около 0 °C).

Мезосфера

Мезосфера начинается на высоте 50 км и простирается до 80—90 км. Температура с высотой понижается со средним вертикальным градиентом (0,25—0,3)°/100 м. Основным энергетическим процессом является лучистый теплообмен. Сложные фотохимические процессы с участием свободных радикалов, колебательно возбуждённых молекул и т. д. обусловливают свечение атмосферы.

Мезопауза

Переходный слой между мезосферой и термосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место минимум (около —90 °C).

Линия Кармана

Высота над уровнем моря, которая условно принимается в качестве границы между атмосферой Земли и космосом. В соответствии с определением ФАИ, линия Кармана находится на высоте 100 км над уровнем моря.

Граница атмосферы Земли

Принято считать, что граница атмосферы Земли и ионосферы находится на высоте 118 километров. Это показывает анализ параметров движения высокоэнергетических частиц, перемещающихся в атмосфере и ионосфере.

Термосфера

Верхний предел — около 800 км. Температура растёт до высот 200—300 км, где достигает значений порядка 1500 К, после чего остаётся почти постоянной до больших высот. Под действием ультрафиолетовой и рентгеновской солнечной радиации и космического излучения происходит ионизация воздуха («полярные сияния») — основные области ионосферы лежат внутри термосферы. На высотах свыше 300 км преобладает атомарный кислород. Верхний предел термосферы в значительной степени определяется текущей активностью Солнца. В периоды низкой активности — например, в 2008-2009 гг — происходит заметное уменьшение размеров этого слоя.

Термопауза

Область атмосферы прилегающая сверху к термосфере. В этой области поглощение солнечного излучения незначительно и температура фактически не меняется с высотой.

Экзосфера (сфера рассеяния)

Экзосфера — зона рассеяния, внешняя часть термосферы, расположенная выше 700 км. Газ в экзосфере сильно разрежен, и отсюда идёт утечка его частиц в межпланетное пространство (диссипация).

Состав Атмосферы

Атмосфера — это смесь газов, состоящая из азота (78,08 %), кислорода (20,95 %), углекислого газа (0,03 %), аргона (0,93 %), небольшого количества гелия, неона, ксенона, криптона (0,01 %), озона и других газов, но их содержание ничтожно.

5 Вопрос. Происхождение атмосферы. Охрана атмосферы от загрязнения.

Предполагаемый ответ:

Первичная гелиево-водородная атмосфера была утеряна Землей при разогреве. Некоторое время Землю обволакивал мощный слой из водяного пара и газов малопроницаемых для солнечных лучей. Вулканические процессы обогатили атмосферу углекислым газом. В конце PZ состав атмосферы в целом уже мало отличался от современного: она стала азотно-кислородной. Состав современной атмосферы как и в ранние геологические эпохи регулируется организмами.

Дифференциация вещества – характернейшая черта эволюции Земли. Выражением ее служит оболочечное строение Земли.

Охрана атмосферы от загрязнения

Основные пути снижения и полной ликвидации загрязнения атмосферы следующие: разработка и внедрение очистных фильтров, применение экологически безопасных источников энергии, безотходной технологии производства, борьба с выхлопными газами автомобилей, озеленение.

Очистные фильтры являются основным средством борьбы с промышленным загрязнением атмосферы. Очистка выбросов в атмосферу осуществляется путем пропускания их через различные фильтры (механические, электрические, магнитные, звуковые и др.), воду и химически активные жидкости. Все они предназначены для улавливания пыли, паров и газов.

Решить проблему охраны атмосферы только при помощи очистных сооружений невозможно. Необходимо применение комплекса мероприятий, и прежде всего внедрение безотходных технологий.

Безотходная технология эффективна в том случае, если она строится по аналогии с процессами, происходящими в биосфере: отходы одного звена в экосистеме используются другими звеньями. Цикличное безотходное производство, сопоставимое с циклическими процессами в биосфере, -- это будущее промышленности, идеальный путь сохранения чистоты окружающей среды.

Озеленение городов и промышленных центров: зеленые насаждения за счет фотосинтеза освобождают воздух от диоксида углерода и обогащают его кислородом.

Правовая охрана атмосферы -- реализация конституционных прав населения и норм в экологической сфере привела к существенному расширению базы законодательного регулирования в области охраны атмосферного воздуха.

6 Вопрос. Солнечная радиация, влияние солнечной радиации на географическую оболочку.

Предполагаемый ответ: Под солнечной радиацией мы понимаем весь испускаемый Солнцем поток радиации, который представляет собой электромагнитные колебания различной длины волны.

Круговорот веществ в географической оболочке происходит под действием солнечной энергии и внутренней энергии Земли. Солнечная радиация при этом оказывает наиболее существенное влияние на процессы в ней. Составными частями солнечной радиации является электромагнитное и корпускулярное излучение. Электромагнитная энергия Солнца включает в себя видимую и инфракрасную частоты волнового спектра, а также ультрафиолетовое излучение. Меньшая доля солнечной радиации принадлежит рентгеновским лучам. В атмосфере Земли значительная часть ультрафиолетового и инфракрасного излучения поглощается в верхних слоях атмосферы, а также водяными парами и частицами пыли. Рентгеновское излучение при этом, поглощается полностью. Лишь незначительная доля солнечного излучения, то есть менее 1 %, усваивается зелеными растениями в процессе фотосинтеза органических веществ. Большая часть его рассеивается в географической оболочке, создавая ее энергетический баланс. Периодический характер интенсивности солнечного излучения сказывается на ряде явлений в географической оболочке Земли. Так, в 1915 году А. Л. Чижевский обратил внимание на циклическую связь между развитием некоторых эпидемий и пятнами на Солнце. Периодичность этих явлений – 11 лет.

Корпускулярное излучение Солнца выражается в виде, так называемого, солнечного ветра и солнечных космических лучей, связанных с мощными взрывными вспышками. При этом усиливается интенсивность ультрафиолетового и рентгеновского излучений, достигающих Земли через 8 минут. Вспышки на Солнце создают мощную ударную волну и вызывают выбрасывание в пространство облака плазмы. Она распространяется в пространстве со скоростью 100 км/с и за 2 суток достигает Земли, вызывая магнитные бури и возмущения ионосферы. При этом возрастает неустойчивость атмосферы, что приводит к нарушению характера атмосферной циркуляции, то есть развитию циклонов и других метеорологических явлений. Магнитные бури и нарушения атмосферной циркуляции отрицательно сказываются на жизни организмов.

7 Вопрос. Отраженная радиация. Эффективное излучение. Парниковый эффект и его следствия.

Ответ:

Отраженная радиация

Часть суммарной радиации, теряемая земной поверхностью в результате отражения. При определении планетарного альбедо Земли сюда же относится радиация, отраженная облаками, рассеянная вверх молекулами атмосферных газов и коллоидными частицами, взвешенными в воздухе, и вышедшая из атмосферы в мировое пространство.

Разница между собственным излучением тела и встречным излучением атмосферы называется эффективным излучением. Его значение и выражает действительный поток тепла от Земли или воды к атмосфере. В отдельных случаях может быть поток тепла и от атмосферы к Земле, например, при поступлении морского теплого воздуха на холодную материковую поверхность зимой.

Парниковый эффект атмосферы, свойство атмосферы пропускать солнечную радиацию, но задерживать земное излучение и тем самым способствовать аккумуляции тепла Землёй.

Или

Парнико́вый эффе́кт — повышение температуры нижних слоёв атмосферы планеты по сравнению с эффективной температурой, то есть температурой теплового излучения планеты, наблюдаемого из космоса.

Последствия Парникового эффекта.

-Повышенная испаряемость воды в океанах.

- Увеличение выделения углекислого газа, метана, а также закиси азота в результате промышленной деятельности человека.

- Быстрое таяние ледников, смена климатических зон, что приводит к уменьшению отражающей способности поверхности Земли, ледников и водоемов.

-Разложение соединений воды и метана, которые находятся возле полюсов.

- Замедление течений, в том числе и Гольфстрима, что может вызвать резкое похолодание в Арктике.

-Нарушение структуры экосистемы, сокращение площади тропических лесов, исчезновение популяций многих животных, расширение среды обитания тропических микроорганизмов.

8 Вопрос. Радиационный баланс и его составляющие.

Краткий ответ:

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.

9 Вопрос. Распределение радиационного баланса на земной поверхности и его влияние на дифференциацию географической оболочки.

Предполагаемый ответ: Радиационный баланс земной поверхности - разность между поглощенной радиацией и эффективным излучением называют радиационным балансом земной поверхности. В ночные часы, когда суммарная радиация отсутствует, отрицательный радиационный баланс равен эффективному излучению.

Радиационный баланс земной поверхности за год положительный повсюду на Земле, кроме ледяных плато Гренландии и Антарктиды. Это означает, что годовой приток поглощенной радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не значит, что земная поверхность год от года становится все теплее. Избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фазовых преобразованиях воды (при испарении с земной поверхности и последующей конденсации в атмосфере).

Следовательно, для земной поверхности не существует радиационного равновесия в получении и отдаче радиации, но существует тепловое равновесие: приток тепла к земной поверхности как радиационными, так и нерадиационными путями равен его отдаче теми же способами.

На океанах радиационный баланс больше, чем на суше в тех же широтах. Это объясняется тем, что радиация в океанах поглощается большим слоем, чем на суше, а эффективное излучение не такое большое вследствие более низкой температуры морской поверхности, чем поверхности суши. Существенные отклонения от зонального распределения имеются в пустынях, где баланс ниже вследствие большого эффективного излучения в сухом и малооблачном воздухе. Баланс понижен также, но в меньшей мере, в районах с муссонным климатом, где в теплое время года облачность увеличивается, а поглощенная радиация уменьшается по сравнению с другими районами под той же широтой.

Географическое распределение радиационного баланса. Как известно, радиационный баланс является разностью между суммарной радиацией и эффективным излучением. Эффективное излучение земной поверхности распределяется по земному шару более равномерно, чем суммарная радиация. Дело в том, что с ростом температуры земной поверхности, т. е. с переходом к более низким широтам, растет собственное излучение земной поверхности; однако одновременно растет и встречное излучение атмосферы вследствие большего влагосодержания воздуха и более высокой его температуры. Поэтому изменения эффективного излучения с широтой не слишком велики.

Характерной чертой дифференциации (пространственной неоднородности, разделения) географической оболочки является зональность (форма пространственной закономерности расположения), то есть закономерное изменение всех географических компонентов и комплексов по широте, от экватора к полюсам. Основные причины зональности - шарообразность Земли, положение Земли относительно Солнца, - падение солнечных лучей на земную поверхность под углом, постепенно уменьшающиеся в обе стороны от экватора.

Пояса (высшие ступени широтного физико-географического деления) разделяются на радиационные или солнечного освещения и тепловые или климатические, географические. Радиационный пояс определяется количеством поступающей солнечной радиации, закономерно убывающим от низких к высоким широтам.

Для формирования тепловых (географических) поясов имеют значение не только количество поступающей солнечной радиации, но и свойства атмосферы (поглощение, отражение, расселение лучистой энергии), альбедо зелёной поверхности перенос тепла морскими и воздушными течениями. Поэтому границы тепловых поясов нельзя совместить с параллелями. - 13 климатических или тепловых поясов.

10 Вопрос. Тепловой баланс Земли, подстилающей поверхности и атмосферы.

Предполагаемый ответ: Теплово́й бала́нс Земли́ — баланс энергии процессов теплопередачи и излучения в атмосфере и на поверхности Земли.

Радиационный баланс атмосферы и подстилающей поверхности, сумма прихода и расхода лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой атмосферой и подстилающей поверхностью. Для атмосферы Р. б. состоит из приходной части — поглощённой прямой и рассеянной солнечной радиации, а также поглощённого длинноволнового (инфракрасного) излучения земной поверхности, и расходной части — потери тепла за счёт длинноволнового излучения атмосферы в направлении к земной поверхности и в мировое пространство.

Приходную часть Р. б. подстилающей поверхности составляют: поглощённая подстилающей поверхностью прямая и рассеянная солнечная радиация, а также поглощённое противоизлучение атмосферы; расходная часть состоит из потери тепла подстилающей поверхностью за счёт собственного теплового излучения. Р. б. является составной частью теплового баланса атмосферы и подстилающей поверхности.

11 Вопрос. Физико-химические свойства воды.

Ответ:

Чистота воды – наличие в ней примесей, бактерий, солей тяжелых металлов, хлора и др.

Поверхностное натяжение – это степень сцепления молекул воды друг с другом. Этот параметр определяет степень усвояемости воды организмом. Чем более «жидкая» вода, тем меньше энергии требуется организму для разрыва молекулярных связей и осуществления взаимодействия. Поверхностное натяжение воды в среднем сейчас составляет около 73 д/см. Поверхностное натяжение клетки нашего организма около 43 д/см.

Жесткость воды – наличие в ней солей. От жесткости зависит также степень взаимодействия воды с другими веществами.

Кислотно-щелочное равновесие воды. Основные жизненные среды (кровь, лимфа, слюна, межклеточная жидкость, спинномозговая жидкость и др.) имеют слабощелочную реакцию (в среднем 7,5 ед.). Кислотно-щелочное равновесие воды в настоящее время колеблется от 3,0 ед. до 7,0 ед. При сдвигах их в кислую сторону, меняются биохимические процессы, организм закисляется. Это ведет к развитию болезней.

Окислительно-восстановительный потенциал воды (ОВП). Это способность воды вступать в биохимические реакции. Она определяется наличием свободных электронов. Это очень важный показатель для организма человека. ОВП межклеточных жидкостей в организме в среднем равно -50 – (-100).

ОВП воды в среднем равно +55 – (+630).

Структура воды. Вода представляет собой жидкий кристалл. Диполи молекулы воды ориентируются в пространстве определенным образом, соединяясь в структурные конгломераты. Это позволяет жидкости составлять единую биоэнергоинформационную среду. Вся жидкость в организме структурирована. Только в таком состоянии она способна проводить энергетические импульсы. Когда вода находится в состоянии твердого кристалла, молекулярная решетка жестко ориентирована. При таянии разрываются жесткие структурные молекулярные связи. И часть молекул, высвобождаясь, образует текучесть воды.

Информационная память воды. За счет структуры кристалла происходит запись биополевой информации. Это один из очень важных параметров воды, имеющий большое значение для организма человека. Японский ученый Эмото Масару проводил исследования, фотографируя кристаллы замороженной воды из различных источников, которой давал послушать классическую и современную музыку, прочитать слова, написанные на разных языках мира, показывал снимки. В результате своих исследований он доказал, что Вода может слышать, видеть, читать. Учитывая, что мы с вами состоим из воды, то вся информация, которую мы получаем извне и генерируем внутри себя (обиды, злость, досада или радость, прощение, доброту, сочувствие), мы записываем на своих жидкостях и передаём своим потомкам.

Минерализация воды. Наличие в воде макро- и микроэлементов необходимо для здоровья. Жидкости организма представляют собой электролиты, и восполнение минерального состава идет, в том числе, за счет воды. Необходимо учитывать, что легче в организме усваиваются минералы органического происхождения.

12 Вопрос. Проявление аномальных свойств воды в географической оболочке.

Предполагаемый ответ:

1. Как окись водорода Н2О вода должна превращаться в пар уже при —80° С и в земных условиях быть только в газообразном состоянии. Однако дипольный момент обусловил сильное взаимное притяжение молекул. Они сблизились и Н2О стала жидкостью с температурой плавления 0°.

В силу этого вода — единственный минерал, который в термодинамических условиях земной поверхности находится в трех состояниях— жидком, газообразном и твердом и легко переходит из одного в другое. Температура, при которой жидкая вода, пар и лед находятся в равновесии, равна +0,01° С.

2. При действии кванта лучистой энергии на хлорофильное зерно в процессе фотосинтеза вода разлагается на кислород и водород, снабжая атмосферу свободным кислородом и обеспечивая накопление биологической массы в географической оболочке.

3. Все тела при переходе из жидкой фазы в твердую уплотняются, лед легче воды. Эта особенность воды играет исключительную роль в природе. Лед держится на поверхности водоемов и предохраняет толщу воды от промерзания, а жизнь в ней от гибели. Будь лед тяжелее воды, образование его начиналось бы со дна и все озера и полярные моря были бы многолетнемерзлыми. Весенняя солнечная радиация не могла бы их растопить влияние водоемов на климат умеренных и полярных поясов оказалось бы не согревающим, а охлаждающим.

Зимние осадки выпадают в виде мелких кристаллов снега образуют снежный покров, утепляющий почву.

4. Максимальной плотности вода достигает при 4° С. По этой причине зимой невозможна циркуляция воды в водоемах. При понижении температуры от 4 до 0°С уменьшается плотность. Охлажденная более легкая вода остается на поверхности, а м глубинах водоемов скапливается теплая вода с температурой 41 (точнее 3,98°). 05 утепляющем значении льда уже сказано! Не трудно видеть, что температуры замерзания и максимальном плотности имеют существенное значение для природы земной поверхности.

5. Вода — универсальный растворитель. Благодаря тому чти вода—диполь, она взаимодействует со всеми веществами. Кая только в воду попадает кристалл того или иного вещества, молекулы воды так сильно на него действуют, что ионы кристалла отрываются от своей решетки и переходят в воду. Именно потому все природные воды — растворы. Лаже в самой чистой из них—дождевой содержатся соли. Универсальная растворительная способность воды обеспечивает перенос веществ в географической оболочке, в том числе солевой обмен. Огромна роль химической! воздействия воды в развитии материков, в обмене веществ между сушей и океаном. Эта способность воды лежит в основе обмена веществами между организмами и средой, в основе питания. Чистая вода благодаря своей высокой растворяющей способности была бы вредна для живых тканей. Минерализация ее до некоторого предела оказывается благоприятной для жизни. Если бы первичный океан был абсолютно пресным, то те сложные соединения, из синтеза которых получился белок, растворились бы и жизнь не могла бы возникнуть. Не случайно состав солей и крови близок к составу солей морской воды.

На заметку: хундай солярис запчасти можно купить на сайте avtooriginal.ru.

6. Ослабляя взаимодействие электрических зарядов (в 80 рая в сравнении с воздухом), вода поддерживает растворенные в ней вещества в ионизированном состоянии. Биохимические реакции совершаются между ионами. Это свойство и делает воду носителем жизни.

Для того чтобы испарить воду, надо затратить большое количество тепла — 23-105 Дж/кг (539 кал/г) при 100°С. Этим объясняется роль теплоты парообразования в нагревании воздуха атмосферы.

7. У воды высокая удельная теплоемкость—1186,8 Дж/кг-град. (1 кал/г-град.). Она обеспечивает поглощение большого количества тепла водоемами и их умеряюшее действие на климат. При охлаждении 1 м3 воды на ГС на один градус нагревается свыше 3000 м3 воздуха. Стометровая толща воды при остывании на 1°С способна повысить температуру всей тропосферы на 6° С.

8. Вода может подниматься по капиллярам. Это — непременное условие почвообразования и питания растений, а следовательно, и сельскохозяйственного производства.

9. У воды большое поверхностное натяжение. Этим обеспечивается сильное смачивающее действие воды, в том числе на грунты и почву.

10. Пребывание одновременно в газообразном, жидком и твердом состояниях и абсолютная подвижность определили вездесущность воды, она пронизывает всю географическую оболочку и производит в ней разнообразную работу. На Земле нет таких мест, где бы не было воды в той или иной форме.

11. Вода самоочищается. При прохождении через грунт вода фильтруется; испаряется только чистая вода, все примеси остаются на месте. В процессе течения в реках, динамики в озерах и морях вода очищается. Но только до известного предела. Загрязнение воды, особенно промышленными отходами, нередко переходит предел самоочищения. Сохранение чистоты водоемов — актуальная задача человечества.

13 Вопрос. Круговорот воды на Земле и его основные звенья. Значение для географической оболочки.

Краткий ответ:

Круговорот воды, или влагооборот, на Земле – один из важнейших процессов в географической оболочке. Под ним понимают непрерывный замкнутый процесс перемещения воды, охватывающий гидросферу, атмосферу, литосферу и биосферу.

Различают малые и большой круговорот. К малым круговоротам относят региональные влагообороты: материково-атмосферный; океанско-атмосферный; океанско-атмосферно-материковый.

В большом круговороте все малые круговороты являются его звеньями. В большом круговороте можно выделить следующие основные звенья: Материковое; Атмосферное; Океаническое. Круговорот осуществляет перенос влаги и тепла, он связывает земные оболочки и играет исключительно важную роль в образовании комплексной природной оболочки Земли.

Этот процесс имеет большое значение, так как он увеличивает водные ресурсы материков. Без такой прибыли влаги водные ресурсы, используемые человеком на суше, были бы значительно беднее.

14 Вопрос. Общая циркуляция атмосферы и ее влияние на дифференциацию географической оболочки.

Предполагаемый ответ:

Общая циркуляция атмосферы - это совокупность воздушных течений крупного масштаба в тропо- и стратосферах. В результате происходит обмен воздушными массами в пространстве, что способствует перераспределению тепла и влаги.

Влияние на дифференциацию географической оболочки. -Неравномерное распределение солнечной энергии по земной поверхности и как следствие, неравномерное распределение температуры и атмосферного давления. -Силы Кориолиса и трения, под влиянием которых воздушные потоки приобретают широтное направление -Влияние подстилающей поверхности: наличие материков и океанов, неоднородность рельефа и др.

Распределение воздушных течений в земной поверхности имеет зональный характер. В экваториальных широтах - затишье или наблюдаются слабые переменных ветры. В тропической зоне господствуют пассаты. Пассаты - постоянные ветры, дующие от 30-х широт к экватору, имеющие в северном полушарии северо-восточное, в южном - юго-восточное направления. В 30-35? с. и ю.ш. - зона затишья, т.наз. «конские широты». В умеренных широтах преобладают западные ветры (в северном полушарии юго-западные, в южном - северо-западные). В полярных широтах дуют восточные (в северном полушарии северо-восточные, в южном - юго-восточные) ветры.

В действительности система ветров над земной поверхностью гораздо сложнее. В субтропическом поясе во многих районах пассатный перенос нарушается летними муссонами. В умеренных и субполярных широтах огромное влияние на характер воздушных течений оказывают циклоны и антициклоны, а на восточных и северных побережьях - муссоны. Кроме этого, во многих районах образуются местные ветры, обусловленные особенностями территории.

15 Вопрос. Географические типы воздушных масс и их физические свойства.

Ответ:

Различают следующие основные географические типы воздушных масс и их морские и континентальные разновидности.

Арктический воздух (АВ). В нем выделяют: а) континентальный арктический воздух (кАВ), формирующийся над ледяной поверхностью Арктики, а зимой также над Таймыром, бассейном Колымы. Чукоткой и северной Канадой; он характеризуется низкими температурами, малым влагосодержанием и большой прозрачностью; вторжение кАВ в умеренные широты вызывает значительные и резкие похолодания; зимой устанавливаются сильные морозы, весной и осенью — заморозки; во всех случаях стоит ясная погода при безоблачном небе и большой прозрачности воздуха; к\В — устойчивая масса, держится долго: в южном полушарии его аналогом является антарктический воздух; б) морской арктический воздух (мАВ), формирующийся в европейской Арктике, над океаном, свободным ото льда; от кАВ отличается большим влагосодержанием и несколько более высокой температурой; вторжение мАВ зимой на материк может вызвать кратковременное потепление.

Воздух умеренных широт (УВ). Выделяют: а) континентальный воздух умеренных широт (кУВ), который формируется над обширными поверхностями континентов умеренных широт; зимой сильно охлажден и устойчив; погода в нем обычно ясная с сильными морозами; летом сильно прогревается, в нем возникают восходящие токи; б) морской воздух умеренных широт (мУВ). формирующийся над океанами в средних широтах; западными ветрами и циклонами переносится на материки; характеризуется большой влажностью и умеренной температурой; зимой несет оттепели, летом — прохладную и всегда пасмурную погоду.

Тропический воздух (ТВ). Выделяют: а) континентальный тропический воздух (кТВ), формирующийся над материками тропических широт и в тропических барических максимумах — над Сахарой, Аравией, Тар, Калахари, а летом в субтропиках и даже на юге умеренных широт — на юге Европы, в Средней Азии и Казахстане, в Монголии и Северном Китае; характеризуется высокой температурой, сухостью, запыленностью; б) морской тропический воздух (мТВ), образующийся над тропическими акваториями— в Азорском и Гавайском максимумах; характеризуется высокой температурой и высоким влагосодержанием, но низкой относительной влажностью. Тропический воздух проникает как в умеренные широты, так и к экватору в пассатах.

Экваториальный воздух (ЭВ) образуется в экваториальной зоне. Характеризуется высокой температурой и большой влажностью. Эти свойства он сохраняет и над сушей, и над морем, поэтому на морскую и континентальную разновидности не делится.

Воздушная масса в результате пребывания в определенных условиях радиации и подстилающей поверхности приобретает определенные устойчивые физические свойства — температуру, влажность, прозрачность и др. Эти свойства внутри одной воздушной массы с расстоянием меняются медленно, а при переходе из одной воздушной массы в другую — быстро.

16 Вопрос. Атмосферное давление. Барическая ступень, барический градиент.

Краткий ответ:

Силу, с которой столб атмосферы давит на 1 квадратный метр поверхности, называют атмосферным давлением. Атмосфера давит на 1 метр в квадрате так же, как давил бы груз массой 10 т.

Барическая ступень, барометрическая ступень, разность высот двух точек на одной вертикали, соответствующая разности атмосферного давления в 1 мбар между этими точками (1 мбар = 100 н/м2).

Бари́ческий градие́нт — вектор, характеризующий степень изменения атмосферного давления в пространстве. По числовой величине барический градиент равен изменению давления (в миллибарах) на единицу расстояния в том направлении, в котором давление убывает наиболее быстро, то есть по нормали к изобарической поверхности в сторону уменьшения давления.

17 Вопрос. Суточные и годовые изменения давления.

Предполагаемый ответ:

Суточный ход давления. Атмосферное давление в каждой точке земной поверхности все время меняется, либо растет либо падает. Эти изменения давления в основном носят непериодический характер. Давление в пункте может в течение суток меняться на 20-30 мб. Запись на барографе может иметь вид волнообразной неправильной кривой. Поэтому изменения давления называют еще колебаниями давления.

При метеорологических наблюдениях отмечают величину изменения давления за последние 3 часа перед сроком наблюдений. Эта величина называется барической тенденцией.

Суточное изменение хорошо выражено в тропиках и имеет двойной ход: два максимума (перед полуднем и перед полуночью) и два минимума (рано утром и после полудня). Суточная амплитуда может достигать 3-4 мб. От тропиков к полюсам амплитуда суточных колебаний убывает; к 60º может составлять десятые доли миллибара.

Причинами суточного хода давления являются: суточный ход температуры воздуха, собственные упругие колебания атмосферы, приливные волны в атмосфере.

Годовой ход давления. Области низкого давления (циклоны) испытывают определенные изменения положения в течение года. Над океанами умеренных широт циклоны зимой глубже, чем летом. Над материками зимой преобладают области высокого давления (антициклоны), а летом – области пониженного давления (циклоны).

Над субтропическими частями океанов круглый год преобладают антициклоны, но в северном полушарии они сильнее выражены в июле, а в южном – в январе.

В экваториальных широтах круглый год преобладают области низкого давления.

Над Арктикой давление повышенное, но антициклон формируется только над Гренландией. Над Антарктидой находится устойчивый барический максимум.

Типы годового хода давления разнообразны. Наиболее прост он над материками, где максимум приходится на зиму и минимум на лето, а годовая амплитуда растет с удалением от океанов.

В высоких широтах океанов максимум наблюдается ранним летом, а минимум зимой. В средних широтах над океанами нередок двойной ход давления – с максимумами летом и зимой и с минимумами весной и осенью, причем амплитуда невелика. В тропических широтах над океаном годовой ход давления выражен слабо.

18 Вопрос. Распределение давления у Земной поверхности. Постоянные и сезонные центры действия атмосферы.

Предполагаемый ответ:

Распределение атмосферного давления по земной поверхности обусловливает движение воздушных масс и атмосферных фронтов, определяет направление и скорость ветра.

Поскольку температура воздуха в тропосфере в среднем убывает от низких широт к высоким, атмосферное давление в среднем также убывает в каждом полушарии от низких широт к высоким. Поэтому начиная примерно с высоты 5 км, где влияние материков, океанов и циклонической деятельности на структуру полей давления и движения воздуха становится малым, устанавливается западный перенос воздуха почти над всем земным шаром (за исключением приэкваториальной зоны). Зимой в данном полушарии западный перенос захватывает не только верхнюю тропосферу, но и всю стратосферу и мезосферу. Однако летом стратосфера над полюсом сильно нагревается и становится значительно теплее, чем над экватором, поэтому меридиональный градиент давления начиная примерно с 20 км меняет своё направление и зональный перенос воздуха соответственно меняется с западного на восточный

У земной поверхности и в нижней тропосфере зональное распределение давления сложнее, поскольку оно в большей степени определяется циклонической деятельностью. В процессе последней циклоны, перемещаясь в общем к В., в то же время отклоняются в более высокие широты, а антициклоны — в более низкие. Поэтому в нижней тропосфере (и у земной поверхности) образуются две субтропические зоны повышенного давления по обе стороны от экватора ,вдоль которого давление понижено (экваториальная депрессия); в субполярных широтах образуются две зоны пониженного давления (субполярные депрессии); в самых высоких широтах давление повышено. Этому распределению давления соответствуют западный перенос в средних широтах каждого из полушарий и восточный перенос в тропических и высоких широтах.

Различают постоянные центры действия атмосферы, проявляющиеся в течение всего года – экваториальную депрессию; области высокого атмосферного давления над тридцатыми широтами северного и южного полушарий (Азорский антициклон (max) , Северо-Тихоокеанский / Гавайский max, Южно-Атлантический max, Южно-Индийский max, Южно-Тихоокеанский max); депрессии субполярных широт (Исландская депрессия (min), Алеутский min, Субантарктический min); полярные области высокого атмосферного давления (Арктический антициклон (max), Антарктический max), а также сезонные центры действия атмосферы, образование которых связано с интенсивным прогревом или охлаждением внутренних районов материков в летний и зимний сезоны – например, Азиатский антициклон, Канадский антициклон, Сахаро-Аравийский min, Южно-Азиатский min. Атмосферное давление само по себе не имеет большого непосредственного значения для климатов, но косвенное его значение нельзя недооценивать. В результате неравномерного распределения атмосферного давления возникает движение воздуха относительно земной поверхности, обычно горизонтальное, которое направлено от области высокого давления к низкому. Это движение не что иное, как ветер.

19 Вопрос. Барические системы. Циклоны. Характер погоды в циклонах.

Предполагаемый ответ:

Барические системы, области пониженного и повышенного атмосферного давления, части барического поля атмосферы. Основные Б. с. — циклоны (с пониженным давлением) и антициклоны (с повышенным давлением) — ограничены на приземных картах распределения давления замкнутыми изобарами — линиями, соединяющими места с одинаковым давлением. Различают также Б. с. с незамкнутыми изобарами — ложбина низкого давления и гребень высокого давления. Чаще всего они являются несколько обособленными периферийными частями циклонов и антициклонов. Различают ещё седловину — область между двумя циклонами и двумя антициклонами, расположенную крест-накрест. Размеры Б. с. различны, но обычно они сравнимы с размерами материков и океанов или их больших частей. Б. с. непрерывно перемещаются, меняют свои размеры и интенсивность, возникают заново и исчезают. С Б. с. связаны определённые системы воздушных течений (ветров), распределение температуры, облачности, осадков и т.д.

Цикло́н— атмосферный вихрь огромного (от сотен до нескольких тысяч километров) диаметра с пониженным давлением воздуха в центре.

Воздух в циклонах циркулирует против часовой стрелки в северном полушарии и по часовой стрелке в южном. Кроме того, в воздушных слоях на высоте от земной поверхности до нескольких сот метров, ветер имеет слагаемое, направленное к центру циклона, по барическому градиенту (в сторону убывания давления). Величина слагаемого уменьшается с высотой.

Схематическое изображение процесса образования циклонов (чёрные стрелки) из-за вращения Земли (синие стрелки).

Циклон — не просто противоположность антициклону, у них различается механизм возникновения. Циклоны постоянно и естественным образом появляются из-за вращения Земли, благодаря силе Кориолиса. Следствием теоремы Брауэра о неподвижной точке является наличие в атмосфере как минимум одного циклона или антициклона.

Различают два основных вида циклонов — внетропические и тропические. Первые образуются в умеренных или полярных широтах и имеют диаметр от тысячи километров в начале развития, и до нескольких тысяч в случае так называемого центрального циклона. Среди внетропических циклонов выделяют южные циклоны, образующиеся на южной границе умеренных широт (средиземноморские, балканские, черноморские, южнокаспийские и т. д.) и смещающиеся на север и северо-восток. Южные циклоны обладают колоссальными запасами энергии; именно с южными циклонами в средней полосе России и СНГ связаны наиболее сильные осадки, ветры, грозы, шквалы и другие явления погоды.

Тропические циклоны образуются в тропических широтах и имеют меньшие размеры (сотни, редко — более тысячи километров), но бо́льшие барические градиенты и скорости ветра, доходящие до штормовых. Для таких циклонов характерен также т. н. «глаз бури» — центральная область диаметром 20—30 км с относительно ясной и безветренной погодой. Тропические циклоны могут в процессе своего развития превращаться во внетропические. Ниже 8—10° северной и южной широты циклоны возникают очень редко, а в непосредственной близости от экватора — не возникают вовсе.

Циклоны возникают не только в атмосфере Земли, но и в атмосферах других планет. Например, в атмосфере Юпитера уже многие годы наблюдается так называемое Большое красное пятно, которое является, по всей видимости, долгоживущим антициклоном. Однако циклоны в атмосферах других планет изучены недостаточно.

20 Вопрос. Барические системы. Антициклоны. Характер погоды в антициклонах.

Предполагаемый ответ:

Барические системы, области пониженного и повышенного атмосферного давления, части барического поля атмосферы. Основные Б. с. — циклоны (с пониженным давлением) и антициклоны (с повышенным давлением) — ограничены на приземных картах распределения давления замкнутыми изобарами — линиями, соединяющими места с одинаковым давлением. Различают также Б. с. с незамкнутыми изобарами — ложбина низкого давления и гребень высокого давления. Чаще всего они являются несколько обособленными периферийными частями циклонов и антициклонов. Различают ещё седловину — область между двумя циклонами и двумя антициклонами, расположенную крест-накрест. Размеры Б. с. различны, но обычно они сравнимы с размерами материков и океанов или их больших частей. Б. с. непрерывно перемещаются, меняют свои размеры и интенсивность, возникают заново и исчезают. С Б. с. связаны определённые системы воздушных течений (ветров), распределение температуры, облачности, осадков и т.д.

Антициклон — область повышенного атмосферного давления с замкнутыми концентрическими изобарами на уровне моря и с соответствующим распределением ветра. В низком антициклоне — холодном, изобары остаются замкнутыми только в самых нижних слоях тропосферы (до 1,5 км), а в средней тропосфере повышенное давление вообще не обнаруживается; возможно также наличие над таким антициклоном высотного циклона.

Высокий антициклон — теплый и сохраняет замкнутые изобары с антициклонической циркуляцией даже и в верхней тропосфере. Иногда антициклон бывает многоцентровым. Воздух в антициклоне в северном полушарии движется, огибая центр по часовой стрелке (то есть отклоняясь от барического градиента вправо), в южном полушарии — против часовой стрелки. Для антициклона характерно преобладание ясной или малооблачной погоды. Вследствие охлаждения воздуха от земной поверхности в холодное время года и ночью в антициклоне возможно образование приземных инверсий и низких слоистых облаков (St) и туманов. Летом над сушей возможна умеренная дневная конвекция с образованием кучевых облаков. Конвекция с образованием кучевых облаков наблюдается и в пассатах на обращенной к экватору периферии субтропических антициклонов. При стабилизации антициклона в низких широтах возникают мощные, высокие и теплые субтропические антициклоны. Стабилизация антициклонов происходит также в средних и в полярных широтах. Высокие малоподвижные антициклоны, нарушающие общий западный перенос средних широт, называются блокирующими.

Антициклоны достигают размера несколько тысяч километров в поперечнике. В центре антициклона давление обычно 1020—1030 мбар, но может достигать 1070—1080 мбар. Как и циклоны, антициклоны перемещаются в направлении общего переноса воздуха в тропосфере, то есть с запада на восток, отклоняясь при этом к низким широтам. Средняя скорость перемещения антициклона составляет около 30 км/ч в Северном полушарии и около 40 км/ч в Южном, но нередко антициклон надолго принимает малоподвижное состояние.

Признаки антициклона:

-Ясная или малооблачная погода

-Отсутствие ветра

-Отсутствие осадков

-Устойчивый характер погоды (заметно не меняется во времени, пока существует антициклон)

В летний период антициклон приносит жаркую малооблачную погоду. В зимний период антициклон приносит сильные морозы, иногда также возможен морозный туман.

Важной особенностью антициклонов является образование их на определённых участках. В частности, над ледовыми полями формируются антициклоны. И чем мощнее ледовый покров, тем сильнее выражен антициклон; именно поэтому антициклон над Антарктидой очень мощный, а над Гренландией маломощный, над Арктикой — средний по выраженности. Мощные антициклоны также развиваются в тропическом поясе.

Интересным примером резких изменений в формировании различных воздушных масс служит Евразия. В летнее время над её центральными районами формируется область низкого давления, куда засасывается воздух с соседних океанов. Особенно сильно это проявляется в Южной и Восточной Азии: бесконечная вереница циклонов несет влажный тёплый воздух вглубь материка. Зимой ситуация резко меняется: над центром Евразии формируется область высокого давления — Азиатский максимум, холодные и сухие ветры из центра которого (Монголия, Тыва, Юг Сибири), расходящиеся по часовой стрелке, разносят холод вплоть до восточных окраин материка и вызывают ясную, морозную, практически бесснежную погоду на Дальнем Востоке, в Северном Китае. В западном направлении антициклоны влияют менее интенсивно. Резкие снижения температуры возможны только, если центр антициклона переместится к западу от точки наблюдения, потому что ветер меняет направление с южного на северный. Подобные процессы часто наблюдаются на Восточно-Европейской равнине.

Крупнейший антициклон в Солнечной системе — Большое красное пятно на Юпитере.

21 Вопрос. Атмосферные фронты и их влияние на характер погоды.

Предполагаемый ответ:

Атмосфе́рный фронт — переходная зона в тропосфере между смежными воздушными массами с разными физическими свойствами.

Атмосферный фронт возникает при сближении и встрече масс холодного и тёплого воздуха в нижних слоях атмосферы или во всей тропосфере, охватывая слой мощностью до нескольких километров, с образованием между ними наклонной поверхности раздела.

Различают:

-тёплые фронты,

-холодные фронты,

-фронты окклюзии,

-стационарные фронты.

Основными атмосферными фронтами являются:

-арктические,

-полярные,

-тропические.

Если бы воздушные массы были неподвижны, поверхность атмосферного фронта была бы горизонтальной, с холодным воздухом внизу и тёплым над ним, но поскольку обе массы движутся, она располагается наклонно к земной поверхности. При этом в среднем угол наклона составляет около 1° к поверхности Земли. Холодный фронт наклонен в ту же сторону, в которую движется, а теплый - в противоположную.

Местные признаки теплового фронта. Прохождение теплого фронта обычно сопровождается мощной слоисто-дождевой, затягивающей все небо облачностью с обложным дождем. Первый вестник теплого фронта — перистые облака. Постепенно они превращаются в сплошную белую вуаль — в перисто-слоистые облака. В верхних слоях атмосферы уже движется теплый воздух. Падает давление. Чем ближе к нам линия атмосферного фронта, тем плотнее становятся облака. Солнце просвечивает тусклым пятном. Затем облака становятся ниже, Солнце скрывается совсем. Ветер усиливается и меняет свое направление по часовой стрелке (например, сначала был восточный, потом юго-восточный и даже юго-западный). Приблизительно за 300-400 км до фронта облака сгущаются. Начинается мелкий дождь или снег. Когда теплый фронт миновал, дождь или снег прекратился, тучи рассеиваются, наступает потепление — пришла более теплая воздушная масса.

Местные признаки холодного фронта. Если же теплый воздух отступает, а холодный рассеивается вслед за ним — значит, приближается холодный фронт. Его приход всегда вызывает похолодание. Но при движении не все слои воздуха имеют одинаковую скорость. Самый нижний слой в результате трения о земную поверхность немного задерживается, а более высокие слои вытягиваются вперед. Таким образом, холодный воздух обрушивается на теплый в виде вала. Теплый воздух быстро вытесняется вверх, и создаются мощные нагромождения кучевых и кучево-дождевых облаков. Облака холодного фронта несут ливни, грозы, сопровождающиеся сильным порывистым ветром. Они могут достигать очень большой высоты, но в горизонтальном направлении простираются всего на 20-30 км. А так как холодный фронт движется обычно быстро, бурная погода продолжается недолго — от 15-20 мин до 2-3 ч. В результате взаимодействия холодного воздуха с теплой подстилающей поверхностью образуются отдельные кучевые облака с просветами. Затем наступает прояснение.

22 Вопрос. Климатологические фронты.

Ответ:

Климатологические фронты – многолетние средние положения главных фронтов в разные сезоны.

Постоянное расчленение барического поля Земли на циклоны и антициклоны приводит к тому, что и воздух тропосферы всегда расчленяется на воздушные массы, разделенные фронтами.

Многолетние средние положения главных фронтов в разные сезоны будем называть климатологическими фронтами. Их можно выявить на многолетних средних картах подобно центрам действия атмосферы.

В действительности (а значит, на синоптических картах) положение и число фронтов могут резко отличаться от много­летнего среднего распределения. Фронты возникают, перемещаются и размываются в связи с циклонической деятельностью. Но сейчас следует рассмотреть среднее положение фронтов, важное для понимания распределения на Земле климатических условий.

В январе в северном полушарии на средней карте (карта III) обнаруживаются две значительные ветви арктического фронта, или, иначе говоря, два арктических фронта: один — на севере Атлантического океана и на севере Евразии, другой — на севере Североамериканского материка и над архипелагом арктического сектора Америки. Возможно, что более спорадически существуют и другие арктические фронты. Области к северу от арктических фронтов заняты преимущественно арктическим воздухом. Однако в отдельных случаях арктические фронты могут занимать положение, далеко отклоняющееся от среднего. При возникновении на них циклонов и антициклонов они все время перемещаются и вместе с вторжениями аркти­ческого воздуха могут проникать далеко к югу.

Карта III. Климатологические фронты в январе.

1 — арктический; 2 — полярный; 3 — пассатный; 4 — тропический

В более низких широтах, между 30 и 50° с. ш., обнаруживается цепь полярных фронтов, отделяющих области преобла­дания полярного воздуха (воздуха умеренных широт) от областей преобладания тропического воздуха. Полярные фронты проходят: над Атлантическим океаном по южной периферии исландской депрессии; над Средиземным морем; в Азии при­мерно вдоль северной границы Тибетского нагорья; над Тихим океаном (два фронта); над югом США. Среднее положение полярных фронтов указывает на южную границу преобладания полярного воздуха и на северную границу преобладания тропи­ческого воздуха. В отдельных случаях полярные фронты не будут, конечно, совпадать со средним положением. Разрывы между отдельными арктическими и полярными фронтами на картах указывают на районы, где воздух чаще всего проникает в более высокие или в более низкие широты, причем фронты размываются.

Аналогично в южном полушарии обнаруживаются антарктические фронты, окружающие материк Антарктиды (на карте их нет), и четыре полярных фронта под 40—50° ю. ш. над океанами.

Концы полярных фронтов, проникающих далеко в глубь тропиков, называются пассатными фронтами. Они разделяют в тропиках уже не полярный воздух от тропического, а разные массы тропического воздуха — более свежие и более старые, относящиеся к разным субтропическим антициклонам.

Внутри тропиков обнаруживаются тропические фронты, которые на климатологических картах сливаются или почти сли­ваются в один общий фронт. Он проходит в январе больше над южным полушарием, чем над северным, особенно далеко от­ходя к югу вместе с ответвлениями экваториальной депрессии над нагретыми материками южного полушария. Вместо термина «тропический фронт» применяют еще термин «внутритропическая зона конвергенции», хотя эти понятия и не вполне идентичны.

В июле (карта IV) арктические и антарктические фронты занимают положения, близкие к январским. По-видимому, антарктические фронты в июле (зимой) проходят несколько дальше от материка Антарктиды, чем летом, а арктические в июле (летом) смещаются в более высокие широты. Полярные фронты в северном полушарии несколько смещены к северу в сравнении с январем, особенно над нагретыми материками; их среднее положение теперь около 50-й параллели. Полярные фронты над южным полушарием несколько смещены к экватору и проходят под 30-40° ю. ш. Наконец, тропические фронты в июле смещены в северное полушарие, особенно далеко на север над Индией (до гребня Гималаев) и над низовьями р. Янцзы. Они также объединяются на средней карте в один общий фронт.

Карта IV. Климатологические фронты в июле. Условные обозначения – см. карту III

Таким образом, от января к июлю все климатологические фронты более или менее смещаются к северу, а от июля к ян­варю — к югу.

Положение фронтов на средних картах указывает, в каких областях Земли преобладают в течение всего года воздушные массы того или иного типа и в каких от зимы к лету и от лета к зиме массы одного типа сменяются массами другого типа. Это является основным критерием для генетической классификации климатов по Б. П. Алисову.

Переходим теперь к более детальному рассмотрению условий общей циркуляции по зонам.

23 Вопрос. Температура. Показатели температуры воздуха.

Ответ:

ТЕМПЕРАТУ́РА, физическая величина, характеризующая состояние термодинамического равновесия системы.

В течение суток температура воздуха меняется. Самая низкая температура наблюдается перед восходом Солнца, самая высокая — в 14-15 часов.

Чтобы определить среднесуточную температуру, надо измерять температуру четыре раза в сутки: в 1 час ночи, в 7 часов утра, в 1 час дня, в 7 часов вечера. Среднее арифметическое этих измерений и является среднесуточной температурой.

Температура воздуха меняется не только в течение суток, но и в течение года

Среднегодовая температура — это среднее арифметическое температур за все месяцы года. Она зависит от географической широты, характера подстилающей поверхности и переноса тепла из низких широт в высокие.

Южное полушарие в целом холоднее Северного из-за покрытой льдом и снегом Антарктиды.

Самый теплый месяц в году в Северном полушарии — это июль, а самый холодный — январь.

Линии на картах, соединяющие пункты с одинаковой температурой воздуха, называются изотермами (от греч. isos — равный и therme — тепло). Об их сложном расположении можно судить по картам январских, июльских и годовых изотерм.

Климат на соответствующих параллелях Северного полушария теплее аналогичных параллелей Южного полушария.

Самые высокие годовые температуры на Земле наблюдаются на так называемом термическом экваторе. Он не совпадает с географическим экватором и находится на 10° с. ш. Это объясняется тем, что в Северном полушарии большую площадь занимает суша, а в Южном полушарии, наоборот, — океаны, которые затрачивают тепло на испарение, а кроме этого, сказывается влияние покрытой льдом Антарктиды. Среднегодовая температура на параллели 10° с. ш. составляет 27 °С.

Изотермы не совпадают с параллелями несмотря на то, что солнечная радиация распределяется зонально. Они изгибаются, переходя с материка на океан, и наоборот. Так, в Северном полушарии в январе над материком изотермы отклоняются к югу, а в июле — к северу. Это связано с неодинаковыми условиями нагревания суши и воды. Зимой суша охлаждается, а летом нагревается быстрее, чем вода.

Если анализировать изотермы в Южном полушарии, то в умеренных широтах их ход очень близок к параллелям, поскольку там мало суши.

В январе самая высокая температура воздуха наблюдается на экваторе — 27 °С, в Австралии, Южной Америке, центральной и южной частях Африки. Самая низкая температура января отмечена на северо-востоке Азии (Оймякон, -71 °С) и на Северном полюсе -41 °С.

Самой «теплой параллелью июля» является параллель 20° с.ш. с температурой 28 °С, а самое холодное место в июле — южный полюс со средней месячной температурой -48 °С.

Абсолютный максимум температуры воздуха зарегистрирован в Северной Америке (+58,1 °С). Абсолютный минимум температуры воздуха (-89,2 °С) был отмечен на станции «Восток» в Антарктиде.

Наблюдения выявили существование суточных и годовых колебаний температуры воздуха. Разность между наибольшими и наименьшими значениями температуры воздуха в течение суток называется суточной амплитудой, а в течение года - годовой амплитудой температуры.

Суточная амплитуда температуры зависит от ряда факторов:

широты местности — уменьшается при движении из низких в высокие широты;

характера подстилающей поверхности — она выше на суше, чем над океаном: над океанами и морями суточная амплитуда температуры равна всего 1-2 °С, а над степями и пустынями достигает 15-20 °С, так как вода нагревается и остывает медленнее, чем суша; кроме этого, она возрастает в районах с оголенной почвой;

рельефа местности — вследствие опускания в долину холодного воздуха со склонов;

облачности — с ее увеличением суточная амплитуда температуры уменьшается, так как облака не позволяют земной поверхности сильно нагреваться днем и остывать ночью.

Величина суточной амплитуды температуры воздуха — один из показателей континентальности климата: в пустынях ее значение намного больше, чем в районах с морским климатом.

Годовая амплитуда температуры имеет закономерности, сходные с суточной амплитудой температуры. Она зависит главным образом от широты местности и близости океана. Над океанами годовая амплитуда температуры чаще всего не больше 5-10 °С, а над внутренними районами Евразии — до 50-60 °С. Вблизи экватора средние месячные температуры воздуха мало отличаются друг от друга на протяжении года. В более высоких широтах годовая амплитуда температур возрастает, и в районе Москвы она составляет 29 °С. На одной и той же широте годовая амплитуда температуры увеличивается с удалением от океана. В зоне экватора над океаном годовая амплитуда температуры равна всего Г, а над континентами — 5-10°.

Различные условия нагревания воды и суши объясняются тем, что теплоемкость воды в два раза больше, чем суши, и при одинаковом количестве тепла суша нагревается вдвое быстрее воды. При охлаждении происходит обратное. Кроме этого, вода при нагревании испаряется, при этом расходуется значительное количество тепла. Немаловажным является и то, что на суше тепло распространяется практически только в верхнем слое почвы, а в глубину передастся лишь небольшая его часть. В морях и океанах же идет нагрев значительной толщи. Этому способствует вертикальное перемешивание воды. В результате океаны накапливают тепла гораздо больше, чем суша, удерживают его дольше и расходуют более равномерно, чем суша. Океаны медленнее нагреваются и медленнее охлаждаются.

Годовая амплитуда температуры в Северном полушарии составляет 14 °С, а в Южном — 7 °С. Для земного шара средняя годовая температура воздуха у земной поверхности составляет 14 °С.

24 Вопрос. Биологические минимумы, суммы активных температур, используемые в агрометеорологии.

Предполагаемый ответ:

Биологический минимум температуры

Нижний предел температуры для активной вегетации сельскохозяйственных растений в той или иной фазе развития.

Для большинства культурных р-ний умеренного климата Б. м. т. в. находится в пределах 3—5°С, для р-ний юж. происхождения (кукуруза, рис, хлопчатник) — в пределах 10—15°С. Нек-рым тропич. культурам (сах. тростник, манго и др.) свойствен более высокий (примерно 20°С) Б. м. т. в. Данные о Б. м. т. в. используют для агрометеорологич. прогнозов, при оценке условий вегетации с.-х. культур для обоснования районирования посевов с.-х. культур и т. п.

Сумма активных температур — показатель, характеризующий количество тепла и выражающийся суммой средних суточных температур воздуха или почвы, превышающий определённый порог: 0, 5, 10 градусов или биологический минимум температуры, необходимой для развития определённого растения.

Вычисление показателя

Рассчитывается как сумма среднесуточных температур за те дни, когда эта температура превышает установленный порог. При этом среднесуточные температуры исчисляются как среднее арифметическое показаний наружного термометра утром, в полдень, на исходе дня и в полночь(сумма показаний делится на четыре).

Допустим нам надо рассчитать сумму активных температур выше 10° C . Если у нас 1 января температура была −20° C , то этот день никак не учитывается в расчёте и так, до самого 1 мая, когда, наконец, среднесуточная температура составила 11° C . Мы запомнили это число. 2-го мая температура была 10° C и опять этот день нас не интересует. 3-го мая температура была 15° C и мы прибавляем 11+15. И так до наступления среднесуточных температур ниже 10° C . Также сумму активных температур используют при подсчете ГТК (гидротермического коэфициента).

Потребность некоторых культур в тепле (сумма активных температур выше 10° C ): яровая Пшеница — 1200—1700, в зависимости от сорта; Ячмень — 960—1450; Овёс — 1000—1600; Просо — 1410—1950; Гречиха — 1200—1400; Кукуруза — 1100—2900; Подсолнечник — 2000—2300; Картофель — 1200—1800.

25 Вопрос. Распределение температур. Тепловые пояса Земли.

Полный ответ:

Влияние рельефа и экспозиции на распределение температур. Известно, что температура воздуха понижается при подъеме в горы. Горные склоны как бы по диагонали пересекает все более и более холодные слои воздуха. Падение (градиент) температур составляет примерно 1° на 180 м, или — 0,55° на 100 м. Правда, эта закономерность не абсолютна.

Рис. 28. Распределение температур в карстовой котловине (по Walter, 1960)

Она почти не меняется с широтой, но градиент обычно круче у подножия, чем на высоте на подветренных и южных склонах, круче летом, чем зимой, меняется он и по месяцам. Распределение температур в горах зависит и от стекания холодного воздуха вниз по склону, что может вызвать в замкнутых долинах (рис. 28) моря холода, где холодный воздух длительно застаивается.

Очень часто говорят, что повышение высоты над уровнем моря как бы соответствует продвижению на север, т. е. увеличению широты местности. Иногда даже считают, что климат высокогорий аналогичен полярному климату. Однако по отношению к годовому ходу температур этот вывод недействителен. В горах умеренной зоны при высоком солнцестоянии и высокой радиации суточные амплитуды значительно больше, чем в Приполярье. Даже зимой в горах температуры воздуха могут подниматься выше 0°. Затем, если в тундре отмечают в среднем 42 безморозных дня в году, то в горах умеренной зоны количество безморозных дней (в зависимости от высоты) может достигнуть 80; и во всяком случае в горах умеренных широт четко выражено разделение на холодную зиму и теплое лето. В горах тропиков смена морозного и теплого периодов происходит ежесуточно со сменой дня и ночи. Например, в Африке на Килиманджаро днем отмечаются летние температуры, а ночью — зимние. Поэтому Тролль (С. Troll, 1948) назвал такие области областями климата дневного времени, в отличие от умеренной зоны, для которой типичен климат годового времени.

Все. это влияет на распределение поясов растительности. Сокращение продолжительности вегетационного периода и изменение длительности отдельных фенологических явлений по мере подъема в горы хорошо иллюстрирует известная схема Гамса ((рис. 29). На небольших высотах растения полностью успевают пройти все фенофазы — от ранней весны до поздней осени; по мере подъема в горы вегетационный период сокращается, и, наконец, на больших высотах лета фактически нет, а ранняя весна непосредственно переходит в осень. Отмечено, например, что для Альп по мере подъема в горы на каждые 50 м фенологическая осень наступает на один день раньше.

Рис. 29. Изменение длительности фенологических явлений по мере подъема в горы (схема Гамса). Заштриховано — продолжительность периода зимнего покоя

Во многом инсоляция зависит от экспозиции склона, т.е. от ориентации его по сторонам света. С ней связаны и тепловые условия склона. Понятно, что количество тепла, получаемого склоном, складывается из прямой инсоляции и диффузного (отраженного) излучения неба. Но диффузное излучение мало зависит от наклона склона, больше — от погоды. А прямое облучение склона одной и той же экспозиции сильно меняется с изменением географической широты. На экваторе три стоянии солнда в зените, в полдень, экспозиция почти (Не имеет значения, т. е. восточный и западный склоны нагреваются одинаково. Перед полуднем (больше тепла получают восточные склоны, после полудня — западные. По мере движения на север, т. е. с увеличением северной широты (в северном полушарии), больше тепла (получают южные склоны, а в южном полушарии наоборот, северные.

Рис. 30. Постепенный прогрев разных сторон вертикального ствола одиноко стоящего дерева и течение дня. Температуру по румбам регистрировали каждый час с 7 до 18 ч (по Гейгеру, 1960)

В полярных областях значительно уменьшается прямая инсоляция и увеличивается диффузное излучение. Поэтому абсолютные разницы температур, обусловленные экспозицией, очень малы, но они имеют большое относительное значение, поскольку здесь температура является лимитирующим фактором. С увеличением высоты над уровнем моря уменьшается диффузное излучение, и экспозиция, особенно в умеренных широтах, приобретает огромное значение. В среднеевропейских горах даже в зимние месяцы на южных склонах могут зацвести некоторые виды, в то время как на северных снег лежит иногда до половины лета или до нового снегопада. Летом разница между растительностью склонов разных экспозиций несколько сглаживается. Зимой экспозиция почти не играет роли, так как растения находятся в покое..Наибольшее значение экспозиция имеет весной, когда растения начинают вегетацию. Максимальные температуры в отдельные сезоны могут наблюдаться на склонах то одних, то других экспозиций, но минимальные всегда отмечаются только на северных.

Величина солнечной радиации (инсоляции), естественно, зависит не только от экспозиции, но и от крутизны склона, та(к как определяется углом падения солнечных лучей. Если летом в полдень высота солнца, например, около 68°, наиболее освещен склон уклоном в 22°, весной и осенью — в 45°, а зимой, при высоте солнца примерно 22°, больше освещен склон в 68°.

Экспозиция играет роль и для отдельных растений. По наблюдениям Б. А. Тихомирова (1963), в Арктике сторона растения, обращенная к солнцу, нагревается намного сильнее, чем теневая. Так, разница температур цветков на солнечной и теневой сторонах опушенного соцветия мытника (Pedicularis adamsii) достигала 9° (на солнечной стороне +14°, на теневой +5° при температуре воздуха +8°). У многих растений с вертикально стоящими соцветиями цветки прежде всего начинают распускаться на стороне соцветия, ориентированной на юг, к полуденному солнцу. Для колонновидных кактусов Мексики отмечено, что первые цветки у них появляются на юго-западной стороне. У пихты максимальные температуры камбия в стволе также были отмечены на юго-западной стороне.

Рис. 31. Изменение прогрева ствола дерева (кал/сут) по сезонам в горах и на равнине (no Waller, 1960)

От ориентации по сторонам света сильно зависит микроклимат дерева. Так, если измерять радиацию на стволе одиноко стоящего дерева (ряс. 30) в течение суток по румбам, то получится картина прогрева разных сторон ствола. В первую половину дня (по часовой стрелке) лучше прогревается юго-восточная сторона, а к вечеру, по мере продвижения солнца, юго-западная. На рис. 31 показано изменение прогрева ствола по сезонам в горах и на равнине. Здесь видно следующее; во-первых, в горах ствол получает больше солнечной радиации, особенно весной и зимой, и, во-вторых, зимой из-за низкого положения солнца на долю южной части

Рис. 32. Последовательность за-цветония 15-летней сосны, стоящей на открытом месте: 1— 15/V; 2 — 16/V до полудня: 3- 16/V после полудни; 4 — I7/V (по Waller, 1960)

ствола лучистой энергии при холится даже больше, чем летом (это положение действительно и для долины). Поэтому возникает опасность ожога ствола ранней весной, когда ночи еще холодные, а в полдень яркое солнце может вызвать растрескивание и опадение коры. Изменение микроклимата (в связи с ориентацией по сторонам света) в кроне лучше всего можно проследить по срокам зацветания отдельных цветков. Так, А. Скамони (Scamoni, 1938), наблюдая за последовательностью зацветания в кроне 15-летней сосны (на открытом месте), отметил (рис. 32), что.начинается оно с южной стороны, на северной же запаздывает на 2— 3 дня, а наибольшее числю соцветий обнаруживается на южной и западной сторонах.

Различная инсоляция при разном положении солнца вызывает образование так называемых компасных растений (рис. 33). К таким растениям относится, например, латук (Mycelis muratis), у которого верхние листья ориентированы с севера на юг. Это явление особенно четко заметно в сухих местах, где недостаток почвенной влаги до некоторой степени покрывается ориентировкой листьев с целью уменьшения их инсоляции и снижения транспирации. Если же такое растение растет, например, близко к нагреваемой стене, то продольная ось его листьев может быть ориентирована перпендикулярно к стене.

Рис. 33. Ориентация нижних (черное) и верхних листьев (пунктир) у «компасного» растения Mycelis muralis. Цифры обозначают количество листьев: первая — нижних, вторая (в скобках) —верхних (то Гейгеру. 1960)

Не что подобное наблюдается у эвкалиптов Австралии, обращающих к солнцу ребра своих листьев. А у некоторых растений, например у грудницы (Linosyris vulgaris), прямо.на солнце.направлена верхушка листа (иногда такие растения называют солнечными часами, или гномонами).

Наконец, различная экспозиция имеет значение и в таком вопросе, как направление пахоты- по отношению к сторонам света. Температура на гребнях, направленных с севера на юг, бывает всегда выше, чем на ровной поверхности, а на гребнях, направленных с запада на восток, — ниже. Но, с другой стороны, борозды ночью всегда теплее, чем гребни, поскольку ночное излучение сильнее на гребнях.

Тепловые пояса Земли

Неравномерный нагрев земной поверхности обусловливает разные температуры воздуха на разных широтах. Широтные полосы с определенными температурами воздуха называются тепловыми поясами. Пояса различаются между собой количеством тепла, поступающего от Солнца. Их простирание зависимости от распределения температур хорошо иллюстрируют изотермы (От греческого "изо" - Одинаковый, "терма"- Тепло). Это линии на карте, соединяют точки с одинаковой температурой.

Жаркий пояс размещен вдоль экватора, между Северным и Южным тропиками. Он ограничен с обеих сторон изотерм 20 0С. Интересно, что границы пояса совпадают с границами распространения пальм на суше и кораллов в океане. Здесь земная поверхность получает наибольшее солнечного тепла. Дважды в год (22 декабря и 22 июня) полдень солнечные лучи падают почти отвесно (под углом 900). Воздуха от поверхности сильно нагревается. Поэтому там жарко в течение года.

Умеренные пояса (В обоих полушариях) примыкают к жаркому поясу. Они протянулись в обоих полушариях между полярным кругом и тропиком. Солнечные лучи там падают на земную поверхность с некоторым наклоном. Причем, чем севернее, тем наклон больше. Поэтому солнечные лучи меньше нагревает поверхность. В результате меньше нагревается и воздух. Вот почему в умеренных поясах холоднее, чем в жарком. Солнце там никогда не бывает в зените. Четко выраженные времена года: зима, весна, лето, осень. При этом чем ближе к полярному кругу, тем зима длительная и холоднее. Чем ближе к тропика, тем продолжительнее и теплее лето. Умеренные пояса со стороны полюсов ограничивает изотерма теплого месяца 10 0С. Она является пределом распространения лесов.

Холодные пояса (Северный и южный) обоих полушарий лежат между изотермами 10 0С и 0 0С самого теплого месяца. Солнце там зимой по несколько месяцев не появляется над горизонтом. А летом, хотя и не заходит за горизонт месяцы, однако стоит очень низко над горизонтом. Его лучи лишь скользят по поверхности Земли и нагревают ее слабо. Поверхность Земли не только нагревает, но и охлаждает воздух. Поэтому температуры воздуха там низкие. Зимы холодные и суровые, а лето короткое и прохладное.

Два пояса вечного холода (северный и южный) окружены изотермой с температурами всех месяцев ниже 0 0С. Это царство вечного льда.

Итак, нагрева и освещения каждой местности зависит от положения в тепловом поясе, то есть - от географической широты. Чем ближе к экватору, тем больший угол падения солнечных лучей, тем сильнее нагревается поверхность и высокая температура воздуха. И наоборот, с удалением от экватора к полюсам угол падения лучей уменьшается, соответственно температура воздуха снижается.

Важно помнить, что линии тропиков и полярных кругов за пределы тепловых поясов принимаются условно. Поскольку в действительности температура воздуха определяется еще и рядом других условий.

26 вопрос. Адиабатические процессы в атмосфере.

Предполагаемый ответ:

Процессы, при которых отсутствует теплообмен с окружающей средой, называют адиабатическими. Там же было выяснено, что при адиабатическом расширении газ охлаждается, так как при этом совершается работа против сил внешнего давления, в результате чего внутренняя энергия газа уменьшается. Воздух в восходящем потоке расширяется, так как, поднимаясь, он попадает в области все меньшего давления. Этот процесс происходит практически без теплообмена с окружающими слоями воздуха, тоже поднимающимися и тоже охлаждающимися. Поэтому расширение воздуха в восходящем потоке можно считать адиабатическим. Итак, подъем воздуха в атмосфере сопровождается его охлаждением. Расчет и измерения показывают, что подъем воздуха на 100 сопровождается охлаждением приблизительно на 1 .

Проявления действия адиабатических процессов в атмосфере весьма многочисленны и разнообразны. Пусть, например, воздушный поток на своем пути встречает высокий горный хребет и вынужден подниматься по его склонам вверх. Восходящее движение воздуха сопровождается его охлаждением. Поэтому климат горных стран всегда холоднее климата ближайших равнин, и на больших высотах господствует вечный мороз. На горах, начиная с известной высоты (на Кавказе, например, с высоты 3000-3200 м), снег уже не успевает стаять летом и накапливается год за годом в виде мощных снежников и ледников.

Когда воздушная масса опускается, она сжимается и при сжатии нагревается. Если воздушный поток, перевалив через горный хребет, спускается вниз, он снова нагревается. Так возникает фен — теплый ветер, хорошо известный во всех горных странах — на Кавказе, в Средней Азии, в Швейцарии. По-особому протекает адиабатический процесс охлаждения во влажном воздухе. Когда воздух достигает при своем постепенном охлаждении точки росы, водяной пар начинает в нем конденсироваться. Так образуются мельчайшие капли воды, из которых состоит туман или облако. При конденсации выделяется теплота парообразования , которая замедляет дальнейшее охлаждение воздуха. Поэтому поднимающийся поток воздуха будет охлаждаться при конденсации пара медленнее, чем тогда, когда воздух совершенно сухой. Адиабатический процесс, при котором идет одновременно конденсация пара, называется влажно адиабатическим.

27 Вопрос. Инверсия температур. Роль инверсионных процессов в формировании заморозков, туманов, сложных экологических ситуаций.

Предполагаемый ответ:

Инверсия в метеорологии означает аномальный характер изменения какого-либо параметра в атмосфере с увеличением высоты. Наиболее часто это относится к температурной инверсии, то есть к увеличению температуры с высотой в некотором слое атмосферы вместо обычного понижения.

Для заморозка нужна ясная и тихая ночь, когда эффективное излучение с поверхности почвы велико, а турбулентность мала и воздух, охлаждающийся от почвы, не переносится в более высокие слои, а подвергается длительному охлаждению. Такая ясная и тихая погода обычно наблюдается во внутренних частях областей высокого атмосферного давления, антициклонов.

Сильное ночное охлаждение воздуха у земной поверхности приводит к тому, что с высотой температура повышается. Другими словами, при заморозке имеет место приземная инверсия температуры.

Заморозки чаще происходят в низинах, чем в возвышенных местах или на склонах, так как в вогнутых формах рельефа ночное понижение температуры усилено. В низких местах холодный воздух больше застаивается и длительнее охлаждается.

Мощность приземных инверсий составляет десятки метров, Мощность инверсий в свободной атмосфере достигает сотни метров. Инверсия температуры препятствует развитию вертикальных движений воздуха, способствует образованию дымки, тумана, смога, облаков, миражей. Инверсия сильно зависит от местных особенностей рельефа.

Под инверсией резко ослаблена интенсивность турбулентного переноса, что может приводить к скоплению сконденсированного водяного пара (тумана), загрязнений и т. д.

К метеорологическим факторам, создающим интенсивное скопление примесей в приземном слое воздуха, относятся скорость ветра, опасное значение которой зависит от параметров выбросов, приподнятая инверсия, расположенная над источниками, и туманы.

28 Вопрос. Условия образования, типы заморозков и их влияние на сельскохозяйственное производство.

Ответ:

Заморозки

Важное в практическом отношении явление заморозков связано как с суточным ходом температуры, так и с непериодическими ее понижениями, причем обе эти причины обычно действуют совместно.

Заморозками называют понижения температуры воздуха ночью до нуля градусов и ниже в то время, когда средние суточные температуры уже держатся выше нуля, т. е. весной и осенью.

Весенние и осенние заморозки могут иметь самые неблагоприятные последствия для садовых и огородных культур. При этом необязательно, чтобы температура опускалась ниже нуля в метеорологической будке. Здесь, на высоте 2 м, она может остаться несколько выше нуля; но в самом нижнем, при почвенном слое воздуха она в это же время падает до нуля и ниже, и огородные или ягодные культуры повреждаются. Бывает и так, что температура воздуха даже и на небольшой высоте над почвой остается выше нуля, но сама почва или растения на ней охлаждаются путем излучения до отрицательной температуры и на них появляется иней. Это явление называется заморозком на почве и также может погубить молодые растения.

Заморозки чаще всего бывают, когда в данный район приходит достаточно холодная воздушная масса, например арктического воздуха. Температура в нижних слоях этой массы днем все-таки выше нуля. Ночью же температура воздуха падает в суточном ходе ниже нуля, т. е. наблюдается заморозок.

Для заморозка нужна ясная и тихая ночь, когда эффективное излучение с поверхности почвы велико, а турбулентность мала и воздух, охлаждающийся от почвы, не переносится в более высокие слои, а подвергается длительному охлаждению. Такая ясная и тихая погода обычно наблюдается во внутренних частях областей высокого атмосферного давления, антициклонов.

Сильное ночное охлаждение воздуха у земной поверхности приводит к тому, что с высотой температура повышается. Другими словами, при заморозке имеет место приземная инверсия температуры.

Заморозки чаще происходят в низинах, чем в возвышенных местах или на склонах, так как в вогнутых формах рельефа ночное понижение температуры усилено. В низких местах холодный воздух больше застаивается и длительнее охлаждается.

Поэтому заморозок нередко поражает сады, огороды или виноградники в низкой местности, в то время как на склонах холма они остаются неповрежденными.

Последние весенние заморозки наблюдаются в центральных областях Европейской территории СНГ в конце мая -- начале июня, а уже в начале сентября возможны первые осенние заморозки.

В настоящее время разработаны достаточно эффективные средства для защиты садов и огородов от ночных заморозков. Огород или сад укутывается дымовой завесой, которая понижает эффективное излучение и уменьшает ночное падение температуры. Грелками разного рода можно подогревать нижние слои воздуха, накопляющегося в приземном слое. Участки с садовыми или огородными культурами можно закрывать на ночь особой пленкой, расставлять над ними соломенные или пластикатовые навесы, также уменьшающие эффективное излучение с почвы и растений, и т. д. Все такие меры следует принимать, когда уже с вечера температура достаточно низка и, согласно прогнозу погоды, предстоит ясная и тихая ночь.

29 Вопрос. Условия образования, типы туманов и экологические проблемы.

Полный ответ:

Туман — атмосферное явление, скопление воды в воздухе, когда образуются мельчайшие продукты конденсации водяного пара (при температуре воздуха выше −10° это мельчайшие капельки воды, при −10…-15° — смесь капелек воды и кристалликов льда, при температуре ниже −15° — кристаллики льда, сверкающие в солнечных лучах или в свете луны и фонарей).

Относительная влажность воздуха при туманах обычно близка к 100 % (по крайней мере, превышает 85-90 %). Однако в сильные морозы (-30° и ниже) в населённых пунктах, на железнодорожных станциях и аэродромах туманы могут наблюдаться при любой относительной влажности воздуха (даже менее 50 %) — за счёт конденсации водяного пара, образующегося при сгорании топлива (в двигателях, печах и т. п.) и выбрасываемого в атмосферу через выхлопные трубы и дымоходы.

Непрерывная продолжительность туманов составляет обычно от нескольких часов (а иногда полчаса-час) до нескольких суток, особенно в холодный период года.

На метеостанциях отмечают следующие виды тумана:

Поземный туман — туман, низко стелющийся над земной поверхностью (или водоёмом) сплошным тонким слоем или в виде отдельных клочьев, так что в слое тумана горизонтальная видимость составляет менее 1000 м, а на уровне 2 м — превышает 1000 м (обычно составляет, как при дымке, от 1 до 9 км, а иногда 10 км и более). Наблюдается, как правило, в вечерние, ночные и утренние часы. Отдельно отмечается поземный ледяной туман — наблюдаемый при температуре воздуха ниже −10…-15° и состоящий из кристалликов льда, сверкающих в солнечных лучах или в свете луны и фонарей.

Просвечивающий туман — туман с горизонтальной видимостью на уровне 2 м менее 1000 м (обычно она составляет несколько сотен метров, а в ряде случаев снижается даже до нескольких десятков метров), слабо развитый по вертикали, так что возможно определить состояние неба (количество и форму облаков). Чаще наблюдается вечером, ночью и утром, но может наблюдаться и днём, особенно в холодное полугодие при повышении температуры воздуха. Отдельно отмечается просвечивающий ледяной туман — наблюдаемый при температуре воздуха ниже −10…-15° и состоящий из кристалликов льда, сверкающих в солнечных лучах или в свете луны и фонарей.

Туман — сплошной туман с горизонтальной видимостью на уровне 2 м менее 1000 м (обычно она составляет несколько сотен метров, а в ряде случаев снижается даже до нескольких десятков метров), достаточно развитый по вертикали, так что невозможно определить состояние неба (количество и форму облаков). Чаще наблюдается вечером, ночью и утром, но может наблюдаться и днём, особенно в холодное полугодие при повышении температуры воздуха. Отдельно отмечается ледяной туман — наблюдаемый при температуре воздуха ниже −10…-15° и состоящий из кристалликов льда, сверкающих в солнечных лучах или в свете луны и фонарей.

Самое большое количество туманных дней на уровне моря — в среднем более 120 в году — наблюдается на канадском острове Ньюфаундленд в Атлантическом океане.

По способу возникновения туманы делятся на два вида:

Туманы охлаждения — образуются из-за конденсации водяного пара при охлаждении воздуха ниже точки росы.

Туманы испарения — являются испарениями с более тёплой испаряющей поверхности в холодный воздух над водоёмами и влажными участками суши.

Кроме того, туманы различаются по синоптическим условиям образования:

Внутримассовые — формирующиеся в однородных воздушных массах.

Фронтальные — образующиеся на границах атмосферных фронтов.

Дымка — очень слабый туман. При дымке дальность видимости составляет несколько километров. В практике метеорологического прогнозирования считается: дымка — видимость более/равна 1000 м, но менее 10 км, а туман — видимость менее 1000 м. Сильным туман считается при видимости менее или равной 500 м.

Типы туманов.

Радиационный туман.

Образование радиационного тумана объясняется тем, что воздух отдает свое тепло, пока его температура не упадет ниже точки росы. Обычно это происходит в ясные ночи, когда отсутствуют облака, задерживающие распространение тепла. Радиационный туман возникает там, где быстро остывает поверхность земли, а влажный воздух, прошедший над водой при слабом ветре, не успевает нагреться, смешиваясь с верхними слоями воздуха. Такое чаще всего можно наблюдать в областях высокого давления при слабом ветре и чистом небе, а также в долинах, где наименее вероятно смещение воздуха различных слоев. В ранние утренние часы туман может распространиться над морем, но не далее, чем на 5 миль. К полудню давление падает и туман рассеивается. Обычно это происходит при антициклонах, когда солнечные лучи хорошо нагревают землю. Радиационный туман наиболее часто формируется весной и осенью и может затруднить судоходство в оживленных водах.

Адвективный туман.

Адвективный туман - внутримассовый туман охлаждения - возникает тогда, когда воздушные массы перемещаются над поверхностью, температура которой ниже точки росы. Адвективный туман известен как морской туман. Весной и ранним летом теплые воздушные массы с суши перемещаются в сторону еще холодного моря. При испарении воды с поверхности моря точка росы повышается, воздух охлаждается и образуется туман. Воздушные массы, движущиеся от теплого участка моря к холодному - еще одна причина морского тумана. Это часто происходит в районе Большой Ньюфаундлендской банки, где теплые воздушные массы, образовавшиеся над Гольфстримом проносятся над более холодным Лабрадорским течением. Третья причина возникновения морского тумана - движение воздушных потоков над постепенно охлаждающимся морем. Массы теплого влажного воздуха, перемещающиеся в направлении высоких широт, охлаждаются, насыщаются парами и образуется туман. Морской туман может быть очень густым и продолжительным. Часто только полное изменение характера погоды приводит к рассеиванию тумана.

Фронтальный туман.

Туман третьего типа - фронтальный. Его название говорит, что возникает он на границе, где встречаются теплый влажный и более холодный полярный фронты. Температура воздушных масс становится ниже точки росы и образуется туман. Туман такого типа обычно наблюдают в виде низкого облака, которое иногда опускается до уровня моря. Главная опасность его заключается в том, что на некоторой высоте держится дымка, поэтому холмы на берегу, маяки и другие заметные ориентиры могут быть заслонены, а у поверхности воды вокруг яхты воздух абсолютно чист. Природа подобного тумана такова, что он держится в виде тонкого пояса вдоль теплого фронта.

Туман испарения (арктический морской дым).

Испарения арктических морей - четвертый (последний) тип тумана - наблюдают над арктическими морями у кромки льдов. Из названия тумана ясно, что он образуется за полярным кругом, когда холодный воздух поглощает испарения более теплой воды. Из-за низкой температуры воздуха, а следовательно, и точки росы любая влага, попадающая в воздух, почти немедленно превращается в туман. Однако одновременно с возникновением тумана воздушные массы нагреваются от поверхности моря, температура точки росы растет и туман над поверхностью моря немедленно рассеивается. Теплый воздух затем поднимается вверх, где охлаждается, и туман формируется опять, но несколько выше. 'Этот постоянный процесс образования тумана, рассеивания и переформирования создает странный эффект, по которому он и получил свое название. Испарения арктических морей длятся краткое время, так как условия, приводящие к туману, быстро теряют равновесие, холодный воздух становится более теплым и сходство с туманом исчезает.

Экологические проблемы

Фотохимический туман (смог).

Фотохимический туман представляет собой многокомпонентную смесь газов и аэрозольных частиц первичного и вторичного происхождения. В состав основных компонентов смога входят: озон, оксиды азота и серы, многочисленные органические соединенияперекисной природы, называемые в совокупности фотооксидантами. Фотохимический смог возникает в результате фотохимических реакций при определенных условиях: наличии в атмосфере высокой концентрации оксидов азота, углеводородов и других загрязнителей, интенсивной солнечной радиации и безветрия или очень слабого обмена воздуха в приземном слое при мощной и, в течение не менее суток, повышенной инверсии. Устойчивая безветренная погода, обычно сопровождающаяся инверсиями, необходима для создания высокой концентрации реагирующих веществ. Такие условия создаются чаще в июне-сентябре и реже зимой. При продолжительной ясной погоде солнечная радиация вызывает расщепление молекул диоксида азота с образованием оксида азота и атомарного кислорода. Атомарный кислород с молекулярным кислородом дают озон. Казалось бы, последний, окисляя оксид азота, должен снова превращаться в молекулярный кислород, а оксид азота - в диоксид. Но этого не происходит. Оксид азота вступает в реакции с олефинами выхлопных газов, которые при этом расщепляются по двойной связи и образуют осколки молекул и избыток озона. В результате продолжащейся диссоциации новые массы диоксида азота расщеппляются и дают дополнительные количества озона. Возникает циклическая реакция, в итоге которой в атмосфере постепенно накапливается озон. Этот процесс в ночное время прекращается. В свою очередь озон вступает в реакцию с олефинами. В атмосфере концентрируются различные перекиси, которые в сумме и образуют характерные для фотохимического тумана оксиданты. Последние являются источником так называемых свободных радикалов, отличающихся особой реакционной спосбностью. Такие смоги - нередкое явление над Лондоном, Парижем, Лос-Анджелесом, Нью-Йорком и другими городами Европы и Америки. По своему физиологическому воздействию на организм человека они крайне опасны для дыхательной и кровеносной системы и часто бывают причиной преждевременной смерти городских жителей с ослабленным здоровьем.

30 Вопрос. Грозы и град, как особо опасное явление природы и условия их образования.

Ответ:

Гроза́ — атмосферное явление, при котором внутри облаков или между облаком и земной поверхностью возникают электрические разряды — молнии, сопровождаемые громом. Как правило, гроза образуется в мощных кучево-дождевых облаках и связана с ливневым дождём, градом и шквальным усилением ветра.

Гроза относится к одним из самых опасных для человека природных явлений: по количеству зарегистрированных смертных случаев только наводнения приводят к бо́льшим людским потерям.

Необходимыми условиями для возникновения грозового облака является наличие условий для развития конвекции или иного механизма, создающего восходящие потоки, запаса влаги, достаточного для образования осадков, и наличия структуры, в которой часть облачных частиц находится в жидком состоянии, а часть — в ледяном. Конвекция, приводящая к развитию гроз, возникает в следующих случаях:

при неравномерном нагревании приземного слоя воздуха над различной подстилающей поверхностью. Например, над водной поверхностью и сушей из-за различий в температуре воды и почвы. Над крупными городами интенсивность конвекции значительно выше, чем в окрестностях города.

при подъёме или вытеснении тёплого воздуха холодным на атмосферных фронтах. Атмосферная конвекция на атмосферных фронтах значительно интенсивнее и чаще, чем при внутри массовой конвекции. Часто фронтальная конвекция развивается одновременно со слоисто-дождевыми облаками и обложными осадками, что маскирует образующиеся кучево-дождевые облака.

при подъёме воздуха в районах горных массивов. Даже небольшие возвышенности на местности приводят к усилению образования облаков (за счёт вынужденной конвекции). Высокие горы создают особенно сложные условия для развития конвекции и почти всегда увеличивают её повторяемость и интенсивность.

Все грозовые облака, независимо от их типа, последовательно проходят стадии кучевого облака, стадию зрелого грозового облака и стадию распада.

Град — вид ливневых осадков, в виде частиц льда преимущественно округлой формы.

Описание

Град является частицами льда шарообразной или неправильной формы (градин) размером от миллиметра до нескольких сантиметров. Встречаются градины размером 130 мм и массой около 1 кг. Градины состоят из ряда слоёв прозрачного льда толщиной не менее 1 мм, чередующихся с полупрозрачными слоями.

В метеорологии град отличают от снежной крупы — ледяных непрозрачных крупинок белого цвета, размером от 2 до 5 мм, хрупких и легко размельчающихся. Также известны такие атмосферные осадки, как ледяной дождь, который не стоит путать с градом.

Град выпадает обычно в тёплое время года из мощных кучево-дождевых облаков, сильно развитых вверх, обычно при ливнях и грозах.

Слой выпавшего града иногда составляет несколько сантиметров. Продолжительность выпадания от нескольких минут до получаса, чаще всего 5-10 мин и очень редко — около 1 ч.

Образование града

Зародыши градин образуются в переохлаждённом облаке за счёт случайного замерзания отдельных капель. В дальнейшем такие зародыши могут вырасти до значительных размеров благодаря намерзанию сталкивающихся с ними переохлаждённых капель, а также смерзанию градин между собой. Крупные градины могут появиться только при наличии в облаках сильных восходящих потоков, способных длительное время удерживать их от выпадения на землю.

Наносимый вред и борьба с градом

Град наносит большой ущерб сельскому хозяйству, уничтожает посевы и виноградники.

Борьба с градом основана на введении в облако специального реагента (обычно йодистого свинца или йодистого серебра), способствующего замораживанию переохлаждённых капель. Реагент вводится с помощью ракет или снарядов в переохлаждённую часть облака. В результате появляется огромное количество искусственных центров кристаллизации, на которых начинается рост ледяных кристаллов, и переохлаждённая вода в облаках, служащая основным сырьём для роста градин, перераспределяется на значительно большее их число. Поэтому градины получаются меньших размеров и успевают полностью или в значительной степени растаять в тёплых слоях воздуха ещё до выпадения на землю (смотрите статью Активное воздействие на гидрометеорологические процессы).

Ещё в древние времена (как минимум, в средние века) люди заметили, что громкий звук предотвращает появление града или вызывает появление градин меньших размеров. Поэтому для спасения посевов звонили в колокола и/или стреляли из пушек.

31 Вопрос. Условия образования метелей и их влияние на деятельность человека.

Ответ:

Метель (вьюга, буран) — снегопад с переносом ветром снега над землёй.

В метели может участвовать как снег, лежащий на земле, так и снег, который падает с облаков.

На официальных метеорологических станциях отмечают позёмок, низовую метель и общую метель.

Позёмок — перенос снега ветром с поверхности снежного покрова в слое высотой 0.5-2 м, не приводящий к заметному ухудшению видимости (если нет других атмосферных явлений — снегопада, дымки и т. п. — горизонтальная видимость на уровне 2 м составляет 10 км и более). Может наблюдаться как в малооблачную погоду, так и при снегопаде. Возникает обычно при сухом несмёрзшемся снежном покрове и скорости ветра 5-6 м/с и более.

Низовая метель — перенос снега ветром с поверхности снежного покрова в слое высотой несколько метров с заметным ухудшением горизонтальной видимости (обычно на уровне 2 м она составляет от 1 до 9 км, но в ряде случаев может снижаться до нескольких сотен метров). Вертикальная видимость при этом вполне хорошая, так что возможно определить состояние неба (количество и форму облаков). Как и позёмок, может наблюдаться как в малооблачную погоду, так и при снегопаде. Возникает обычно при сухом несмёрзшемся снежном покрове и скорости ветра 7-9 м/с и более.

Общая метель — интенсивный перенос снега ветром в приземном слое атмосферы, достаточно развитый по вертикали, так что невозможно определить состояние неба (количество и форму облаков) и невозможно установить, выпадает ли снег из облаков или переносится только снег, поднятый с поверхности снежного покрова. Горизонтальная видимость на уровне 2 м обычно составляет от 1-2 км до нескольких сотен и даже до нескольких десятков метров. Возникает обычно при сухом несмёрзшемся снежном покрове и скорости ветра 10 м/с и более.

Перед метелью или после неё (при ослаблении ветра), а также при отдалённой метели, когда поднятые в воздух частицы снега переносятся ветром на большое расстояние, может наблюдаться снежная мгла.

Некоторые авторы относят к метели перенос ветром снега, выпадающего из облаков, и ещё не коснувшегося земной поверхности. Они выделяют так называемую верховую метель — снегопад при ветре, когда снежинки движутся вместе с потоком воздуха до момента касания ими земной поверхности, где они остаются лежать неподвижно. На официальных метеостанциях верховая метель не отмечается.

Влияние на деятельность человека.

Решение проблемы метелей имеет важное значение для

транспорта и сельского хозяйства. На Крайнем Севере и на Антарктическом

материке метели следует считать господствующим внешним фактором из

всех других, влияющих на жизнь и производственную деятельность

человека. В горных районах метели способствуют образованию

значительной части наиболее опасных лавин, угрожающих катастрофическими

последствиями. Многие предприятия, жилые поселки испытывают

значительные и разнообразные затруднения в связи с метелями и т. д.

Огромно влияние снежного покрова на климат и микроклимат

Земли. Познание закономерностей метелевого снегопереноса способствует

завоеванию одной из ключевых позиций великой проблемы

рационального изменения климата.

32 Вопрос. Микроклимат территории.

Предполагаемый ответ:

Микроклимат – это климат небольшой части территории, обусловленной влиянием рельефа местности, подстилающей поверхности и других факторов, определяющих своеобразие режима температуры почвы и воздуха, увлажнения, скорости ветра. В зависимости от особенностей рельефа выделяются микроклимат склонов, долин, вершин, холмов и др. Под влиянием различного радиационного баланса подстилающей поверхности создается микроклимат лугов, полей, лесной опушки, поляны, берега, озера и т.д. Под воздействием застройки формируется микроклимат города. В посевах создается особый вид микроклимата, называемый фитоклиматом.

Особенности микроклимата проявляются наиболее заметно в приземном слое воздуха. При резко пересеченном рельефе уже на расстоянии нескольких десятков метров по горизонтали создаются заметные различия в температуре почвы и нижнего слоя воздуха. Эти различия, уменьшаясь с высотой, проявляются в слое толщиной до нескольких метров, а затем сглаживаются под влиянием турбулентного перемешивания воздуха.

Микроклимат южных склонов обеспечивает повышенное количество солнечного тепла. В связи с этим на южных склонах раньше стаивает снег, быстрее прогревается и просыхает почва, возможен более ранний сев, повышается обеспеченность созревания сельскохозяйственных культур.

Фитоклимат – это климат, создающий среди растительности (травостое, в кронах деревьев и т.д.). На разных полях существенно отличается освещенность растений, температура, влажность воздуха и почвы, скорость ветра. В хорошо развитом посеве высокостебельных культур (кукуруза, подсолнечник, конопля) освещенность у поверхности почвы может быть в 5-10 раз меньше, чем над посевом. Под сомкнутым пологом листьев температура воздуха в жаркий день на 4-5°С, а температура поверхности почвы на 15-25°С ниже, чем на незатененном участке.

Микроклимат и фитоклимат изучается на основании метеорологических наблюдений, проводимых на метеоплощадке (опорном пункте) и в нескольких точках рассматриваемого участка на разном расстоянии от водоема, леса, лесной полосы, на разных формах рельефа. При этом измеряются температура воздуха и деятельной поверхности, влажность воздуха, направление и скорость ветра, интенсивность солнечной радиации над посевами и на разных высотах в посевах. На основании микроклиматических наблюдений составляются крупномасштабные карты, характеризующие микроклимат территории хозяйства. Такие карты имеют большое значение для сельскохозяйственного производства, поскольку различия микроклимата существенно влияют на формирование урожая сельскохозяйственных культур.

Улучшение микроклимата сельскохозяйственных угодий имеет большое значение для повышения урожайности растений. В северных избыточно влажных и холодных районах России основными способами мелиорации микроклимата являются уменьшение переувлажнения почвы, создание гребневой поверхности почвы (для картофеля, томатов), отведение стока холодного воздуха на склонах. На юге и юго-востоке России ведущими мероприятиями по улучшению микроклимата являются орошение, снегозадержание и полезащитное лесоразведение. Лесные полосы уменьшают скорость ветра в межполосном пространстве, что в периоды действия суховеев ослабляет нарушение фитоклимата посевов. Зимой лесные полосы способствуют накоплению снега и равномерному его распределению в межполосном пространстве.

33 Вопрос. Облака и их типы, классификация.

Полный ответ:

Облака́ — взвешенные в атмосфере продукты конденсации водяного пара, видимые на небе с поверхности земли.

Облака состоят из мельчайших капель воды и/или кристаллов льда (называемых облачными элементами). Капельные облачные элементы наблюдаются при температуре воздуха в облаке выше −10 °C; от −10 до −15 °C облака имеют смешанный состав (капли и кристаллы), а при температуре в облаке ниже −15 °C — кристаллические.

При укрупнении облачных элементов и возрастании их скорости падения, они выпадают из облаков в виде осадков. Как правило, осадки выпадают из облаков, которые хотя бы в некотором слое имеют смешанный состав (кучево-дождевые, слоисто-дождевые, высоко-слоистые). Слабые моросящие осадки (в виде мороси, снежных зёрен или слабого мелкого снега) могут выпадать из однородных по составу облаков (капельных или кристаллических) — слоистых, слоисто-кучевых.

Кроме всего прочего, облака — известный лирический образ, используемый многими поэтами (Державин, Пушкин) в своих произведениях, писатели часто обращаются к этому образу, если требуется описать нечто высокое, мягкое или недосягаемое. Они ассоциируются с покоем, мягкостью и безмятежностью. Облака часто олицетворяют, придавая им мягкие черты характера.

Классификация облаков

Обычно облака наблюдаются в тропосфере. Тропосферные облака подразделяются на виды, разновидности и по дополнительным признакам в соответствии с международной классификацией облаков. Изредка наблюдаются другие виды облаков: перламутровые облака (на высоте 20-25 км) и серебристые облака (на высоте 70-80 км).

Перистые (Cirrus, Ci)

Состоят из отдельных перистообразных элементов в виде тонких белых нитей или белых (или в большей части белых) клочьев и вытянутых гряд. Имеют волокнистую структуру и/или шелковистый блеск. Наблюдаются в верхней тропосфере, иногда на высотах тропопаузы или непосредственно под нею (в средних широтах их основания чаще всего лежат на высотах 6-8 км, в тропических от 6 до 18 км, в полярных от 3 до 8 км). Видимость внутри облака — 150—500 м. Построены из ледяных кристаллов, достаточно крупных для того, чтобы иметь заметную скорость падения; поэтому они имеют значительное вертикальное протяжение (от сотен метров до нескольких километров). Однако сдвиг ветра и различия в размерах кристаллов приводят к тому, что нити перистых облаков скошены и искривлены. Хорошо выраженных явлений гало перистые облака обычно не дают вследствие своей расчленённости и малости отдельных облачных образований. Данные облака характерны для переднего края облачной системы теплого фронта или фронта окклюзии, связанной с восходящим скольжением. Они часто развиваются также в антициклонической обстановке, иногда являются частями или остатками ледяных вершин (наковален) кучево-дождевых облаков.

Различаются виды: нитевидные (Cirrus fibratus, Ci fibr.), когтевидные (Cirrus uncinus, Ci unc.), башенкообразные (Cirrus castellanus, Ci cast.), плотные (Cirrus spissatus, Ci spiss.), хлопьевидные (Cirrus floccus, Ci fl.) и разновидности: перепутанные (Cirrus intortus, Ci int.), радиальные (Cirrus radiatus, Ci rad.), хребтовидные (Cirrus vertebratus, Ci vert.), двойные (Cirrus duplicatus, Ci dupl.).

Иногда к этому роду облаков, наряду с описанными облаками, относят также перисто-слоистые и перисто-кучевые облака.

Перисто-кучевые (Cirrocumulus, Cc)

Их часто называют «барашки». Очень высокие небольшие шаровидные облака, вытянутые в линии. Похожи на спины скумбрий или рябь на прибрежном песке. Высота нижней границы — 6-8 км, вертикальная протяжённость — до 1 км, видимость внутри — 200—500 м. Являются признаком повышения температуры. Нередко наблюдаются вместе с перистыми или перисто-слоистыми облаками. Часто являются предшественниками шторма. При этих облаках наблюдается т. н. «иридизация» — радужное окрашивание края облаков. На них отсутствует затенение, даже с той стороны, которая отвёрнута от солнца. Образуются при возникновении волновых и восходящих движений в верхней тропосфере и состоят из кристаллов льда. В перисто-кучевых облаках может наблюдаться гало и венцы вокруг солнца и луны. Осадки из них не выпадают.

Перисто-слоистые (Cirrostratus, Cs)

Парусоподобные облака верхнего яруса, состоящие из кристалликов льда. Имеют вид однородной, белесоватой пелены. Высота нижней кромки — 6-8 км, вертикальная протяжённость колеблется от нескольких сотен метров до нескольких километров (2-6 и более), видимость внутри облака — 50-200 м. Перисто-слоистые облака относительно прозрачны, так что солнце или луна могут быть отчётливо видны сквозь них. Эти облака верхнего яруса обычно образуются когда обширные пласты воздуха поднимаются вверх за счёт многоуровневой конвергенции.

Перисто-слоистые облака характеризуются тем, что часто дают явления гало вокруг солнца или луны. Гало являются результатом преломления света кристаллами льда, из которых состоит облако. Перисто-слоистые облака, однако, имеют склонность уплотняться при приближении тёплого фронта, что означает увеличение образования кристаллов льда. Вследствие этого гало постепенно исчезает, и солнце (или луна) становятся менее заметными.

Высоко-кучевые (Altocumulus, Ac)

Высоко-кучевые облака (Altocumulus, Ac) — типичная облачность для теплого сезона. Серые, белые, или синеватого цвета облака в виде волн и гряд, состоящих из хлопьев и пластин, разделённых просветами. Высота нижней границы — 2-6 км, вертикальная протяжённость — до нескольких сотен метров, видимость внутри облака — 50-80 м. Располагаются, как правило, над местами, обращёнными к солнцу. Иногда достигают стадии мощных кучевых облаков. Высоко-кучевые облака обычно возникают в результате поднятия теплых воздушных масс, а также при наступлении холодного фронта, который вытесняет теплый воздух вверх. Поэтому наличие высоко-кучевых облаков теплым и влажным летним утром предвещает скорое появление грозовых облаков или перемену погоды.

Высоко-слоистые (Altostratus, As)

Имеют вид однородной или слабовыраженной волнистой пелены серого или синеватого цвета, Солнце и Луна, обычно, просвечивают, но слабо. Высота нижней границы — 3-5 км, вертикальная протяжённость — 1-4 км, видимость в облаках — 25-40 м. Эти облака состоят из ледяных кристаллов, переохлажденных капель воды и снежинок. Высоко-слоистые облака могут приносить обложной дождь или снег.

Высоко-слоистые просвечивающие (Altostratus translucidus, As trans)

Высоко-слоистые просвечивающие облака. Волнистая структура облака заметна, солнечный круг солнца вполне различим. На земле иногда могут возникать вполне различимые тени. Отчётливо видны полосы. Пелена облаков, как правило, постепенно закрывает всё небо. Высота основания — в пределах 3-5 км, толщина слоя облаков As trans в среднем около 1 км, изредка до 2 км. Осадки выпадают, но в низких и средних широтах летом редко достигают земли.

Слоистые (Stratus, St)

Слоистые облака образуют однородный слой, сходный с туманом, но расположенный на некоторой высоте (чаще всего от 100 до 400 м, иногда 30-90 м). Обычно они закрывают всё небо, но иногда могут наблюдаться в виде разорванных облачных масс. Нижний край этих облаков может опускаться очень низко; иногда они сливаются с наземным туманом. Толщина их невелика — десятки и сотни метров. Иногда из этих облаков выпадают осадки, чаще всего в виде снежных зёрен или мороси.

Слоисто-кучевые (Stratocumulus, Sc)

Серые облака, состоящие из крупных гряд, волн, пластин, разделенных просветами или сливающимися в сплошной серый волнистый покров. Состоят преимущественно из капель воды. Высота нижней границы обычно в пределах от 500 до 1800 м. Толщина слоя от 200 до 800 м. Солнце и луна могут просвечивать только сквозь тонкие края облаков. Осадки, как правило, не выпадают. Из слоисто-кучевых не просвечивающих облаков могут выпадать слабые непродолжительные осадки.

Кучевые облака (Cumulus, Cu)

Кучевые облака — плотные, днём ярко-белые облака со значительным вертикальным развитием. Высота нижней границы обычно от 800 до 1500 м, иногда 2—3 км и более. Толщина 1-2 км, иногда 3-5 км. Верхние части кучевых облаков имеют вид куполов или башен с округлыми очертаниями. Обычно кучевые облака возникают как облака конвекции в холодных или нейтральных воздушных массах.

Слоисто-дождевые (Nimbostratus, Ns)

Слоисто-дождевые облака тёмно-серые, в виде сплошного слоя. При осадках он кажется однородным, в перерывах между выпадением осадков заметна некая неоднородность и даже некоторая волнистость слоя. От слоистых облаков отличаются более тёмным и синеватым цветом, неоднородностью строения и наличием обложных осадков. Высота нижней границы — от 100 до 1900 м, толщина — до нескольких километров.

Кучево-дождевые (Cumulonimbus, Cb)

Кучево-дождевые — мощные и плотные облака с сильным вертикальным развитием (несколько километров, иногда до высоты 12—14 км), дающие обильные ливневые осадки с мощным градом и грозовыми явлениями. Кучево-дождевые облака развиваются из мощных кучевых облаков. Они могут образовывать линию, которая называется линией шквалов. Нижние уровни кучево-дождевых облаков состоят в основном из капелек воды, в то время как на более высоких уровнях, где температуры намного ниже 0 °C, преобладают кристаллики льда. Высота нижней границы обычно ниже 2000 м, то есть в нижнем ярусе тропосферы.

Серебристые облака

Серебристые облака формируются в верхних слоях атмосферы. Эти облака находятся на высоте приблизительно 80 км. Их можно наблюдать непосредственно после заката или перед восходом Солнца. Серебристые облака были обнаружены только в XX веке.

Перламутровые

Перламутровые облака образуются в небе на больших высотах (около 20-30 км) и состоящие, по-видимому, из кристалликов льда или переохлаждённых капель воды.

Вымеобразные

Вымеобразные или трубчатые облака — облака, основание которых имеет специфическую ячеистую или сумчатую форму. Встречаются редко, преимущественно в тропических широтах, и связаны с образованием тропических циклонов.

Лентикулярные

Лентикулярные (линзовидные) облака образуются на гребнях воздушных волн или между двумя слоями воздуха. Характерной особенностью этих облаков является то, что они не двигаются, сколь бы ни был силён ветер. Поток воздуха, проносящийся над земной поверхностью, обтекает препятствия, и при этом образуются воздушные волны. Обычно зависают с подветренной стороны горных хребтов, за хребтами и отдельными вершинами на высоте от двух до пятнадцати километров.

Пирокумулятивные

Пирокумулятивные облака или пирокумулюс — конвективные (кучевые или кучево-дождевые) облака, вызванные пожаром или вулканической активностью. Эти облака получили своё название оттого, что огонь создает конвективные восходящие потоки, которые по мере подъёма при достижении уровня конденсации приводят к образованию облаков — сначала кучевых, а при благоприятных условиях — и кучево-дождевых. В этом случае возможны грозы; удары молнии из этого облака тогда вызывают новые возгорания.

34 Вопрос. Облачность, ее суточный и годовой ход. Влияние облачности на процессы географической оболочки.

Полный ответ:

Облачность — совокупность облаков, наблюдаемых в определённом месте (пункт или территория) в определённый момент или период времени.

Облачность — один из важных факторов, определяющих погоду и климат. Благодаря экранирующему эффекту она препятствует как охлаждению поверхности Земли за счёт собственного теплового излучения, так и её нагреву излучением Солнца, тем самым уменьшая сезонные и суточные колебания температуры воздуха.

Степень покрытия небесного свода облаками называют облачностью. Облачность выражается в десятых долях покрытия неба. При облаках, полностью закрывающих небо, облачность обозначается числом 10, при совершенно ясном небе — числом 0. При выводе средних величин можно давать и десятые доли единицы. Так, например, 5,7 означает, что облака покрывают 57% небосвода.

Для службы погоды существует особый код облачности, где все степени покрытия неба укладываются в рубрики от 0 до 8, а цифрой 9 обозначаются условия, когда облачность нельзя видеть из-за темноты, тумана, пыльной бури и т. п.

Облачность обычно определяется наблюдателем на глаз. Но существуют для этого и приборы в виде выпуклого полусферического зеркала, отражающего весь небосвод и фотографируемого сверху, либо в виде фотокамеры с аналогичным объективом.

Принято по отдельности оценивать общее количество облаков (общую облачность) и количество нижних облаков (нижнюю облачность). Это существенно потому, что высокие, а отчасти и средние облака меньше затеняют солнечный свет и менее важны в практическом отношении (для авиации, например). Дальше речь будет идти только об общей облачности.

Облачность имеет большое значение для оборота тепла на Земле. Она отражает прямую солнечную радиацию и, следовательно, уменьшает ее приток к земной поверхности. Она также увеличивает рассеяние радиации, уменьшает эффективное излучение, меняет условия освещенности. Хотя современные самолеты летают выше среднего яруса облаков и даже выше верхнего яруса, облачность может затруднить взлет и посадку самолета, мешает ориентации без приборов, может угрожать обледенением самолета и пр.

Суточный ход облачности сложен и в большой степени зависит от родов облаков. Слоистые и слоисто-кучевые облака, связанные с выхолаживанием воздуха от земной поверхности и со сравнительно слабым турбулентным переносом водяного пара вверх, имеют максимум ночью и утром. Кучевообразные облака, связанные с неустойчивостью стратификации и хорошо выраженной конвекцией, напротив, возникают преимущественно в дневные часы и исчезают к ночи. Правда, над морем, где температура подстилающей поверхности почти не имеет суточного хода, облака конвекции также его почти не имеют или слабый максимум приходится на утро Облака восходящего скольжения, связанные с фронтами, не имеют ясного суточного хода.

В результате в суточном ходе облачности над сушей в умеренных широтах летом намечаются два максимума: утром и, более значительный, после полудня. В холодное

Бремя года, когда конвекция слаба или отсутствует, преобладает утренний максимум, который может стать единственным. В тропиках весь год преобладает послеполуденный максимум, так как там важнейшим облакообразующим процессом является конвекция.

В годовом ходе облачность в разных климатических областях меняется по-разному. Над океанами высоких и средних широт годовой ход вообще невелик, с максимумом летом или осенью и минимумом весной. Так, на Маточкином Шаре (Новая Земля) в сентябре и октябре 8,5, в апреле 7,0; на Фарерских островах в августе 7,9, в апреле 7,0.В Европе максимум приходится на зиму, когда наиболее развита циклоническая деятельность с ее фронтальной облачностью, а минимум — на весну или лето, когда преобладают облака конвекции. Так, в Москве в декабре 8,5, в мае 5,4; в Вене в декабре 7,8, в августе 5,0.

В субтропиках, где летом преобладают антициклоны и куда зимой распространяется циклоническая деятельность, максимум приходится на зиму, а минимум на лето, как и в умеренных широтах Европы, но амплитуда здесь больше. Так, в Афинах в декабре 5,9, в июне 1,1. Таков же годовой ход и в Средней Азии, где летом воздух очень далек от насыщения вследствие высоких температур, а зимой существует довольно интенсивная циклоническая деятельность: в Ташкенте в январе 6,4, в июле 0,9.

В тропиках, в областях пассатов, максимум облачности приходится на лето, а минимум на зиму: в Камеруне в июле 8,9, в январе 5,4. В муссонном климате тропиков годовой ход такой же, но резче выраженный: в Дели в июле 6,0, в ноябре 0,7.

На высокогорных станциях в Европе минимум облачности наблюдается главным образом зимой, когда горы лежат выше слоистых облаков, закрывающих долины (если не говорить о наветренных склонах); максимум — летом, при развитии облаков конвекции.

Географическое распределение облачности

Приведем сначала средние годовые значения облачности в разных широтных зонах над сушей (с.) и над морем (м.).

Таким образом, поверхность Земного шара в общем закрыта облаками более чем наполовину. Среднее распределение облачности по широтам представлено на рис. 50.

От самых высоких широт к субполярным облачность растет и достигает максимума в зоне 70—60° широты. Это связано с максимальным развитием циклонической деятельности в субполярных широтах, особенно над морями. Затем к субтропическим широтам облачность убывает и достигает минимума в зоне 30—20°. Этот минимум связан с субтропическими антициклонами. Дальше к экватору облачность снова увеличивается: это зона пассатов с их кучевыми облаками и затем внутритропическая зона конвергенции вблизи экватора, где встречаются пассаты двух полушарий и развивается сильная конвекция.

Особенно значительная облачность (до 7,0—8,0 и больше) обнаруживается круглый год на севере Атлантического и Тихого океанов, включая северо-запад Европы и Японские острова, а также в высоких широтах Южного океана. Зимою она также значительна в Западной Сибири и в районе Великих озер. Летом облачность увеличивается в муссонных областях Гвинейского залива и Индии.

35 Вопрос. Распределение облачности на холодном фронте.

Предполагаемый ответ:

Облачность холодного фронта.

Облачные полосы холодных фронтов имеют четкую структуру в виде яркой полосы шириной 200-300 км и длиной более 1000 км, очень часто с вкраплениями округлых ярких пятен с резко очерченными краями. Полосы формируются из слоисто-дождевой облачности и отдельных скоплений кучево-дождевых облаков. Обычно они имеют однородный тон изображения, на фоне которого четко прослеживаются вкрапления округлых ярких пятен облаков вертикального развития. Для активных холодных фронтов характерно изображение в виде непрерывной хорошо развитой облачной полосы. Для фронтов с пониженной активностью облачная полоса обычно менее широкая, с отдельными разрывами контура.

Холодный фронт (ХФ)

Очень часто облачные полосы холодного фронта бывают отделены безоблачными зонами от предфронтальной и зафронтальной облачности. На снимках, которые получены для теплого периода года, перед фронтальной зоной на некотором расстоянии от основной облачной полосы очень часто видны гряды кучево-дождевых облаков, расположенные параллельно фронту. За фронтом иногда могут наблюдаться скопления кучевых облаков, сформированных в гряды, ячейки или ансамбли, не имеющие определенной структуры. Такие облака являются результатом конвекции: водном воздухе, перемещающемся над теплой подстилающей поверхностью. Для облачных зон холодных фронтов характерна заметная циклоническая кривизна (прогиб в сторону теплого воздуха).

Исследования, выполненные Т. П. Поповой, показывают, что линия холодного фронта у поверхности Земли практически всегда находится в пределах облачной полосы. В тех случаях, когда в облачной зоне преобладают облака слоистообразных форм, линии приземного фронта располагается вблизи правой (передней) ее кромки, при преобладании облаков кучевых форм линия фронта располагается у левой (тыловой) кромки облачной полосы. Обращает на себя внимание четкость границ этих полос.

36 Вопрос. Распределение облачности на тёплом фронте.

Предполагаемый ответ:

Облачность теплого фронта.

Теплый фронт (ТФ)

Теплый фронт, как правило, хорошо выражен в поле облачности лишь в начальных стадиях развития циклона, поэтому распознавание этих фронтов на снимках гораздо сложнее, чем холодных. Изображение облачности теплого фронта на ТВ снимках отличается большим разнообразием размеров и рисунков облачного покрова.

По исследованиям Е. П. Домбковской, наиболее типичной для теплого фронта является облачная зона характерного полосного строения шириной 300-500 км и длиной от нескольких сотен до тысячи километров, причем длинные облачные полосы на теплых фронтах встречаются редко.

Облачная полоса, соответствующая теплому фронту, в процессе окклюдирования сливается с облаками холодного фронта. Обычно облачная зона на теплом фронте размывается и на снимках бывает виден лишь незначительный выступ у точки окклюзии, соответствующий ранее существовавшей облачной полосе теплого фронта. В то же время холодный фронт остается выраженным очень четко.

Облачная зона теплого фронта имеет антициклоническую кривизну и выгибается в сторону холодного воздуха.

Облачная полоса этого фронта сформирована из однородной слоисто-дождевой облачности. На снимках, полученных в летнее время, очень часто могут наблюдаться отдельные образования кучево-дождевых облаков. Ширина фронтальной облачной полосы на всем ее протяжении неодинакова. Там, где происходит развитие волны и циклона, она расширена, в области тыловых гребней - сужена и размыта. Размытые теплые фронты иногда бывают, видны на снимках в виде полос перистой облачности. Как отмечает Попова, отличительной чертой облачности теплого фронта является резкая, часто с округлыми очертаниями, тыловая ее граница и изрезанная передняя граница, где отдельные облачные валы и удлиненные просветы располагаются параллельно основной облачной полосе.

Перед облачной зоной теплого фронта в холодном воздухе могут наблюдаться мелкие, беспорядочно разбросанные облака кучевых форм, за фронтом в теплом воздухе - облака конвекции. Эти облака характерны в основном для летнего времени, они свидетельствуют о неустойчивости и высоком влагосодержании теплого воздуха. Исследования показывают, что положение облачной полосы теплого фронта обычно хорошо согласуется с положением приземной ложбины. При этом линию фронта у поверхности Земли следует проводить вблизи внутреннего края облачной полосы.

37 Вопрос. Распределение внутримассовой облачности.

Предполагаемый ответ:

Внутримассовые системы облаков

Внутримассовые системы облаков не связаны с атмосферными фронтами и с восходящим движением воздуха над какой-либо поверхностью раздела. Они образуются в результате взаимодействия воздушной массы непосредственно с подстилающей

поверхностью или в результате адвекции облачных систем из

таких барических образований, как циклоны и ложбины.

Характер облачности в таких системах определяется степенью устойчивости и влажности атмосферного воздуха, наличием или отсутствием слоев инверсий, тепловым состоянием подстилающей поверхности.

Существенную роль играет также характер вертикальных

движений. В антициклонах, где преобладают нисходящие движения, часто наблюдается ясная погода или тонкие подынверсионные облака St, Sc, Ас. Приносимые сюда из циклонов и

ложбин фронтальные облака под влиянием нисходящих потоков размываются и утончаются.

По признаку температурной стратификации среды различают системы устойчивых и неустойчивых воздушных масс.

Для устойчивых воздушных масс характерны волнистообразные (слоистые и слоисто-кучевые) облака, горизонтальная

протяженность которых может достигать нескольких сотен, а

иногда и тысяч километров. Большое значение имеет также радиационное выхолаживание верхней границы облачности.

В зависимости от влагосодержания воздуха, степени его

устойчивости, а также длительности процесса выхолаживания

образующиеся облака могут иметь различную высоту нижней

границы и различную вертикальную мощность.

Для неустойчивых воздушных масс характерны конвективные (кучевые и кучево-дождевые) облака. Количество и мощность конвективных облаков в неустойчивой воздушной массе

зависят от степени ее неустойчивости, влагосодержания воздуха, отсутствия или наличия инверсий, скорости конвективных движений. Конвективные облака неустойчивой воздушной

массы имеют достаточно четкий суточный ход: минимальное

количество облаков наблюдается ночью, максимальное – днем,

в 15–16 ч. При значительной неустойчивости возникшие утром

Cu hum. развиваются и последовательно переходят в Сu cong.

и Cb. Если неустойчивость воздушной массы невелика, Сu hum.

в Cb не развиваются.

38 Вопрос. Атмосферные осадки, их виды, типы, характер выпадения.

Полный ответ:

По происхождению различают конвективные, фронтальные и орографические осадки.

Конвективные осадки характерны для жаркого пояса, где интенсивны нагрев и испарение, но летом нередко бывают и в умеренном поясе.

Фронтальные осадки образуются при встрече двух воздушных масс с разной температурой и иными физическими свойствами, выпадают из более теплого воздуха, образующего циклонические вихри, типичны для умеренного и холодного поясов.

Орографические осадки выпадают на наветренных склонах гор, особенно высоких. Они обильны, если воздух идет со стороны теплого моря и обладает большой абсолютной и относительной влажностью.

Классификация осадков

Осадки, выпадающие на земную поверхность

Обложные осадки

Характеризуются монотонностью выпадения без значительных колебаний интенсивности. Начинаются и прекращаются постепенно. Длительность непрерывного выпадения составляет обычно несколько часов (а иногда 1—2 суток), но в отдельных случаях слабые осадки могут длиться полчаса-час. Выпадают обычно из слоисто-дождевых или высоко-слоистых облаков; при этом в большинстве случаев облачность сплошная (10 баллов) и лишь изредка значительная (7—9 баллов, — обычно в начале или конце периода выпадения осадков). Иногда слабые кратковременные (полчаса-час) обложные осадки отмечаются из слоистых, слоисто-кучевых, высоко-кучевых облаков, при этом количество облаков составляет 7—10 баллов. В морозную погоду (температура воздуха ниже −10…−15°) слабый снег может выпадать из малооблачного неба.

Дождь — жидкие осадки в виде капель диаметром от 0,5 до 5 мм. Отдельные капли дождя оставляют на поверхности воды след в виде расходящегося круга, а на поверхности сухих предметов — в виде мокрого пятна.

Переохлаждённый дождь — жидкие осадки в виде капель диаметром от 0,5 до 5 мм, выпадающие при отрицательной температуре воздуха (чаще всего 0…−10°, иногда до −15°) — падая на предметы, капли смерзаются и образуется гололёд.

Ледяной дождь — твёрдые осадки, выпадающие при отрицательной температуре воздуха (чаще всего 0…−10°, иногда до −15°) в виде твёрдых прозрачных шариков льда диаметром 1—3 мм. Внутри шариков находится незамёрзшая вода — падая на предметы, шарики разбиваются на скорлупки, вода вытекает и образуется гололёд.

Снег — твёрдые осадки, выпадающие (чаще всего при отрицательной температуре воздуха) в виде снежных кристаллов (снежинок) или хлопьев. При слабом снеге горизонтальная видимость (если нет других явлений — дымки, тумана и т. п.) составляет 4—10 км, при умеренном 1—3 км, при сильном снеге — менее 1000 м (при этом усиление снегопада происходит постепенно, так что значения видимости 1—2 км и менее наблюдаются не ранее чем через час после начала снегопада). В морозную погоду (температура воздуха ниже −10…−15°) слабый снег может выпадать из малооблачного неба. Отдельно отмечается явление мокрый снег — смешанные осадки, выпадающие при положительной температуре воздуха в виде хлопьев тающего снега.

Дождь со снегом — смешанные осадки, выпадающие (чаще всего при положительной температуре воздуха) в виде смеси капель и снежинок. Если дождь со снегом выпадает при отрицательной температуре воздуха, частицы осадков намерзают на предметы и образуется гололёд.

Моросящие осадки

Характеризуются небольшой интенсивностью, монотонностью выпадения без изменения интенсивности; начинаются и прекращаются постепенно. Длительность непрерывного выпадения составляет обычно несколько часов (а иногда 1—2 суток). Выпадают из слоистых облаков или тумана; при этом в большинстве случаев облачность сплошная (10 баллов) и лишь изредка значительная (7—9 баллов, — обычно в начале или конце периода выпадения осадков). Часто сопровождаются ухудшением видимости (дымка, туман).

Морось — жидкие осадки в виде очень мелких капель (диаметром менее 0,5 мм), как бы парящих в воздухе. Сухая поверхность намокает медленно и равномерно. Осаждаясь на поверхность воды не образует на ней расходящихся кругов.

Переохлаждённая морось — жидкие осадки в виде очень мелких капель (диаметром менее 0,5 мм), как бы парящих в воздухе, выпадающие при отрицательной температуре воздуха (чаще всего 0…−10°, иногда до −15°) — оседая на предметы, капли смерзаются и образуется гололёд.

Снежные зёрна — твёрдые осадки в виде мелких непрозрачных белых частиц (палочек, крупинок, зёрен) диаметром менее 2 мм, выпадающие при отрицательной температуре воздуха.

Ливневые осадки

Характеризуются внезапностью начала и конца выпадения, резким изменением интенсивности. Длительность непрерывного выпадения составляет обычно от нескольких минут до 1—2 часов (иногда несколько часов, в тропиках — до 1—2 суток). Нередко сопровождаются грозой и кратковременным усилением ветра (шквалом). Выпадают из кучево-дождевых облаков, при этом количество облаков может быть как значительным (7—10 баллов), так и небольшим (4—6 баллов, а в ряде случаев даже 2—3 балла). Главным признаком осадков ливневого характера является не их высокая интенсивность (ливневые осадки могут быть и слабыми), а именно сам факт выпадения из конвективных (чаще всего кучево-дождевых) облаков, что и определяет колебания интенсивности осадков. В жаркую погоду слабый ливневой дождь может выпадать из мощно-кучевых облаков, а иногда (очень слабый ливневой дождь) — даже из средних кучевых облаков.

Ливневый дождь — дождь ливневого характера.

Ливневый снег — снег ливневого характера. Характеризуется резкими колебаниями горизонтальной видимости от 6—10 км до 2—4 км (а порой до 500—1000 м, в ряде случаев даже 100—200 м) в течение периода времени от нескольких минут до получаса (снежные «заряды»).

Ливневый дождь со снегом — смешанные осадки ливневого характера, выпадающие (чаще всего при положительной температуре воздуха) в виде смеси капель и снежинок. Если ливневой дождь со снегом выпадает при отрицательной температуре воздуха, частицы осадков намерзают на предметы и образуется гололёд.

Снежная крупа — твёрдые осадки ливневого характера, выпадающие при температуре воздуха около нуля° и имеющие вид непрозрачных белых крупинок диаметром 2—5 мм; крупинки хрупкие, легко раздавливаются пальцами. Нередко выпадает перед ливневым снегом или одновременно с ним.

Ледяная крупа — твёрдые осадки ливневого характера, выпадающие при температуре воздуха от −5 до +10° в виде прозрачных (или полупрозрачных) ледяных крупинок диаметром 1—3 мм; в центре крупинок — непрозрачное ядро. Крупинки достаточно твёрдые (раздавливаются пальцами с некоторым усилием), при падении на твёрдую поверхность отскакивают. В ряде случаев крупинки могут быть покрыты водяной плёнкой (или выпадать вместе с капельками воды), и если температура воздуха ниже нуля градусов, то падая на предметы, крупинки смерзаются и образуется гололёд.

Град — твёрдые осадки, выпадающие в тёплое время года (при температуре воздуха выше +10°) в виде кусочков льда различной формы и размеров: обычно диаметр градин составляет 2—5 мм, но в ряде случаев отдельные градины достигают размеров голубиного и даже куриного яйца (тогда град наносит значительные повреждения растительности, поверхностей автомобилей, разбивает оконные стёкла и т. д.). Продолжительность града обычно невелика — от 1—2 до 10—20 минут. В большинстве случаев град сопровождается ливневым дождём и грозой.

Неклассифицированные осадки

Ледяные иглы — твёрдые осадки в виде мельчайших ледяных кристаллов, парящих в воздухе, образующиеся в морозную погоду (температура воздуха ниже −10…−15°). Днём сверкают в свете лучей солнца, ночью — в лучах луны или при свете фонарей. Нередко ледяные иглы образуют в ночное время красивые светящиеся «столбы», идущие от фонарей вверх в небо. Наблюдаются чаще всего при ясном или малооблачном небе, иногда выпадают из перисто-слоистых или перистых облаков.

Золяция — осадки в виде редких и крупных (до 3 см) водяных пузырей. Редкое явление, возникающее во время слабых гроз.

Осадки, образующиеся на поверхности земли и на предметах

Роса — капельки воды, образующиеся на поверхности земли, растениях, предметах, крышах зданий и автомобилей в результате конденсации содержащегося в воздухе водяного пара при положительной температуре воздуха и почвы, малооблачном небе и слабом ветре. Чаще всего наблюдается в ночные и ранние утренние часы, может сопровождаться дымкой или туманом. Обильная роса может вызвать измеримое количество осадков (до 0,5 мм за ночь), стекание на землю воды с крыш.

Иней — белый кристаллический осадок, образующийся на поверхности земли, траве, предметах, крышах зданий и автомобилей, снежном покрове в результате десублимации содержащегося в воздухе водяного пара при отрицательной температуре почвы, малооблачном небе и слабом ветре. Наблюдается в вечерние, ночные и утренние часы, может сопровождаться дымкой или туманом. По сути дела это аналог росы, образующийся при отрицательной температуре. На ветках деревьев, проводах иней отлагается слабо (в отличие от изморози) — на проводе гололёдного станка (диаметр 5 мм) толщина отложения инея не превышает 3 мм.

Кристаллическая изморозь — белый кристаллический осадок, состоящий из мелких тонкоструктурных блестящих частиц льда, образующийся в результате десублимации содержащегося в воздухе водяного пара на ветвях деревьев и проводах в виде пушистых гирлянд (легко осыпающихся при встряхивании). Наблюдается в малооблачную (ясно, или облака верхнего и среднего яруса, или разорванно-слоистые) морозную погоду (температура воздуха ниже −10…−15°), при дымке или тумане (а иногда и без них) при слабом ветре или штиле. Отложение изморози происходит, как правило, в течение нескольких часов ночью, днём она постепенно осыпается под воздействием солнечных лучей, однако в облачную погоду и в тени может сохраняться в течение всего дня. На поверхности предметов, крышах зданий и автомобилей изморозь отлагается очень слабо (в отличие от инея). Впрочем, нередко изморозь сопровождается инеем.

Зернистая изморозь — белый рыхлый снеговидный осадок, образующийся в результате оседания мелких капелек переохлаждённого тумана на ветвях деревьев и проводах в облачную туманную погоду (в любое время суток) при температуре воздуха от нуля до −10° и умеренном или сильном ветре. При укрупнении капель тумана может перейти в гололёд, а при понижении температуры воздуха в сочетании с ослаблением ветра и уменьшением количества облачности в ночное время — в кристаллическую изморозь. Нарастание зернистой изморози продолжается столько, сколько длится туман и ветер (обычно несколько часов, а иногда и несколько суток). Сохранение отложившейся зернистой изморози может продолжаться несколько суток.

Гололёд — слой плотного стекловидного льда (гладкого или слегка бугристого), образующийся на растениях, проводах, предметах, поверхности земли в результате намерзания частиц осадков (переохлаждённой мороси, переохлаждённого дождя, ледяного дождя, ледяной крупы, иногда дождя со снегом) при соприкосновении с поверхностью, имеющей отрицательную температуру. Наблюдается при температуре воздуха чаще всего от нуля до −10° (иногда до −15°), а при резком потеплении (когда земля и предметы ещё сохраняют отрицательную температуру) — при температуре воздуха 0…+3°. Сильно затрудняет передвижение людей, животных, транспорта, может приводить к обрывам проводов и обламыванию ветвей деревьев (а иногда и к массовому падению деревьев и мачт линий электропередач). Нарастание гололёда продолжается столько, сколько длятся переохлаждённые осадки (обычно несколько часов, а иногда при мороси и тумане — несколько суток). Сохранение отложившегося гололёда может продолжаться несколько суток.

Гололедица — слой бугристого льда или обледеневшего снега, образующийся на поверхности земли вследствие замерзания талой воды, когда после оттепели происходит понижение температуры воздуха и почвы (переход к отрицательным значениям температуры). В отличие от гололёда, гололедица наблюдается только на земной поверхности, чаще всего на дорогах, тротуарах и тропинках. Сохранение образовавшейся гололедицы может продолжаться много дней подряд, пока она не будет покрыта сверху свежевыпавшим снежным покровом или не растает полностью в результате интенсивного повышения температуры воздуха и почвы.

Годовой ход осадков, т.е. изменение их количества по месяцам, в разных местах Земли не одинаков. Можно наметить несколько основных типов годового хода осадков и выразить их в виде столбиковых диаграмм.

Экваториальный тип – осадки выпадают довольно равномерно весь год, сухих месяцев нет, лишь после дней равноденствия отмечаются два небольших максимума – в апреле и октябре – и после дней солнцестояния два небольших минимума – в июле и январе.

Муссонный тип – максимум осадков летом, минимум зимой. Свойствен субэкваториальным широтам, а также восточным побережьям материков в субтропических и умеренных широтах. Общее количество осадков при этом постепенно уменьшается от субэкваториального к умеренному поясу.

Средиземноморский тип – максимум осадков зимой, минимум – летом. Наблюдается в субтропических широтах на западных побережьях и внутри материков. Годовое количество осадков постепенно уменьшается к центру континентов.

Континентальный тип осадков умеренных широт – в теплый период осадков в два-три раза больше, чем в холодный. По мере возрастания континентальности климата в центральных областях материков общее количество осадков уменьшается, а разница летних и зимних осадков увеличивается.

Морской тип умеренных широт – осадки распределяются равномерно в течение года с небольшим максимумом в осенне-зимнее время. Их количество больше, чем наблюдается для этого типа.

39 Вопрос. Суточный ход осадков. Годовой ход осадков на разных широтах.

Предполагаемый ответ:

Суточный ход осадков совпадает с суточным ходом облачности. Выделяются два типа суточного хода осадков – континентальный и морской (береговой). Континентальный тип имеет два максимума (в утренние часы и после полудня) и два минимума (ночью и перед полуднем). Морской тип – один максимум (ночью) и один минимум (днем).

Годовой ход осадков различен на разных широтах и даже в пределах одной зоны. Он зависит от количества тепла, термического режима, циркуляции воздуха, удаленности от побережий, характера рельефа.

Годовой ход осадков, т.е. изменение их количества по месяцам, в разных местах Земли не одинаков. Можно наметить несколько основных типов годового хода осадков и выразить их в виде столбиковых диаграмм.

Экваториальный тип – осадки выпадают довольно равномерно весь год, сухих месяцев нет, лишь после дней равноденствия отмечаются два небольших максимума – в апреле и октябре – и после дней солнцестояния два небольших минимума – в июле и январе.

Муссонный тип – максимум осадков летом, минимум зимой. Свойствен субэкваториальным широтам, а также восточным побережьям материков в субтропических и умеренных широтах. Общее количество осадков при этом постепенно уменьшается от субэкваториального к умеренному поясу.

Средиземноморский тип – максимум осадков зимой, минимум – летом. Наблюдается в субтропических широтах на западных побережьях и внутри материков. Годовое количество осадков постепенно уменьшается к центру континентов.

Континентальный тип осадков умеренных широт – в теплый период осадков в два-три раза больше, чем в холодный. По мере возрастания континентальности климата в центральных областях материков общее количество осадков уменьшается, а разница летних и зимних осадков увеличивается.

Морской тип умеренных широт – осадки распределяются равномерно в течение года с небольшим максимумом в осенне-зимнее время. Их количество больше, чем наблюдается для этого типа.

40 Вопрос. Закономерности распределения осадков на Земле. Влияние осадков на дифференциацию географической оболочки.

Предполагаемый ответ:

РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ОСАДКОВ НА ЗЕМЛЕ

Атмосферные осадки на земной поверхности распределяются очень неравномерно. Одни территории страдают от избытка влаги, другие — от ее недостатка. Наибольшее количество атмосферных осадков зарегистрировано в Чер-рапунджи (Индия) — 12 тыс. мм в год, наименьшее —- в Аравийских пустынях, около 25 мм в год. Количество осадков измеряется толщиной слоя в мм, который образовался бы при отсутствии стока, просачивания или испарения воды. Распределение осадков на Земле зависит от целого ряда причин:

а) от размещения поясов высокого и низкого давления. На экваторе и в умеренных широтах, где формируются области низкого давления, осадков выпадает много. В этих областях нагретый от Земли воздух становится легким и поднимается вверх, где он встречается с более холодными слоями атмосферы, охлаждается, и водяной пар превращается в капельки воды и выпадает на Землю в виде осадков. В тропиках (30-е широты) и полярных широтах, где образуются области высокого давления, преобладают нисходящие воздушные токи. Холодный воздух, опускающийся из верхних слоев тропосферы, содержит мало влаги. При опускании он сжимается, нагревается и становится еще суше. Поэтому в областях повышенного давления над тропиками и у полюсов осадков выпадает мало;

б) распределение осадков зависит также и от географической широты. На экваторе и в умеренных широтах выпадает много осадков. Однако земная поверхность на экваторе прогревается больше, чем в умеренных широтах, поэтому восходящие потоки на экваторе значительно мощнее, чем в умеренных широтах, а следовательно, сильнее и обильнее осадки;

в) распределение осадков зависит от положения местности относительно Мирового океана, так как именно оттуда приходит основная доля водяных паров. Например, в Восточной Сибири осадков выпадает меньше, чем на Восточно-Европейской равнине, так как Восточная Сибирь удалена от океанов;

г) распределение осадков зависит от близости местности к океаническим течениям: теплые течения способствуют выпадению осадков на побережьях, а холодные препятствуют. Вдоль западных берегов Южной Америки, Африки и Австралии проходят холодные течения, что привело к формированию пустынь на побережьях; д) распределение осадков зависит также от рельефа. На склонах горных цепей, обращенных к влажным ветрам с океана, влаги выпадает заметно больше, чем на противоположных, — это ясно прослеживается в Кордильерах Америки, на восточных склонах гор Дальнего Востока, на южных отрогах Гималаев. Горы препятствуют движению влажных воздушных масс, а равнина способствует этому.

Наиболее крупные зональные подразделения географической оболочки - географические пояса. Они протягиваются, как правило, в широтном направлении и, по существу, совпадают с климатическими поясами. Географические пояса отличаются друг от друга температурными характеристиками, а также общими особенностями циркуляции атмосферы. На суше выделяются следующие географические пояса:

экваториальный - общий для северного и южного полушарий;

субэкваториальный, тропический, субтропический и умеренный - в каждом полушарии;

субантарктический и антарктический пояса - в южном полушарии.

Аналогичные по названиям пояса выявлены и в Мировом океане. Поясность (зональность) в океане находит свое отражение в изменении от экватора к полюсам свойств поверхностных вод (температуры, солености, прозрачности, интенсивности волнения и других), а также в изменении состава флоры и фауны.

Внутри географических поясов по соотношению тепла и влаги выделяются природные зоны. Названия зон даны по преобладающему в них типу растительности. Например, в субарктическом поясе это зоны тундры и лесотундры; в умеренном - зоны лесов (тайга, смешанные хвойно-широколиственные и широколиственные леса), зоны лесостепей и степей, полупустынь и пустынь.

41 Вопрос. Влажность воздуха. Дефицит влажности. Суточный и годовой ход влажности.

Ответ:

Влажность воздуха — это величина, характеризующая содержание водяных паров в атмосфере Земли — одна из наиболее существенных характеристик погоды и климата.

Влажность воздуха в земной атмосфере колеблется в широких пределах. Так, у земной поверхности содержание водяного пара в воздухе составляет в среднем от 0,2 % по объёму в высоких широтах до 2,5 % в тропиках. Упругость пара в полярных широтах зимой меньше 1 мбар (иногда лишь сотые доли мбар) и летом ниже 5 мбар; в тропиках же она возрастает до 30 мбар, а иногда и больше. В субтропических пустынях упругость пара понижена до 5—10 мбар.

Абсолютная влажность воздуха (f) — это количество водяного пара, фактически содержащегося в 1 м³ воздуха. Определяется как отношение массы содержащегося в воздухе водяного пара к объёму влажного воздуха.

Обычно используемая единица абсолютной влажности — грамм на метр кубический, г/м³

Относительная влажность воздуха (φ) — это отношение его текущей абсолютной влажности к максимальной абсолютной влажности при данной температуре. Она также определяется как отношение парциального давления водяного пара в газе к равновесному давлению насыщенного пара.

Относительная влажность обычно выражается в процентах.

Относительная влажность очень высока в экваториальной зоне (среднегодовая до 85 % и более), а также в полярных широтах и зимой внутри материков средних широт. Летом высокой относительной влажностью характеризуются муссонные районы. Низкие значения относительной влажности наблюдаются в субтропических и тропических пустынях и зимой в муссонных районах (до 50 % и ниже).

С высотой влажность быстро убывает. На высоте 1,5-2 км упругость пара в среднем вдвое меньше, чем у земной поверхности. На тропосферу приходится 99 % водяного пара атмосферы. В среднем над каждым квадратным метром земной поверхности в воздухе содержится 28,5 кг водяного пара.

Дефицит влажности — разность между парциальным давлением насыщенного водяного пара при данной температуре и действительным парциальным давлением водяного пара в воздухе; характеризует условия теплоотдачи испарением влаги с какой-либо поверхности.

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 материка.

42 Вопрос. Причины изменения абсолютной и относительной влажности воздуха на поверхности Земли. Значение влажности воздуха для географических процессов.

Предполагаемый ответ:

Летом в спокойную погоду тенденция изменения абсолютной влажности аналогична ходу изменения температуры, а ход изменения относительной влажности противоположен.

Давление насыщенных паров воды сильно растёт при увеличении температуры . Поэтому при изобарическом (то есть, при постоянном давлении) охлаждении воздуха с постоянной концентрацией пара наступает момент (точка росы), когда пар насыщается. При этом «лишний» пар конденсируется в виде тумана или кристалликов льда. Процессы насыщения и конденсации водяного пара играют огромную роль в физике атмосферы: процессы образования облаков и образование атмосферных фронтов в значительной части определяются процессами насыщения и конденсации, теплота, выделяющаяся при конденсации атмосферного водяного пара обеспечивает энергетический механизм возникновения и развития тропических циклонов (ураганов).

Относительная влажность воздуха — важный экологический показатель среды. При слишком низкой или слишком высокой влажности наблюдается быстрая утомляемость человека, ухудшение восприятия и памяти. Высыхают слизистые оболочки человека, движущиеся поверхности трескаются, образуя микротрещины, куда напрямую проникают вирусы, бактерии, микробы. Низкая относительная влажность (до 5–7 %) в помещениях квартиры, офиса отмечена в регионах с продолжительным стоянием низких отрицательных температур наружного воздуха. Обычно продолжительность до 1–2 недель при температурах ниже минус 20 оС, приводит к высушиванию помещений. Значительным ухудшающим фактором в поддержании относительной влажности является воздухообмен при низких отрицательных температурах. Чем больше воздухообмен в помещениях, тем быстрее в этих помещениях создается низкая (5–7 %) относительная влажность. Наиболее комфортно человек чувствует себя при влажности воздуха: летом — от 60 до 75 %; зимой от 55 до 70 %. В помещениях с паркетом и мебелью, выполненными из натурального дерева, относительная влажность должна составлять от 50 до 60 %.

Замечено, что при длительных морозах редко возникают заболевания гриппом и ОРЗ, но когда морозы спадают — люди, пережившие эти холода, заболевают, причём в первую продолжительную (до недели) оттепель.

Продукты питания, строительные материалы и даже многие электронные компоненты допускается хранить в строго определённом диапазоне относительной влажности воздуха. Многие технологические процессы возможны только при строгом контроле содержания паров воды в воздухе производственного помещения.

Влажность воздуха в помещении можно изменять.

Для повышения влажности применяются увлажнители воздуха.

Функции осушения (понижения влажности) воздуха реализованы в большинстве кондиционеров и в виде отдельных приборов — осушителей воздуха.

43 Вопрос. Конденсация и сублимация влаги, их географическое значение.

Предполагаемый ответ:

Конденсация и сублимация. 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— 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 т. п.) 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°.

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.

Водяные облака состоят из капелек воды. При отрицательной температуре капельки в облаке переохлаждены (до —30°С). Радиус капелек чаще всего от 2 до 7 мк, редко до 100 мк. В 1 см3 водяного облака — несколько сотен капелек.

Ледяные облака состоят из кристалликов льда.

Смешанные содержат одновременно капельки воды разных размеров и кристаллики льда. В теплое время года водяные облака возникают главным образом в нижних слоях тропосферы, смешанные — в средних, ледяные — в верхних. В основу современной международной классификации облаков положено их разделение по высоте и внешнему виду.

44 Вопрос. Испарение и испаряемость, их географическое значение.

Предполагаемый ответ:

Испарение и испаряемость. Водяной пар попадает в атмосферу посредством испарения с подстилающей поверхности (физическое испарение) и транспирации. Процесс физического испарения заключается в преодолении быстро движущимися молекулами воды сил сцепления, в отрыве их от поверхности и переходе в атмосферу. Чем выше температура испаряющей поверхности, тем быстрее движение молекул и тем больше их попадает в атмосферу.

При насыщении воздуха водяным паром процесс испарения прекращается.

Процесс испарения требует затрат тепла: на испарение 1 г воды требуется 597 кал, на испарение 1 г льда на 80 кал больше. В результате температура испаряющейся поверхности понижается.

Испарение с Океана на всех широтах значительно больше, чем испарение с суши. Максимальная величина его для Океана достигает 3000 см в год. В тропических широтах годовые суммы испарения с поверхности Океана наибольшие и в течение года оно меняется мало. В умеренных широтах максимальное испарение с Океана — зимой, в полярных широтах — летом. Максимальные величины испарения с поверхности суши составляют 1000 мм. Его различия по широтам определяются радиационным балансом и увлажнением. В общем в направлении от экватора к полюсам в соответствии с понижением температуры испарение уменьшается.

В случае отсутствия достаточного количества влаги на испаряющей поверхности испарение не может быть большим даже при высокой температуре и огромном дефиците влажности. Возможное испарение — испаряемость — в этом случае очень велико. Над водной поверхностью испарение и испаряемость совпадают. Над сушей испарение может быть значительно меньше испаряемости. Испаряемость характеризует, величину возможного испарения с суши при достаточном увлажнении. Суточный и годовой ход влажности воздуха. Влажность воздуха постоянно изменяется в связи с изменениями температуры испаряющей поверхности и воздуха, соотношения процессов испарения и конденсации, переноса влаги.

Суточный ход абсолютной влажности воздуха 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. Его можно наблюдать над Океаном, а зимой и осенью— над сушей. Двойной ход имеет два максимума и два минимума и характерен для суши. Утренний минимум перед восходом Солнца объясняется очень слабым испарением (или даже его отсутствием) в ночные часы. С увеличением прихода лучистой энергии Солнца испарение растет, абсолютная влажность достигает максимума около 9 час. В результате развивающаяся конвекция — перенос влаги в более верхние слои — происходит быстрее, чем поступление ее в воздух с испаряющей поверхности, поэтому около 16 час возникает второй минимум. К вечеру конвекция прекращается, а испарение с нагретой днем поверхности еще достаточно интенсивно и в нижних слоях воздуха накапливается влага, создавая около 20—21 часа второй (вечерний) максимум.

Годовой ход абсолютной влажности также соответствует годовому ходу температуры. Летом абсолютная влажность наибольшая, зимой — наименьшая. Суточный и годовой ход относительной влажности почти всюду противоположен ходу температуры, так как максимальное влагосодержание с повышением температуры растет быстрее абсолютной влажности.

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. Исключение составляют области, в которых летом дуют влажные ветры с моря, а зимой — сухие с материка.

45 Вопрос. Коэффициент увлажнения и его использование для характеристики увлажнения территории.

Предполагаемый ответ:

Коэффициент увлажнения — соотношение между количеством выпадающих атмосферных осадков за год или другое время и испаряемостью определенной территории. Коэффициент увлажнения является показателем соотношением тепла и влаги.

Обычно различают зону избыточного увлажнения, где К больше 1, например, в тундролесьях и тайге К = 1,5; зону неустойчивого увлажнения — в лесостепи 0,6-1,0; зону недостаточного увлажнения — в полупустыне 0,1-0,3, а в пустыне меньше 0,1.

Количество осадков еще не дает полного представления об обеспеченности территории влагой, так как часть атмосферных осадков испаряется с поверхности, а другая часть просачивается в почву.

При различных температурах с поверхности испаряется различное количество влаги. Количество влаги, которое может испаряться с водной поверхности при данной температуре, называется испаряемостью. Она измеряется в миллиметрах слоя испарившейся воды. Испаряемость характеризует возможное испарение. Фактическое же испарение не может быть больше годовой суммы осадков. Поэтому в пустынях Средней Азии оно составляет не более 150-200 мм в год, хотя испаряемость здесь в 6-12 раз выше. К северу испарение возрастает, достигая 450 мм в южной части тайги Западной Сибири и 500-550 мм в смешанных и широколиственных лесах Русской равнины. Далее к северу от этой полосы испарение вновь уменьшается до 100-150 мм в прибрежных тундрах. В северной части страны испарение ограничивается не количеством осадков, как в пустынях, а величиной испаряемости.

Для характеристики обеспеченности территории влагой используется коэффициент увлажнения — отношение годовой суммы осадков к испаряемости за этот же период.

Чем меньше коэффициент увлажнения, тем суше климат. Близ северной границы лесостепной зоны количество осадков примерно равно годовой испаряемости. Коэффициент увлажнения здесь близок к единице. Такое увлажнение считается достаточным. Увлажнение лесостепной зоны и южной части зоны смешанных лесов колеблется от года к году в сторону то увеличения, то понижения, поэтому оно неустойчивое. При коэффициенте увлажнения меньше единицы увлажнение считается недостаточным (степная зона). В северной части страны (тайга, тундра) количество осадков превышает испаряемость. Коэффициент увлажнения здесь больше единицы. Такое увлажнение называют избыточным.

Коэффициент увлажнения выражает соотношение тепла и влаги на той или иной территории и является одним из важных климатических показателей, так как определяет направление и интенсивность большинства природных процессов.

В районах избыточного увлажнения много рек, озер, болот. В преобразовании рельефа преобладает эрозия. Широко распространены луга и леса.

Высокие годовые значения коэффициента увлажнения (1,75-2,4) характерны для горных территорий с абсолютными отметками поверхности 800-1200 м. Эти и другие, более высокогорные, районы находятся в условиях избыточного увлажнения с положительным балансом влаги, избыток которой составляет 100 - 500 мм в год и более. Минимальные значения коэффициента увлажнения от 0,35 до 0,6 свойственны степной зоне, подавляющая часть поверхности которой расположена на отметках менее 600 м абс. высоты. Баланс влаги здесь отрицателен и характеризуется дефицитом от 200 до 450 мм и более, а территория, в целом - недостаточным увлажнением, типичным для полуаридного и даже аридного климата. Основной период испарения влаги длится с марта по октябрь, а ее максимальная интенсивность приходится на наиболее жаркие месяцы (июнь — август). Наименьшие значения коэффициента увлажнения наблюдаются именно в эти месяцы. Нетрудно заметить, что величина избыточного увлажнения горных территорий сопоставима, а в некоторых случаях и превышает суммарное количество атмосферных осадков степной зоны.

46 Вопрос. Снежный покров и его характеристики.

Предполагаемый ответ:

Сне́жный покро́в — слой снега на поверхности Земли, образовавшийся в результате снегопадов и метелей.

Снежный покров наблюдается по установленным стационарно (постоянным) рейкам и с помощью снегосъемок. Информация, полученная этими двумя способами, различается и используется в разных целях. Результаты снегосъемок прежде всего необходимы гидрологам, а также проектировщикам при выборе места строительства. Для нагрузочных расчетов и в исследованиях климатических изменений чаще используются данные постоянных реек.

Климатические характеристики плотности и запаса воды в снежном покрове обычно определяют по данным снегосъемок, а характеристики высоты снежного покрова - по постоянной рейке и по снегосъемкам. Число дней со снежным покровом, даты появления, схода, образования и разрушения снежного покрова, средние квадратические отклонения высоты, числа дней, дат появления и схода снежного покрова - только по постоянной рейке.

Особое положение в смысле метода ее получения занимает такая характеристика, как максимальный прирост (средний и абсолютный) снега за сутки. Она может быть определена из результатов наблюдений за высотой снежного покрова, а также по данным об осадках.

Для характеристики высоты снежного покрова вычисляют средние ее значения не по месяцам, а по декадам зимних месяцев. Эти величины в начале и конце зимы рассчитываются только в том случае, когда снежный покров наблюдался более чем в 50% зим. Среднюю величину за декаду получают делением суммарной высоты на все число лет выбранного периода независимо от наличия снега в эту декаду. Если же снег наблюдался менее чем в 50 % зим, то среднюю за данную декаду не вычисляют. Принято при этом ставить в таблицах условный значок (•). Следует иметь в виду, что начиная с 1977 года в месячных выводах таблицы ТМ-1 и, следовательно, в ежемесячниках приводится не средняя декадная высота снежного покрова, а высота его на последний день декады. Поэтому начиная с этого года среднюю многолетнюю высоту следует вычислять, используя имеющиеся в ТМ-1 суммы высот за декады.

Средние многолетние значения высоты снежного покрова по снегосъемкам вычисляют так же, как и по постоянным рейкам. Поскольку ряд наблюдений по снегосъемкам короче (снегосъемки начаты в 1936 году), при его обработке полезно сравнивать некоторые результаты с данными, полученными по постоянной рейке. Так проверяются данные о высоте снежного покрова для крайних декад и декад внутри зимы с отсутствием снега в некоторые зимы. Если при снегосъемке снега в декаде не зафиксировано (в таблицах стоит прочерк), а по показаниям постоянной рейки он наблюдался, то этот год не следует включать в подсчеты.

Наибольшие и наименьшие декадные высоты снежного покрова по месяцам определяются по данным постоянной рейки, наибольшие и наименьшие высоты за зиму вычисляются для обоих способов наблюдения. Как правило, результаты различаются между собой, хотя и не слишком сильно.

Средние значения плотности снежного покрова (кг/м3) и запаса воды в снеге, в отличие от аналогичных значений высоты снежного покрова, вычисляются только по данным тех лет, когда снежный покров образовывался. Плотность снежного покрова начинают измерять лишь тогда, когда его высота достигает 5 см, поэтому весной и осенью крайние декады, для которых указывается высота снега и плотность снега, могут не совпадать, то есть период, за который приводится плотность снега, оказывается короче периода с указанием высоты снежного покрова.

Кроме средней плотности, вычисляют среднюю плотность при наибольшей декадной высоте снежного покрова и при наибольшем запасе воды в снежном покрове. Для получения этих характеристик плотности за каждый год выбирается значение плотности в ту из декад, когда высота снежного покрова или запас воды в снеге были наибольшими. Эти декады обычно различаются в разные годы. Таким образом осредняются данные плотности для разных декад.

По запасу воды в снеге наряду со средним определяется еще и среднее из наибольших значение. Характеристики продолжительности залегания снежного покрова (число дней со снегом, даты появления, схода и образования, разрушения устойчивого снежного покрова), строго говоря, следовало бы получать так же, как аналогичные характеристики температуры воздуха по графикам ступенчатого тренда. Однако исторически установились некоторые условные критерии для определения этих дат, которые и используют в практике климатологической обработки. В соответствии с методикой ГГО приняты следующие критерии:

- устойчивым считают такой снежный покров, который лежит не менее месяца с перерывами не более 3 дней подряд или вразбивку, перерыву в один день в начале зимы предшествует залегание снежного покрова не менее 5 дней, а перерыву в 2-3 дня - не менее 10 дней;

- если в конце зимы, не более чем через 3 дня после схода снежного покрова, вновь образуется снежный покров, который лежит не менее 10 дней, такое залегание снежного покрова считается непрерывным:

- если за зиму имеется несколько периодов с устойчивым снежным покровом, разделенных по времени не более чем на 5 дней один от другого, то период от первого дня с устойчивым снежным покровом до последнего дня за зиму с таким покровом считается одним периодом с устойчивым снежным покровом;

- средние многолетние даты образования и разрушения снежного покрова вычисляются только в том случае, когда число зим со снежным покровом составляет более 50 % всех зим и лишь за зимы, когда был только один период с устойчивым снежным покровом;

- при отсутствии снежного покрова хотя бы в одну из зим выбираются только две крайние даты - самого раннего появления и самого позднего схода снежного покрова, даты же самого позднего появления и самого раннего схода не определяются (аналогично и по устойчивому снежному покрову).

47 Вопрос. Образование снежного покрова и влияние на географические процессы.

Предполагаемый ответ: