4.Выделяют три главных климатообразующих фактора и факторы, влияющие на климат. Главные факторы — это факторы, определяющие климат в любой точке земного шара. К ним относятся: солнечная радиация, циркуляция атмосферы и рельеф местности. Солнечная радиация — фактор, определяющий поступление солнечной энергии на те или иные участки земной поверхности. Количество тепла обусловливается геграфической широтой. От количества тепла напрямую зависят все жизненные процессы на Земле, а также другие показатели климата — давление, облачность, осадки, циркуляция атмосферы и т.д. Циркуляция атмосферы — фактор, предопределяющий движение воздушных масс как по вертикали, так и по земной поверхности. Благодаря этому осуществляется межширотный обмен воздуха, а также перераспределение его от поверхности в верхние слои атмосферы и наоборот. Воздушные массы переносят облака, что определяет осадки; они в значительной мере перераспределяют давление, температуру и влажность воздуха, образуют ветры. Рельеф — фактор, качественно изменяющий влияние двух первых климатообразующих факторов. Горные поднятия и хребты имеют специфический температурный режим и режим осадков в зависимости от экспозиции, ориентации склонов и высоты хребтов. Они могут отражать большое количество солнечной энергии, создавать обширные затененные горные районы, а наиболее высокие вершины, удаленные от равнины на тысячи метров, солнечной энергии получают меньше и нередко покрыты льдами и снежниками в течение года. Горы служат механическими преградами на пути движения воздушных масс и фронтов, в ряде случаев являются границами климатических областей, иногда изменяют характер атмосферы или исключают возможность обмена воздухом. На поверхности Земли немало районов, где благодаря этому выпадает или очень много осадков, или их недостаточно. Так, сухость Центральной Азии объясняется тем, что по ее окраинам возвышаются мощные горные системы. В горах климатические условия меняются с изменением высоты: с ее увеличением понижается температура воздуха, атмосферное давление падает, влажность убывает, количество осадков возрастает до определенной высоты, а затем уменьшается, ветер сложно меняется по скорости и направлению, изменяются и другие показатели климата. Все это позволяет выделить специфические для гор высотные климатические пояса. Влияние равнинных поверхностей суши и поверхности Мирового океана сказывается в том, что они практически не искажают прямого воздействия двух первых климатообразующих факторов, получая соответствующее широте количество тепла и не искажая направления и скорости движения воздушных масс. Кроме главных существуют факторы, оказывающие существенное влияние на климат в определенных (зачастую обширных) районах. В частности, распределение суши и моря и удаленность территории от морей и океанов. Суша и море нагреваются и охлаждаются по-разному. Морские воздушные массы существенно отличаются от континентальных, но при продвижении в глубь материков они изменяют свои свойства. Поэтому на одной и той же широте наблюдаются значительные различия в температурном режиме и распределении осадков. Так, на параллели 60° с.ш. средняя температура января в Атлантике 0°, в Санкт-Петербурге уже -8°, в Приуралье -14°, на Енисее -30°, а на Лене -40°С. Количество осадков уменьшается в этом же направлении: в прибрежных районах Норвегии их выпадает свыше 1000 мм, в Европейской части России — около 500 мм, в Восточной Сибири — около 300 мм в год. Различны и другие показатели климата. Эти различия между прибрежным и внутриконтинентальным климатом позволяют выделить два подтипа климатов: морской и континентальный (иногда выделяют промежуточный подтип — переходный от морского к континентальному).

6. Подстилающая поверхность как фактор климатообразования обнаруживается в распределении суши и океана. Контраст между морем и сушей проявляется как основной для большинства элементов климата. Поверхности суши и воды обладают разной способностью к поглощению, сохранению и отдаче тепла; испарению влаги и т.п. Различают морские и континентальные климаты. Континентальный климат характерен для внутренних областей Евразии и отличается от морского большей годовой и суточной амплитудой температуры воздуха, меньшей облачностью, относительно небольшим количеством осадков, большей запыленностью атмосферы. Морской климат формируется в условиях преобладающего влияния на атмосферу океанических пространств. Распространен над теми частями материков, которые находятся под сильным воздействием Вм океанического происхождения (например, над Западной Европой). Морской климат отличается сравнительно небольшими колебаниями температуры и значительным влагосодержанием воздуха, прохладным летом и мягкой зимой (в умеренных широтах), большей облачностью, вызванной интенсивной циклонической деятельностью, сильными ветрами.

Распределение суши и моря особенно большую роль играет в формировании климатов северных материков, расположенных большей частью в тех широтах, где количество тепла сильно изменяется по сезонам. С западными ветрами Вм, сформировавшиеся над океанами, проникают на территорию континентов. Летом они несколько понижают температуру прибрежных районов, но довольно быстро прогреваются над теплой поверхностью земли. Зимой теплый и влажный мУВ в циклонах проникает в глубь суши, температуры зимних месяцев на западе континентов оказываются аномально высокими и убывают при движении на восток. Западные побережья Северной Америки и Евразии получают зимой большое количество осадков.

Климаты восточных окраин Северной Америки и Евразии также формируются под сильным влиянием океанов. Неравномерное нагревание воды и суши в условиях большой разницы температур зимнего и летнего сезонов способствует возникновению муссонной циркуляции. Восточная Азия является классической областью муссонов. Муссон – ветер, дважды в год меняющий свое направление из-за разницы давления над сушей и океаном. Летние влажные (океанические) муссоны обычно направлены с океана на сушу, зимние (континентальные) муссоны – с суши на океан. Именно на восточных побережьях Евразии соседствует самый крупный материк со своеобразным «ячеистым» рельефом и самый обширный океан, и это соседство определяет резкую смену барического поля и направления воздушных потоков по сезонам.

Большое климатообразующее значение для Северной Америки имеет Гудзонов и Мексиканский заливы. Гудзонов залив, который называют «мешком со льдом», глубоко вдается в континент на севере (почти до 55⁰ с.ш.). От Мексиканского залива, одного из самых теплых на Земле (даже зимой температура поверхностных вод у берегов Северной Америки – +18+20⁰С), его отделяет расстояние менее 2500 км. Вм, которые формируются над этими водными поверхностями, обладают резко различающимися свойствами. При их контакте образуются весьма активные фронтальные зоны.

Подстилающая поверхность, как фактор климатообразования, это и характер морских течений у берегов материков. Большое значение для формирования климатов Южных материков имеет влияние омывающих их океанов, где имеются сходные системы циркуляции водных масс. В тропических широтах вдоль западных берегов всех трех континентов проходят холодные течения: Перуанское, Бенгельское, Канарское, Западно-Австралийское, а вдоль восточных – теплые: Гвианское, Бразильское, Мозамбикское, Игольного мыса, Восточно-Австралийское.

Холодные течения способствуют тому, что Вм, перемещающиеся по восточной периферии субтропических максимумов из высоких широт в низкие, долго сохраняют свои свойства и в них развивается мощный инверсионный слой (слой пониженных температур в приземном слое), который препятствует конвекции. Вдоль западных берегов материков формируется полоса аридного тропического климата. Над теплыми течениями у восточных побережий материков воздух из низких широт и без того насыщенный влагой, получает дополнительные порции водяного пара, становится неустойчиво стратифицированным, и приподнятые восточные окраины всех трех тропических материков получают довольно много осадков.

Теплое Северо-Атлантическое течение за год отдает берегам Британии и Скандинавии от 20 до 40 ккал/см², что составляет 1/2 – 1/3 годовых значений суммарной солнечной радиации.

7. Современные представления о климате океана — это следствие обобщения метеорологических наблюдений на береговых, островных, автоматических станциях в открытом океане, на торговых и экспедиционных кораблях, а также изучение информации из метеорологических спутников.

Известный климатолог Б. Алисов, рассматривая физические характеристики воздушных масс и их перемещения на протяжении года, выделил семь основных и шесть промежуточных климатических поясов, а в каждом поясе — четыре типа климатов: морской и континентальный, восточного и западного побережья континентов.

Поглощение солнечной энергии системой океан-атмосфера

Климат над океаном формируется за счет солнечной энергии, которая поглощается системой «океан-атмосфера». Величина поглощенной солнечной радиации уменьшается от экватора к полюсам от 250 ккал/см² до 50-55 ккал/см². Из этого количества радиации 25 % потребляется атмосферой и 75 % океаном. Тратится она на поддержание температурного режима океанических вод и атмосферы, на испарение из поверхности моря, на весь цикл планетарного водообмена и циркуляции атмосферы и океана.

Зональному распределению солнечной радиации отвечает зональное распределение температуры воды, то есть ее постепенное снижение от экватора к полюсам. Зональность температурного поля особенно четко сказывается в центральных и южных частях Тихого и Индийского океанов, где атмосфера и океан меньше поддаются механическому и тепловому влиянию материков

Как уже отмечалось, одной из особенностей морского климата есть небольшие амплитуды колебания годовых и суточных температур. В экваториальной зоне годовая амплитуда 1-2 °С, в субэкваториальных 2- 4 °С, в умеренной 5-7 °С. Незначительные годовые амплитуды предопределены большой теплоемкостью и конвекционным перемещением океанических вод. Так же влияет на них и горизонтальный теплообмен, который способствует выравниванию сезонных колебаний температуры.

С разной интенсивностью нагревания земной поверхности связано пространственное изменение атмосферного давления, а также образование разных течений. С ними переносится значительно больше тепла, чем атмосферой.

В полярных районах поверхность постоянно охлаждается. Воздух оседает, и создается высокое давление. Если бы Земля не вращалась, то схема циркуляции была бы простою: холодный воздух двигался бы над поверхностью от полюсов к экватору, а наверху теплое перемещалось бы от экватора к полюсам. Но густой и тяжелый арктический или антарктический воздух стекает в умеренные широты, образовывая под действием силы Кориолиса восточные ветры. Интенсивность их вторжения на протяжении года изменяется.

Над тропическими широтами обоих полушарий воздух также оседает и, накапливаясь, вызывает высокое давление. Растекаясь во все стороны, те воздушные массы, которые двигаются к экватору, создают пассаты, а те, что к полюсам, — западные ветры. Пассаты обоих полушарий, встречаясь, угасают и создают вдоль экватора зону уюта.

Теплый воздух над экватором в условиях низкого атмосферного давления вбирает из поверхности океана и поднимает около 80 процентов влаги от общего испарения на земной поверхности. Во время поднятия воздуха водяной пар конденсируется, образовывая мощные кучевые тучи высотой 10 км и больше, из которых выпадают ливни с грозами или долговременные дожди. Экваториальная зона — это зона, где ежегодно бывает свыше 4000 мм осадков.

На широтах 30-40° воздух опускается и нагревается, поэтому его относительная влажность уменьшается. Эта зона бедна на осадки, здесь их всего100-200 мм в год. На суше в этой зоне размещаются пустыни.

В умеренных широтах арктические или тропические воздушные массы трансформируются. Но иногда они надолго сохраняют свои свойства, особенно во время меридиональной циркуляции. На грани теплых и холодных воздушных масс возникают атмосферные фронты, на которых зарождаются циклоны. С циклонами связана облачная дождливая погода, потому в умеренных широтах бывают больше осадков, чем в полярных и субтропических районах, но меньше, чем на экваторе.

Рядом с тепловым обменом особенное значение имеет обмен газами: кислородом, углекислым газом, азотом и др.

Растворенным кислородом насыщена вся толща воды Мирового океана, кроме глубоководных слоев внутриматериковых морей, например Черного. Всего в Мировом океане растворено 7480 миллиардов тонн кислорода. За год океан вбирает из атмосферы 54,85 миллиардов тонн, а выделяет 61,35 миллиардов тонн. Следовательно, в атмосферу ежегодно приходит из океана 6,5 миллиардов тонн кислорода, в основном в тропических широтах.

В океане растворено углекислого газа в 6 раз больше, чем в атмосфере, откуда он приходит. Наибольшая концентрация углекислого газа — в высоких широтах и в придонных горизонтах холодных вод, где он лучше растворяется. В ходе интенсивного биохимического процесса благодаря углекислому газу образуются органические соединения, а на их базе формируется своеобразная пищевая пирамида; из донных органогенных отложений образуются углеводородные полезные ископаемые.

Зоопланктон в процессе своей жизни потребляет углекислый газ для создания известняковых скелетов, панцирей. Скелетные остатки зоопланктона образуют преимущественно твердые известняковые отложения, наиболее распространенные в экваториально-тропических широтах. Именно этот процесс потребления и выпадения карбонатов на дно поддерживает динамическое равновесие углекислоты в системе «океан — атмосфера».

9.Местные особенности климата͵ обусловленные неоднородностью строения подстилающей поверхности и существенно меняющиеся на небольших расстояниях, называют микроклиматом.

Поверхность, воспринимающую и отдающую энергию, являющую­ся источником температурных колебаний прилегающих слоев воздуха и почвы, А.И.Воейков назвал внешней деятельной поверхностью. Процессы поглощения и излучения радиации, испарения и теплообме­на происходят не только на поверхности, но всœегда охватывают слой различной толщины. Выделяют также деятельный слой земной поверх­ности, в котором практически полностью усваивается вся поглощенная радиация.

В географическом районе с одним и тем же типом климата могут наблюдаться различные варианты микроклимата: леса, поляны, холмов, долин, озер, болот, города.

Наряду с понятием “микроклимат” существует понятие "мезоклимат" как промежуточное звено между макроклиматом и микроклиматом.

Б.Н. Романовой были предложены критерии разделœения мезо- и микроклимата͵ представленные в таблице 9.1.

Мезоклиматические особенности формируются под действием как макромасштабных, так и мезомасштабных неоднородностей достаточ­но большой площади. К макромасштабным неоднородностям относятся горный рельеф, океаны, моря, а мезомасштабные характеризуют холмистый рельеф, реки, озера, пестроту почвенно-растительного по­крова, большие горо

10.Каким будет климат? Одни считают, что на планете будет похолодание. Конец XIX и XX столетие - это передышка, подобная той, какая была в средние века. После потепления температура вновь понизится и наступит новый ледниковый период. Другие говорят, что температуры будут непрерывно повышаться. Наступят если не мезозойские погоды, когда отсутствовали какие-либо сезонные колебания температур, то во всяком случае условия, близкие к климатическому оптимуму. Спорам нет конца. Чему же верить?

Не так просто ответить на поставленный вопрос. Одни учитывают в своих прогнозах данные инструментальных наблюдений. Но ведь для прогноза это весьма мало. Да и выводы получаются очень шаткими. Другие оперируют тенденциями и закономерностями, выведенными при изучении климатов Земли за более длительный отрезок времени. Но и этого недостаточно. При любых прогнозах надо учитывать хозяйственную деятельность современного человека, тогда они будут более достоверными.

В результате хозяйственной деятельности человека в атмосферу во все возрастающем количестве поступает углекислый газ, создающий тепличный, оранжерейный эффект; пары воды и различные термодинамически активные примеси (фреоны, фтористые, бромистые, хлористые и сернистые соединения и окислы азота). Окислы азота и фреоны вступают в химические реакции с озоном, разрушают преграду, благодаря которой существует на Земле не только человечество, но и все живое. Хорошо известно, что озоновый экран препятствует проникновению ультрафиолетового излучения, которое пагубно воздействует на живой организм. Одни термодинамически активные примеси отражают солнечную радиацию, а другие, наоборот, усиленно ее поглощают. В таком случае поток солнечной радиации, направленный к земной поверхности, сильно меняется.

Уже сейчас в крупных городах и промышленных центрах повышена тепловая радиация. В ближайшем будущем этот процесс усилится. Тепловые выбросы, в настоящее время оказывающие влияние на погоду, в будущем будут интенсивнее воздействовать на климат.

Установлено, что в земной атмосфере прогрессивно снижается количество углекислого газа. В течение всей геологической истории содержание этого газа в атмосфере довольно сильно менялось. Было время, когда углекислого газа в атмосфере было в 15-20 раз больше, чем в настоящее время. Оказалось, температуры на Земле в это время тоже были высокими. Но стоило количеству углекислоты в атмосфере снизиться, как температуры понижались. Прогрессивное снижение углекислого газа в атмосфере началось около 30 млн. лет назад и продолжается ныне. Расчеты показывают, что уменьшение атмосферной углекислоты будет происходить и в будущем.

В результате снижения количества углекислого газа произойдет новое сильнейшее похолодание, наступит оледенение. Это может случиться через несколько сотен тысяч лет.

Снижение концентрации атмосферной углекислоты будет сопровождаться постепенным сокращением продуктивности автотрофных растений и общей биомассы живых организмов на Земле. В связи с расширением площади покровных ледников в высоких широтах и возникновением внутриматериковых ледниковых центров резко сократятся ареалы животных и растений.

11.

Газ	Содержание в сухом воздухе, %
N2	азот	78,08
О2	кислород	20,95
Аr	аргон	0,93
СО2	углекислый газ	0,03
Ne	неон	0,0018
Не	гелий	0,0005
Кr	криптон	0,0001
Н2	водород	0,00005
Х	ксенон	0,000009

В высоких слоях атмосферы состав воздуха меняется под воздействием жесткого излучения Солнца, которое приводит к распаду (диссоциации) молекул кислорода на атомы. Атомарный кислород является основным компонентом высоких слоев атмосферы. Наконец, в наиболее удаленных от поверхности Земли слоях атмосферы главными компонентами становятся самые легкие газы – водород и гелий. В верхних слоях атмосферы обнаружено новое соединение – гидроксил (ОН). Наличие этого соединения объясняет образование водяного пара на больших высотах в атмосфере. Поскольку основная масса вещества сосредоточена на расстоянии 20 км от поверхности Земли, то изменения состава воздуха с высотой не оказывают заметного влияния на общий состав атмосферы.

Важнейшими компонентами атмосферы являются озон и углекислый газ. Озон – трехатомный кислород (О₃), присутствующий в атмосфере от поверхности Земли до высоты 70 км. В приземных слоях воздуха он образуется, в основном, под влиянием атмосферного электричества и в процессе окисления органического веществ, а в более высоких слоях атмосферы (стратосфере) – в результате воздействия ультрафиолетовой радиации Солнца на молекулу кислорода. Основная масса озона находится в стратосфере (по этой причине стратосферу довольно часто называют озоносферой). Слой максимальной концентрации озона на высоте 20-25 км получил название озонового экрана. В целом, озоновый слой поглощает около 13 % солнечной энергии. Снижение концентрации озона, над определенными районами получило название «озоновых дыр».

Углекислый газ вместе с водяным паром вызывает парниковый эффект атмосферы. Парниковый эффект – нагрев внутренних слоев атмосферы, объясняющийся способностью атмосферы пропускать коротковолновое излучение Солнца и не выпускать длинноволновое излучение Земли. Если бы углекислого газа в атмосфере было бы в два раза больше, средняя температура Земли достигла бы 18⁰ С, сейчас она равна 14-15⁰ С.

Общий вес газов атмосферы составляет приблизительно 4,5·10¹⁵ т. Таким образом, «вес» атмосферы, приходящийся на единицу площади, или атмосферное давление, составляет на уровне моря примерно 10,3 т/м².

В воздухе много твердых частиц, диаметр которых составляет доли микрона. Они являются ядрами конденсации. Без них было бы невозможно образование туманов, облаков, выпадение осадков. С твердыми частицами в атмосфере связаны многие оптические и атмосферные явления. Пути поступления их в атмосферу различны: вулканический пепел, дым при сжигании топлива, пыльца растений, микроорганизмы. В последнее время ядрами конденсации служат промышленные выбросы, продукты радиоактивного распада.

Важной составной частью атмосферы является водяной пар, количество его во влажных экваториальных лесах достигает 4%, в полярных районах снижается до 0,2%. Водяной пар поступает в атмосферу вследствие испарения с поверхности почвы и водоемов, а также транспирации влаги растениями. Водяной пар является парниковым газом, вместе с углекислым газом он удерживает большую часть длинноволнового излучения Земли, предохраняя планету от охлаждения.

Атмосфера не является идеальным изолятором; она обладает способностью проводить электричество благодаря воздействию ионизаторов – ультрафиолетового излучения Солнца, космических лучей, излучения радиоактивных веществ. Максимальная электрическая проводимость наблюдается на высоте 100-150 км. В результате совокупного действия ионов атмосферы и заряда земной поверхности создается электрическое поле атмосферы. По отношению к земной поверхности атмосфера заряжена положительно. Выделяют нейтросферу – слой с нейтральным составом (до 80 км) и ионосферу– ионизированный слой.

Различают несколько основных слоев атмосферы. Нижний, прилегающий к земной поверхности, называется тропосферой (высота 8-10 км у полюсов, 12 км в умеренных широтах и 16-18 км – над экватором). Температура воздуха с высотой постепенно понижается – в среднем на 0,6º С на каждые 100 м подъема, что заметно проявляется не только в горных районах, но и на возвышенностях Беларуси.

В тропосфере содержится до 80% всей массы воздуха, основное количество атмосферных примесей и практически весь водяной пар. Именно в этой части атмосферы на высоте 10-12 км образуются облака, возникают грозы, дожди и другие физические процессы, формирующие погоду и определяющие климатические условия в разных областях нашей планеты. Нижний слой тропосферы, примыкающий непосредственно к земной поверхности называют приземным слоем.

Влияние земной поверхности простирается приблизительно до высоты 20 км, а далее нагревание воздуха происходит непосредственно Солнцем. Таким образом, граница ГО, лежащая на высоте 20-25 км, определяется, в том числе, и тепловым воздействием земной поверхности. На этой высоте исчезают широтные различия в температуре воздуха, и географическая зональность размывается.

Выше начинается стратосфера, которая простирается до высоты 50-55 км от поверхности океана или суши. Этот слой атмосферы значительно разрежен, количество кислорода и азота уменьшается, а водорода, гелия и других легких газов увеличивается. Образующийся здесь озоновый слой поглощает ультрафиолетовую радиацию и сильно влияет на тепловые условия поверхности Земли и физические процессы в тропосфере. В нижней части стратосферы температура воздуха постоянна, здесь располагается изотермический слой. Начиная с высоты 22 км, температура воздуха повышается, на верхней границе стратосферы она достигает 0⁰ С (повышение температуры объясняется наличием здесь озона, поглощающего солнечную радиацию). В стратосфере происходят интенсивные горизонтальные перемещения воздуха. Скорость воздушных потоков достигает 300-400 км/ч. В стратосфере содержится менее 20% воздуха атмосферы.

На высоте 55-80 км находится мезосфера (в этом слое температура воздуха с высотой уменьшается и вблизи верхней границы падает до –80⁰ С), между 80-800 км расположена термосфера, в составе которой преобладают гелий и водород (температура воздуха быстро растет с высотой и достигает 1000⁰ С на высоте 800 км). Мезосфера и термосфера вместе образуют мощный слой, называемый ионосферой (область заряженных частиц – ионов и электронов).

Самая верхняя, сильно разреженная часть атмосферы (от 800 до 1200 км) составляет экзосферу. В ней преобладают газы в атомарном состоянии, температура повышается до 2000º С.

В жизни ГО атмосфера имеет огромное значение. Атмосфера оказывает благодатное воздействие на климат Земли, предохраняя ее от чрезмерного охлаждения и нагревания. Суточные колебания температуры на нашей планете без атмосферы достигли бы 200º С: днем + 100º С и выше, ночью - 100º С. В настоящее время средняя температура воздуха у поверхности Земли равна + 14º С. Атмосфера не пропускает к Земле метеоры и жесткое излучение. Без атмосферы не было бы звука, полярных сияний облаков и осадков.

12. Атмосфера — это наш защитный купол от всяческого рода угроз из космоса. В ней сгорает большая часть метеоритов, которые падают на планету, а ее озоновый слой служит фильтром против ультрафиолетового излучения Солнца, энергия которого смертельна для живых существ. Кроме того, именно атмосфера поддерживает комфортную температуру у поверхности Земли — если бы не парниковый эффект, достигаемый за счет многократного отражения солнечных лучей от облаков, Земля была бы в среднем на 20-30 градусов холоднее. Кругооборот воды в атмосфере и движение воздушных масс не только уравновешивают температуру и влажность, но и создают земное разнообразие ландшафтных форм и минералов — такого богатства не встретить нигде в Солнечной системе

13. В атмосфере можно выделить несколько слоев, различающихся по температуре и плотностn

Тропосфера — самый нижний слой атмосферы, толщина которого над полюсами составляет 8-10 км, в умеренных широтах — 10-12 км, а над экватором — 16-18 км.

Воздух в тропосфере нагревается от земной поверхности, т. е. от суши и воды. Поэтому температура воздуха в этом слое с высотой понижается в среднем на 0,6 °С на каждые 100 м. У верхней границы тропосферы она достигает -55 °С. При этом в районе экватора на верхней границе тропосферы температура воздуха составляет -70 °С, а в районе Северного полюса -65 °С.

В тропосфере сосредоточено около 80 % массы атмосферы, находится почти весь водяной пар, возникают грозы, бури, облака и осадки, а также происходит вертикальное (конвекция) и горизонтальное (ветер) перемещение воздуха.

Можно сказать, что погода в основном формируется в тропосфере.

Стратосфера — слой атмосферы, расположенный над тропосферой на высоте от 8 до 50 км. Цвет неба в этом слое кажется фиолетовым, что объясняется разреженностью воздуха, из-за которой солнечные лучи почти не рассеиваются.

В стратосфере сосредоточено 20 % массы атмосферы. Воздух в этом слое разрежен, практически нет водяного пара, а потому почти не образуются облака и осадки. Однако в стратосфере наблюдаются устойчивые воздушные течения, скорость которых достигает 300 км/ч.

В этом слое сосредоточен озон (озоновый экран, озоносфера), слой, который поглощает ультрафиолетовые лучи, не пропуская их к Земле и тем самым защищая живые организмы на нашей планете. Благодаря озону температура воздуха на верхней границе стратосферы находится в пределах от -50 до 4-55 °С.

Между мезосферой и стратосферой расположена переходная зона — стратопауза.

Мезосфера — слой атмосферы, расположенный на высоте 50-80 км. Плотность воздуха здесь в 200 раз меньше, чем у поверхности Земли. Цвет неба в мезосфере кажется черным, в течение дня видны звезды. Температура воздуха снижается до -75 (-90)°С.

На высоте 80 км начинается термосфера. Температура воздуха в этом слое резко повышается до высоты 250 м, а потом становится постоянной: на высоте 150 км она достигает 220-240 °С; на высоте 500-600 км превышает 1500 °С.

В мезосфере и термосфере под действием космических лучей молекулы газов распадаются на заряженные (ионизированные) частицы атомов, поэтому эта часть атмосферы получила название ионосфера — слой очень разреженного воздуха, расположенный на высоте от 50 до 1000 км, состоящий в основном из ионизированных атомов кислорода, молекул окиси азота и свободных электронов. Для этого слоя характерна высокая наэлектризован- ность, и от него, как от зеркала, отражаются длинные и средние радиоволны.

В ионосфере возникают полярные сияния — свечение разреженных газов под влиянием электрически заряженных летящих от Солнца частиц — и наблюдаются резкие колебания магнитного поля.

Экзосфера — внешний слой атмосферы, расположенный выше 1000 км. Этот слой еще называют сферой рассеивания, так как частицы газов движутся здесь с большой скоростью и могут рассеиваться в космическое пространство.

14. Мысль об атмосферных приливах высказывал П. С. Лаплас в начале прошлого века. Ученый проанализировал результаты измерения атмосферного давления, которые уже к этому времени были накоплены Парижской обсерваторией за 8 лет. Результат его исследований был отрицательным. Приливные волны маскируются более мощными метеорологическими процессами. Тщательно проанализировав свои исследования Лаплас предсказал, что выявить атмосферные приливы можно, если число наблюдений за атмосферным давлением будет не меньшим, чем сорок тысяч!

Время показало правоту ученого, и атмосферные приливы были обнаружены в 1842 году британской метеостанцией на острове Св. Елены после семнадцати месяцев скрупулезных специальных наблюдений. Оказалось, что даже в тропиках, где эти приливы максимальны, перепад атмосферного давления, вызванный ими не превышает 0,1 мм ртутного столба. К полюсам эта величина убывает.

Уже первые искусственные спутники порой регистрировали аномально высокую плотность атмосферы на высоте примерно 240 км, в то время как другие в этой же точке примерно неделю спустя регистрировали плотность, в десять раз меньшую, чем измеренная прежде. Это свидетельствует о том, что приливы в верхних слоях атмосферы вызывают гигантские волны, к которым чувствительны и нижние слои атмосферы.

Поражает, что солнечная составляющая в атмосферных приливах превышает лунную почти в 16 раз - почти в 100 раз больше, чем это предсказывала теория. Ведь в случае морских приливов солнечная составляющая в 2,5 раза меньше лунной.

Вначале странность в земных приливах пытались объяснить тем, что Солнце усиливает свою приливную волну, нагревая атмосферу, тем самым, расширяет её. Но ещё в 1882 году У.Томсон показал, что вклад подобного явления в солнечный прилив ничтожен. Причину этого явления он увидел в резонансе. Теоретические исследования показали, что если собственная частота колебаний атмосферы отличается от периода солнечного прилива не больше, чем на 4 минуты, то неизбежно наступление резонанса. А рехонанс увеличит амплитуду солнечного прилива в сотню раз!

Изучение распространения волн от взрывов Кракатау, других катастрофических эксплозивных извержений, Тунгусского метеорита, ядерных взрывов показало, что период собственных колебаний атмосферы составляет 10,5 часов. Это 1,5 часа меньше чем период солнечного прилива (12 часов), при котором должен наступать резонанс.

Ряд исследователей - Дж.Тейлор, К.Пекерис, С.Чепмен и др. предположили, что причиной этого явления надо искать в стратификации - многослойности - земной атмосферы. Каждый из слоёв имеет свою собственную частоту колебаний. Было высказано предположение, которое впоследствие блестяще подтвердили наблюдения над метеоритными следами, что на высотах 80-85 км находится холодный слой. Резонанс этого слоя и вызывает описанную аномалию в солнечных приливах.

15. Атмосфе́рное электри́чество — совокупность электрических явлений в атмосфере, а также раздел физики атмосферы, изучающий эти явления. При исследовании атмосферного электричества изучают электрическое поле в атмосфере, её ионизацию и электрическую проводимость, электрические токи в ней, объёмные заряды, заряды облаков и осадков, грозовые разряды и многое другое. Все проявления атмосферного электричества тесно связаны между собой и на их развитие сильно влияют локальные метеорологические факторы. К области атмосферного электричества обычно относят процессы, происходящие в тропосфере и стратосфере.

Начало изучению атмосферного электричества было положено в XVIII веке американским учёным Бенджамином Франклином^],экспериментально установившим электрическую природу молнии, и русским учёным Михаилом Ломоносовым — автором первой гипотезы, объясняющей электризацию грозовых облаков. В XX веке были открыты проводящие слои атмосферы, лежащие на высоте более 60—100 км (ионосфера, магнитосфера Земли), установлена электрическая природа полярных сияний и обнаружен ряд других явлений. Развитие космонавтики позволило начать изучение электрических явлений в более высоких слоях атмосферы прямыми методами.

Две основные современные теории атмосферного электричества были созданы английским учёным Ч. Вильсоном и советским учёным Я. И. Френкелем. Согласно теории Вильсона, Земля и ионосфера играют роль обкладок конденсатора, заряжаемого грозовыми облаками. Возникающая между обкладками разность потенциалов приводит к появлению электрического поля атмосферы. По теории Френкеля, электрическое поле атмосферы объясняется всецело электрическими явлениями, происходящими в тропосфере, — поляризацией облаков и их взаимодействием с Землёй, а ионосфера не играет существенной роли в протекании атмосферных электрических процессов.

Исследования атмосферного электричества позволяют выяснить природу процессов, ведущих к колоссальной электризации грозовых облаков, в целях прогноза и управления ими; выяснить роль электрических сил в образовании облаков и осадков; они дадут возможность снижения электризации самолётов и увеличения безопасности полётов, а также раскрытия тайны образования шаровой молнии.

16 Оптические явления в атмосфере.

Атмосферная оптика изучает явления, обусловленные вариациями скорости распространения света или коэффициента преломления вследствие изменения плотности воздуха. К таким явлениям относятся:

астрономическая и земная рефракция, например преломление световых лучей при их вхождении в более плотные нижние слои атмосферы, приводящее к кажущемуся увеличению угла возвышения небесных и земных тел над горизонтом;

миражи, в которых преломление лучей света является следствием аномального вертикального распределения плотности воздуха;

мерцание, быстрое изменение изображений звезд и разных удаленных ярких тел, вызванное резкими вариациями плотности воздуха;

зеленое свечение или зеленый оттенок последнего видимого сегмента заходящего солнца вследствие рассеяния и ослабления горизонтальных лучей.

Гало – система светящихся колец или дуг вокруг солнца и луны, вызванных преломлением и отражением световых лучей в кристаллах льда, плавающих в воздухе. Лучи света образуют вокруг солнца светящиеся круги радиусом 22⁰ (внутреннее гало) или 46⁰ (внешнее гало). По такому же принципу образуются венцы (светящиеся области непосредственно вокруг луны и солнца) и радуга.

Оптическое состояние атмосферы определяют видимость, которая оценивается как минимальное расстояние, на котором по отчетливо различимым деталям можно при нормальном дневном освещении распознать наблюдаемый объект.

Метеорологическая дальность видимости это наибольшее расстояние, на котором абсолютно черный предмет, имеющий угловые размеры 20’, еще различим на фоне неба (или на фоне воздушной дымки) у горизонта. В ночное время видимость определяется по расстоянию до наиболее удаленного видимого точечного источника света, сила которого известна. В открытом море видимость оценивается по степени резкости линии видимого горизонта.

Видимость зависит главным образом от числа твердых и жидких частиц, находящихся в атмосфере во взвешенном состоянии. Основными причинами помутнения атмосферы являются:

А) видимая влага в атмосфере (облака, туманы, осадки в виде мороси, дождя, снега и пр., брызги водяной пыли с поверхности моря),

Б) твердые частицы (дым, морская соль, песок и пыль при сильных ветрах из пустыни, продукты вулканических извержений).

17. Перечень основных характеристик погоды. Их значение и взаимозависимость.

Погода - это физическое состояние нижнего слоя атмосферы в определенной местности в данный момент или за определенный промежуток времени Она характеризуется определенными температурой и влажностью воздуха, атмосферным давлением, движением эт духа, облачностью, наличием или отсутствием атмосферных осадков и других атмосферных процессев. Характерными особенностями погоды является изменчивость и разнообразие Изменения погоды могут быть периодическими и непериодическими Изменения погоды обусловлены суточными и годовыми различиями в поступлении солнечной радиации Они же определяют регулярные суточные и сезонные колебания всех других элементов: температуры, давления, ветров, влажн гости воздуха, облачности, осадков Непериодические изменения, связанные с прохождением воздушных масс (больших объемов воздуха в тропосфере с подобными свойствами, связанные с районом их форми ния), наиболее характерные для умеренного и холодного поясеів. Погоду определяют подвижные барические системы: циклоны (депрессии) и антициклоны – области низкого и высокого давления. Они обуславливают перемещения макромасштабных объемов воздуха между низкими и высокими широтами.

Воздушные массы – это большие количества воздуха, расположенные обычно над территориями в несколько тысяч квадратных километров (в пределах тропосферы), обладающие почти одинаковыми физическими свойствами (в первую очередь температурой и содержанием водяных паров). Сочетания низких и высоких значений обеих характеристик представляют четыре основных типа воздушных масс. Районы их формирования обычно центральные части субтропических антициклонов, покрытые снегом континенты, Северный Ледовитый океан, Антарктида, Гренландия и обширные пустыни, такие как Сахара; то есть зоны с однообразной температурой на обширных площадях с относительно слабым ветровым переносом.

Абсолютная классификация по районам формирования: арктическая (А), морская полярная (МП), континентальная полярная (КП), морская тропическая (МТ), континентальная тропическая (КТ), экваториальная (Э). Относительная классификация основана на влиянии, оказываемом массой на подстилающую поверхность: холодная воздушная масса (ХВ), теплая (ТВ).

18Солнечная радиация и температура воздуха.

Температура воздуха в данной точке определяется рядом причин, главной из которых является количество тепла, поступающее в атмосферу и отдаваемого ею в целом. Все тепло, достигающее Земли, поступает в виде излучения Солнца, а все потери имеют форму излучения в космическое пространство.

Все тела получают энергию в форме электромагнитных волн очень малой длины, распространяющихся со скоростью света. Чем теплее тело, тем короче длины волн, которые оно излучает; чем оно холоднее, тем длиннее излучаемые волны. Этим определяется и цвет звезд.

Солнце излучает коротковолновую радиацию с длинами волн от 0,17 до 4 микрометров (мкм или микрон=10^-4 см) с максимумом 0,49 мкм, а земное излучение – от 3 до 100 мкм с типичным максимумом на 10 мкм. Видимая часть спектра солнечного излучения, составляющая 52% его энергии, находится в диапазоне 0,40-0,76 мкм, длинноволновая, составляющая 47% энергии излучения, - в диапазоне 0,76-4,0 мкм, ультрафиолетовая (с диапазоном длин волн 0,1-0,40 мкм) имеет долю в этом потоке, равную 7%, из которых 4% поглощаются озоновым слоем. Поглощение и излучение атмосферой является избирательным: водяной пар поглощает излучение с длиной волн 5-8 мкм, а также длиннее 15 мкм, углекислый газ – 13-17 мкм, озон – 9-10 и 14 мкм. Космическое пространство совершенно прозрачно для волн солнечной радиации. В ясный день она, проходя через атмосферу, поглощается и рассеивается незначительно. Достигнув поверхности Земли и ее океана, солнечная радиация частично поглощается, частично отражается. Нагревающаяся поверхность моря и суши излучает длинноволновую радиацию, соответствующую температуре излучающей поверхности. Эта радиация частично уходит в космическое пространство, частично поглощается атмосферой. Нагревание атмосферы осуществляется главным образом за счет теплопроводности при непосредственном контакте сравнительно тонкого слоя воздуха с нагретой поверхностью земли и воды.

Радиационный баланс земной поверхности (R) характеризует её тепловое состояние, то есть процессы нагревания и охлаждения:

R = (Q + q)(1-A) – F₀,

где: Q- энергия прямой солнечной радиации, А – альбедо подстилающей поверхности, Fo - потеря энергии из-за эффективного излучения.

Нагретая часть воздуха, будучи менее плотной, чем окружающий воздух, будет подниматься вверх через уровни, на которых давление прогрессивно уменьшается, что обуславливает расширение воздуха. Поскольку эта часть не получает тепла от окружающего пространства и не отдает ему во время подъема (теплопроводность воздуха мала), она расширятся адиабатически. Адиабатические изменения (греческое «а-диа-байнос» – не переходит через) температуры (а также давления и объема) происходят в веществе без притока или отдачи тепла. Когда воздух сжимается, его температура возрастает, и наоборот, когда он расширяется, температура падает.

В силу перечисленных предпосылок температура поднимающейся части воздуха будет уменьшаться с увеличением высоты на одну и ту же величину, которая называется сухоадиабатическим вертикальным градиентом и равна 1⁰ на 100 м.

При наличии водяного пара процесс усложняется. Влажно-адиабатический градиент уже не будет постоянным, но изменяющимся от 0,4-0,5⁰ на 100 м во влажном воздухе некоторых тропических районов, почти до 1⁰ – при низких температурах и на высоких уровнях в атмосфере. В среднем влажно-адиабатический градиент на нижних уровнях в умеренных широтах составляет около 0,5⁰/100 м.

Атмосфера устойчива, когда порция воздуха, будучи слегка перемещенной со своего места вверх или вниз, будет стремиться восстановить свое первоначальное положение под действием сил плавучести. Сухой воздух устойчив, когда вертикальный градиент температуры в нем меньше сухоадиабатического, когда больше – неустойчив. Аналогично, влажный воздух устойчив, когда больше – неустойчив.

От нагревающейся инсоляцией земной поверхности теплые нижние слои воздуха переносятся вверх в восходящих потоках и вихрях вплоть до верхних слоев тропосферы. Это процессы конвекции и турбулентности. Вода, присутствующая в атмосфере в виде пара и облаков, вносит в этот процесс очень важные изменения, поскольку коротковолновая радиация, поступающая от солнца, поглощается ею в очень незначительных количествах, а длинноволновое излучение Земли довольно существенно.

В пасмурные ночи земное излучение поглощается облачными слоями, которые сами начинают излучать тепло во всех направлениях. Часть этого излучения, направленного к земле, дает слою воздуха, находящемуся между облаками и землей, некоторое добавочное количество тепла. Этим объясняется меньшее выхолаживание воздуха в пасмурные ночи по сравнению с ясными. Падение температуры в безоблачные ночи внутри континента зимой бывает больше, чем летом в местах с морским климатом, где содержание водяного пара в атмосфере, даже при отсутствии облаков, является значительным. Это объясняется поглощением длинноволновой радиации водяным паром. В пустынях, где влажность крайне низкая, температура ночью может снижаться до 0⁰, поднимаясь днем до 60⁰.

19 атмосферное давление

Атмосферное давление на уровне моря соответствует весу столба воздуха с основанием 1 см² на поверхности земли до верхней границы атмосферы и составляет в среднем около 1 кг/см². Поскольку воздух является газом, давление в любой его точке в условиях статического равновесия распространяется во все стороны одинаково. Общий вес атмосферы 53*10¹⁴ тонн. Плотность воздуха меняется от 1175-1200 у экватора до 1500-1600 г/м³ при сильных морозах в Сибири.

Давление можно рассматривать как силу, поддерживающую вертикальный столб воздуха, расположенный выше данного уровня. Аналогичным образом атмосферное давление может поддерживать столб тяжелой жидкости, например ртути высотой 750,1 мм на 1 см². Поскольку это все же единица длины, а не силы, то было принято измерять атмосферное давление в миллибарах (мб). Для информации населения о текущей или прогнозируемой погоде по-прежнему используются миллиметры ртутного столба, так же градуированы барометры-анероиды, применяемые на судах. Поэтому для перевода единиц существуют специальные таблицы. Физически 1 Мб равен 1000 дин/см² или гектопаскаль. 750,1 ммрт.ст. равны 1000 Мб при температуре 0⁰ на уровне моря на широте 45⁰.

В умеренных широтах давление атмосферы находится в пределах 970-1030 мб, хотя иногда оно может подниматься до 1050 и опускаться до 925 мб.

Для того, чтобы сделать отсчеты ртутного барометра сравнимыми следует исключить:

влияние изменения силы тяжести на различных широтах;

высоты барометра над уровнем моря;

температуры прибора.

Барометры-анероиды исправляются инструментальной поправкой, поправкой шкалы, поправкой на высоту и температуру. Наибольшая изменчивость атмосферного давления наблюдается в умеренных широтах.

Линии, соединяющие точки на карте с одинаковым давлением называются изобарами (греч. «изо» – равный, «барос» – вес). Карты с изобарами на определенных высотах используются для анализа состояния атмосферы. Карты давления на поверхности земли с наблюдаемыми метеоданными (ветер, погода, облачность, температура и прочее) называются картами погоды или синоптическими (греч. «синопсис» – обозреваю). На них замкнутыми изобарами выделяются области высокого и низкого давления.

Распределение атмосферного давления определяет поле ветра, поскольку перемещение воздушных масс обусловлено разностью давления. Отношение разности давления к расстоянию называется градиентом давления. Ветер сильнее там, где градиент давления больше.

Давление имеет суточный ход (1-2мб). В тропиках максимум его наступает в 10 и 22 часа, минимумы бывают в 4 и 16 часов. В умеренных широтах суточный ход менее определенный.

Величина, характеризующая изменения давления во времени, называется барометрической тенденцией. При наблюдениях она оценивается через каждые 3 часа. По тенденции судят о приближении того или иного барического образования – циклона, антициклона, тропического циклона.

Давление уменьшается с высотой. В соответствии с уравнением статики

где Р - давление воздуха,

 - плотность воздуха,

g – ускорение силы тяжести (ускорение свободного падения),

Z – высота над средним уровнем моря,

dZ – бесконечно малая вертикальная толщина горизонтального слоя воздуха,

dР – изменение давления, которое соответствует изменению высоты, равному dZ.

Для сухого воздуха в предложении статического равновесия до высоты 90 км давление может быть рассчитано по формуле

(2)

или (3)

где: Р₁ – давление на высоте Z₁

Р₂ – на высоте Z₂

G – ускорение свободного падения м/с

М – относительная молекулярная масса, равная 28,96 г/моль для сухого воздуха

R – газовая постоянная для 1 моля идеального газа равная 8,31470 Дж/моль*К

Т – температура воздуха (в Кельвинах(К))

Z – высота в метрах.

Формулы (2) и (3) можно изменить для реальной влажной атмосферы, если учесть влияние небольшого количества водяного пара, путем замены Т на виртуальную температуру

(4)

где е – парциальное давление водяного пара в воздухе, а М_в – относительная молекулярная масса водяного пара, равная 18,0160 г/моль, так что 1-М_в/М=0,37803.

Для вычисления Z₂ – по давлению Р₂, или наоборот Р₂ по Z₂, до высоты 2 км над уровнем моря применяют упрощенную формулу Бабине

(5)

где 8000 высота однородной атмосферы,

=0,004 – коэффициент теплового расширения газов.

Типы распределения атмосферного давления в плоскости земной поверхности:

Депрессия – область низкого давления

Ложбина – вытянутая область низкого давления

Гребень – вытянутая область высокого давления

Циклон – образованная замкнутыми изобарами квазикруговая область с низким давлением в центре

Антициклон – то же самое с высоким давлением в центре

Седловина – зона между двумя минимумами и двумя максимумами атмосферного давления (крест-накрест).

Глобальные центры действия атмосферы (квазистационарные барические образования определенного типа в особых климатических условиях): Исландский и Алеутский минимумы, Азорский и Сибирский максимумы. В южном полушарии центры действия менее выражены.

Ветер – есть перемещение воздуха, возникающее в результате разности давления, которая возникает благодаря изменениям температуры, а следовательно и плотности воздуха над различными пунктами земной поверхности.

Однако воздух перемещается не прямо, а отклоняясь под влиянием вращения Земли, которое создает отклоняющую силу, именуемую кориолисовой. Физические предпосылки ее образования следующие. У экватора скорость вращения какой-либо материальной точки на поверхности составляет 1800 км/час, но по направлению к полюсам она уменьшается, достигая нуля. Если кольцо воздуха (абсолютно неподвижное относительно земли), располагающееся вокруг экватора переместится к северу, то радиус его уменьшится, а абсолютная скорость вращения от запада к востоку возрастет. Из-за сохранения момента движения возникнет ускорение в направлении с запада на восток. При перемещении этого кольца к экватору абсолютная скорость уменьшится и возникнет ускорение с востока на запад. При векторной оценке составляющих мы увидим, что отклонение по указанной причине любого движения будет возникать вправо в северном полушарии и влево в южном. Сила Кориолиса имеет выражение

f=2sin (6)

где  - угловая скорость вращения Земли

 - скорость движущегося тела

 - широта

Скорость геострофического ветра (ветра без учета трения) будет (Рис.2): при установившемся движении ускорение G/, созданное градиентом давления (G) при плотности воздуха () уравновешивается ускорением, создаваемом вращением Земли - 2sin и G/=2sin тогда скорость геострофического ветра будет

(7)

Трение о земную поверхность снижает скорость геострофического ветра на 1/2-2/3, над морем на 2/3. В судовых условиях скорость ветра определяется штурманским составом по формуле:

V_G = 4,8P/Sinn⁰, (8)

где: V_G – скорость геострофического ветра, Р – разность давления соседних изобар, n⁰ – расстояние между изобарами в градусах меридиана.

Реальный ветер будет: V = kV_G, (9)

где к – коэффициент, зависящий от разности температур воды и воздуха

С учетом вышеизложенного можно сделать следующее обобщение: скорость реального ветра прямо пропорциональна величине градиента атмосферного давления; в любой точке ветер дует почти параллельно изобарам, пересекая их под небольшим углом в сторону низкого давления. Если стать лицом в сторону, куда дует ветер, то в северном полушарии низкое давление будет слева. Таким образом в северном полушарии воздух циркулирует вокруг низкого давления против часовой стрелки, вокруг высокого – по часовой, а в южном – наоборот(закон Бейс-Балло).

Как видим, разность давления и отклоняющая сила вращения Земли обуславливают образование циклонов и тропических циклонов (низкое давление в центре), антициклонов (высокое давление в центре), пассатов (опускание сухого воздуха в субтропических широтах, его перемещение к экватору с отклонением вправо в северном полушарии и влево в южном).

Кроме пассатов существует ряд разновидностей постоянных ветров. К ним относятся: муссоны – сезонные ветры, образующиеся из-за разности давления над континентом и океаном зимой и летом; бризы – из-за разницы давления над сушей и морем между днем и ночью; бора – ветер ураганной силы при переваливания холодных воздушных масс через невысокие (до 1000 м ) горы и опускания их с подветренной стороны, наиболее известны новоросийская и новоземельская ; фен – горный ветер, образующийся при опускании с гор воздушных масс с их адиабатическим нагреванием. В высоких слоях атмосферы образуется т.н. термический ветер. Он обусловлен изменением геострофического ветра по причине того,что скорость падения давления по вертикали в двух столбах воздуха разной плотности не одинакова, поэтому горизонтальная составляющая силы барического градиента, действующая на единицу массы, изменяется с высотой. Термический ветер приблизительно параллелен изотермам и направлен таким образом, что в северном полушарии более холодный воздух остаётся слева, а в южном справа

19 атмосферное давление

Атмосферное давление на уровне моря соответствует весу столба воздуха с основанием 1 см² на поверхности земли до верхней границы атмосферы и составляет в среднем около 1 кг/см². Поскольку воздух является газом, давление в любой его точке в условиях статического равновесия распространяется во все стороны одинаково. Общий вес атмосферы 53*10¹⁴ тонн. Плотность воздуха меняется от 1175-1200 у экватора до 1500-1600 г/м³ при сильных морозах в Сибири.

Давление можно рассматривать как силу, поддерживающую вертикальный столб воздуха, расположенный выше данного уровня. Аналогичным образом атмосферное давление может поддерживать столб тяжелой жидкости, например ртути высотой 750,1 мм на 1 см². Поскольку это все же единица длины, а не силы, то было принято измерять атмосферное давление в миллибарах (мб). Для информации населения о текущей или прогнозируемой погоде по-прежнему используются миллиметры ртутного столба, так же градуированы барометры-анероиды, применяемые на судах. Поэтому для перевода единиц существуют специальные таблицы. Физически 1 Мб равен 1000 дин/см² или гектопаскаль. 750,1 ммрт.ст. равны 1000 Мб при температуре 0⁰ на уровне моря на широте 45⁰.

В умеренных широтах давление атмосферы находится в пределах 970-1030 мб, хотя иногда оно может подниматься до 1050 и опускаться до 925 мб.

Для того, чтобы сделать отсчеты ртутного барометра сравнимыми следует исключить:

влияние изменения силы тяжести на различных широтах;

высоты барометра над уровнем моря;

температуры прибора.

Барометры-анероиды исправляются инструментальной поправкой, поправкой шкалы, поправкой на высоту и температуру. Наибольшая изменчивость атмосферного давления наблюдается в умеренных широтах.

Линии, соединяющие точки на карте с одинаковым давлением называются изобарами (греч. «изо» – равный, «барос» – вес). Карты с изобарами на определенных высотах используются для анализа состояния атмосферы. Карты давления на поверхности земли с наблюдаемыми метеоданными (ветер, погода, облачность, температура и прочее) называются картами погоды или синоптическими (греч. «синопсис» – обозреваю). На них замкнутыми изобарами выделяются области высокого и низкого давления.

20 динамика атмосферы

Под этим термином понимается вся совокупность движения воздуха, будь то легкий ветерок, мощные потоки большой скорости и силы, перемещение огромных по объему воздушных масс. Ученые установили десятки различной формы механизмов передвижения воздуха—от простого линейного движения до сложнейших вихрей. Атмосфера—наиболее подвижная и неустойчивая из всех оболочек Земли. Лучше изучена динамика атмосферы в нижнем, наиболее плотном ее слое — тропосфере.

Различают местную динамику воздуха на небольших пространствах и общую циркуляцию атмосферы, охватывающую весь земной шар или его крупные части. Изучение той и другой чрезвычайно важно для понимания характера погод, господствующих в той или иной местности, разнообразия и особенностей климатов всего земного шара. Общая циркуляция атмосферы зависит от распределения солнечной радиации и давления воздуха по земной поверхности, от условий нагревания нижних слоев воздуха подстилающей поверхностью, распределения воды и суши на Земле и других причин глобального масштаба. Она представляет собой крупномасштабные движения (течения) воздуха: пассатов и антипассатов, муссонов, циклонов и антициклонов, струйных течений в верхних слоях атмосферы.

Пассаты. В экваториальной зоне теплый воздух поднимается вверх на 4—8 км, растекается по направлению к полюсам. На широтах 30—35° он опускается к поверхности (см. Атмосфера). На этих широтах расположена зона высокого давления атмосферы. От нее поток воздуха потечет в нижнем слое тропосферы к экватору, отклоняясь в северном полушарии вправо, в южном — влево (см. Годовое и суточное вращение Земли). Под действием силы Кориолиса движение воздуха приобретает направление с востока на запад в виде постоянно дующих и примерно с одинаковой скоростью пассатов. Над ними вверху дуют постоянные ветры противоположного направления — антипассаты.

Муссоны. В общую циркуляцию атмосферы входят и муссоны, дующие в основном между полюсами высокого давления — между 30—35° с. и ю. ш. Муссон — это воздушный поток устойчивого направления в нижних слоях тропосферы, действующий лишь в пределах основных сезонов года—лета и зимы. Направление муссонов по этим сезонам года изменяется на 180° в соответствии с изменением давления над океанами и материками.

Зимой воздух переносится с материка, где при низких температурах давление высокое, а летом — с океана на материк, где давление ниже. Дождливый сезон на суше совпадает, таким образом, с летним муссоном, а сухой — с зимним. Причина смены муссонов в конечном счете — в различной теплоемкости суши и воды. В океане накапливается за лето много тепла, а зимой вода отдает его в атмосферу медленно — океан оказывается зимой гораздо теплее остывшей суши, где давление выше. Возникает поток воздуха на океан. Летом теплее суша и движение воздуха направлено с океана на сушу. Особенно ясно муссоны выражены в Южной и Юго-Восточной Азии, Японии, на восточном берегу Азии, постепенно ослабевая к северу. Смена ветров приобретает муссоноподобный характер (Сахалин, Приморье, побережье Охотского моря, юг Камчатки).

Центры действия атмосферы. На фоне общего распределения давления атмосферы некоторые области Земли выделяются особенно повышенным или пониженным давлением, существующим в течение всего года или возникающим периодически по основным сезонам года (зима, лето).

Область постоянно повышенного давления — над Азорскими островами и окружающими их водами Атлантики в широтах 30—35° с. ш. На севере Атлантического океана располагается область исландского минимума, иногда смещающаяся от своего среднего положения по широте то к югу, то к северу (до Канадской Арктики и даже до Карского моря).

21 водяной пар в атмосфере

Количество водяного пара, содержащегося в воздухе, имеет важнейшее значение для процессов, происходящих в атмосфере. Оно оказывает также большое влияние на жизнь растений и животных. Количество водяного пара в воздухе можно выразить при помощи следующих величин: а) давление водяного пара (парциальное, § 239); б) абсолютная влажность воздуха — масса водяного пара в 1 м3 воздуха, выраженная в граммах; в) относительная влажность воздуха — отношение давления пара, содержащегося в воздухе, к давлению насыщенного пара при той же температуре, выраженное в процентах. Давление насыщенного пара зависит также от того, находится ли пар над поверхностью переохлажденной воды или над поверхностью льда. Над льдом давление насыщенного пара меньше, чем над переохлажденной водой при той же температуре (§ 301). Это значит, что если в воздух, содержащий водяной пар вблизи состояния насыщения, внести кусочек льда и капельку переохлажденной воды, то на поверхности льда начнется конденсация и он будет увеличиваться в размерах, а капелька воды будет испаряться и уменьшаться. Этот процесс имеет очень большое значение при образовании осадков В атмосфере всегда имеется определенное количество влаги в виде водяного пара, который поступает туда в результате испарения с водных поверхностей и с поверхности суши. Иначе говоря, воздух всегда содержит влагу в виде молекул (пар), капелек и кристалликов льда. Влажность воздуха — это содержание в нем водяного пара. При условии достаточного поступления влаги в атмосферу влажность зависит от температуры воздуха. Чем выше температура воздуха, тем больше водяного пара он может вместить. Так, 1м3 воздуха при температуре 30°С может содержать 30 г влаги, при 20°С — 17,3 г, при 0°С — только 4,8 г. При отрицательных температурах влагосодержание воздуха заметно уменьшается, и уже при -10°С влаги в 1м3 воздуха только 2,3 г. Следовательно, ход влажности параллелен ходу температуры воздуха. Обычно влажность больше днем, чем ночью, в течение года наибольшая влажность отмечается в летние месяцы, а наименьшая — зимой. В низких широтах, где воздух гораздо холоднее, влажность больше, чем в средних и высоких. При определенной температуре воздух может содержать соответствующее количество влаги (водяных паров). Предел содержания водяного пара в воздухе при данной температуре называется максимальной влажностью (Е). Влажность воздуха характеризуется абсолютной и относительной влажностью. Абсолютной влажностью (а) называется фактическое количество водяных паров в воздухе в данный момент, измеряемое в г/м3. Отношение абсолютной влажности к максимальной, выраженное в процентах, называется относительной влажностью (f), т.е. f =100%. Воздух, имеющий максимальную влажность, называется насыщенным. В отличие от него ненасыщенный воздух еще обладает способностью поглощать водяные пары. Однако при нагревании насыщенный воздух становится ненасыщенным, а в случае охлаждения — перенасыщенным. В последнем случае начинается конденсация. Конденсация — это сгущение избыточных водяных паров и переход их в жидкое состояние, образование мельчайших капелек воды. Как насыщенный, так и ненасыщенный воздух может стать перенасыщенным во время поднятия воздушной массы, так как при этом она сильно охлаждается. Охлаждение возможно также при выхолаживании почвы в данном месте и при проникновении теплого воздуха в холодную местность. Конденсация может происходить не только в воздухе, но и на земной поверхности, на ралличных предметах. 

22 Основные формы облачности и их характеристики.

Облака в атмосфере образуются при подъеме нагретого воздуха в конвективном потоке и при восходящем движении по фронтальной поверхности. В результате излучения тепла и охлаждение при адиабатическом расширении определенного объема воздуха вследствие понижения давления с высотой происходит конденсация пара. Кроме наличия избыточной влаги необходимо наличие ядер конденсации в виде частиц пыли, водяных капель или ледяных кристаллов.

Нижние облака обычно состоят из водяных капель, на среднем уровне – из смеси частиц воды и льда, верхние – целиком из кристалликов льда. Верхняя кромка облаков достигает высоты 14 км, а в тропических широтах простирается до 16 км и выше. Общая структура бывает двух типов: 1) форма сплошного слоя, 2) форма значительного вертикального развития.

В 1896 году принята международная классификация облаков. Она включает признаки положения облаков, их вид и связь с типом осадков. Основных форм 10:

1. перистые (Сi),

2. перисто-кучевые (Сc)

3. перисто-слоистые (Сs)

4. высококучевые (Аc)

5. высокослоистые (Аs)

6. слоисто-кучевые (Sc)

7. слоистые (St)

8. слоисто-дождевые (Ns)

9. кучевые (Сu)

10. кучево-дождевые (Cb)

Первые три формы относятся к верхнему ярусу, две следующие – к среднему, остальные – к нижнему. Названия облаков и их обозначение латинские.

Туман есть облако на поверхности земли. Он образуется в результате конденсации влаги в нижних слоях атмосферы при различных условиях охлаждения воздуха. Туманы различают по происхождению:

1. радиационный, образующийся в результате охлаждения почвы и прилегающего слоя воздуха, что происходит над сушей ночью при значительной теплоотдаче почвы, однако он может сползать с берега на морскую поверхность;

2. адвективный туман, образующийся при быстромнадвижении теплого влажного воздуха на более холодную поверхность суши или моря.

Реже наблюдаются:

3. туман смешения, образующийся на границе двух различных по температуре и влажности воздушных масс (фронтальный туман);

4. парение моря, встречающееся при происхождении холодного ветрового потока над сравнительно теплой поверхностью моря.

23 Виды атмосферных осадков. Значение их кислотности.

Атмосферные осадки — вода в жидком или твердом состоянии, выпадающая из облаков или осаждающаяся из воздуха на земную поверхность.

Дождь

При определенных условиях облачные капли начинают сливаться в более крупные и тяжелые. Они уже не могут удерживаться в атмосфере и падают на землю в виде дождя.

Град

Бывает, что летом воздух быстро поднимается вверх, подхватывает дождевые тучи и несет их на высоту, где температура ниже 0°. Дождевые капли замерзают и выпадают в виде града 

Снег

В зимнее время в умеренных и высоких широтах осадки выпадают в виде снега. Облака в это время состоят не из капелек воды, а из мельчайших кристалликов — иголочек, которые, соединяясь вместе, образуют снежинки.

Роса и иней

Осадки, выпадающие на земную поверхность не только из облаков, но и непосредственно из воздуха, — это роса ииней.

Количество выпавших осадков измеряется осадкомером или дождемером

Осадки различают по характеру выпадения, по происхождению, по физическому состоянию, сезонам выпадения и т. д. (рис. 3).

По характеру выпадения осадки бывают ливневыми, обложными и моросящими. Ливневые осадки - интенсивные, непродолжительные, захватывают небольшую площадь. Обложные осадки - средней интенсивности, равномерные, длительные (могут продолжаться сутками, захватывая большие территории). Моросящие осадки - мелкокапельные осадки, выпадающие на незначительной территории.

По происхождению различают осадки:

конвективные - характерны для жаркого пояса, где интенсивны нагрев и испарение, но нередко бывают и в умеренном поясе;

фронтальные - образуются при встрече двух воздушных масс с разной температурой и выпадают из более теплого воздуха. Характерны для умеренных и холодных поясов;

орографические - выпадают на наветренных склонах гор. Они очень обильны, если воздух идет со стороны теплого моря и обладает большой абсолютной и относительной влажностью.

Характеристикой увлажнения территории служит коэффициент увлажнения — отношением годового количества осадков и испаряемости за тот же период. Коэффициент увлажнения обозначают буквой К, годовое количество осадков — буквой О, а испаряемость — И; тогда К = О : И.

Чем меньше коэффициент увлажнения, тем суше климат. Если годовое количество осадков примерно равно испаряемости, то коэффициент увлажнения близок к единице. В этом случае увлажнение считается достаточным. Если показатель увлажнения больше единицы, то увлажнение избыточное, меньше единицы - недостаточное. При коэффициенте увлажнения менее 0,3 увлажнение считается скудным. К зонам с достаточным увлажнением относятся лесостепи и степи, к зонам с недостаточным увлажнением — пустыни.

КИСЛОТНЫЕ ОСАДКИ, дождь, снег или дождь со снегом, имеющие повышенную кислотность. Кислотные осадки возникают главным образом из-за выбросов оксидов серы и азота в атмосферу при сжигании ископаемого топлива (угля, нефти и природного газа). Растворяясь в атмосферной влаге, эти оксиды образуют слабые растворы серной и азотной кислот и выпадают в виде кислотных дождей.

Относительная кислотность раствора выражается индексом рН (кислотность определяется наличием свободных ионов водорода Н⁺; рН – это показатель концентрации ионов водорода). При рН = 1 раствор представляет собой сильную кислоту (как электролит в аккумуляторной батарее); рН = 7 означает нейтральную реакцию (чистая вода), а рН = 14 – это сильная щелочь (щелок). Поскольку рН измеряется в логарифмической шкале, водная среда с рН = 4 в десять раз более кислая, чем среда с рН = 5, и в сто раз более кислая, чем среда с рН = 6.

Обычная незагрязненная дождевая вода имеет рН = 5,65. Кислотными называются дожди с рН менее 5,65. На значительных территориях на востоке США, юго-востоке Канады и западе Европы среднегодовые значения рН атмосферных осадков колеблются от 4,0 до 4,5.

32.Уникальные физические и химические свойства воды.

А) Химические:

1. Вода самый лучший на планете растворитель. Такой вывод можно сделать происследовав взаимодействие воды с другими веществами. Интересно, что практически все химические соединения и вещества имеют в своем составе молекулы воды. Большинство известных на сегодня бытовых химических растворов и веществ изначально изготавливались на основе водных растворов. Вот почему для различных целей в качестве растворителя мы применяем воду. Также растворяющие свойства воды еще и в том, что они способны растворять даже твердые тела, такие как камень и металл. Ходя для растворения может понадобиться много времени, все же противостоять растворяющим свойствам воды ни один физический предмет не способен. В естественной среде в воде всегда растворены соли, некоторые щелочи, а также газы. Также вода растворяет продукты питания в нашем организме, позволяя всем клеткам питаться необходимыми микроэлемнтами. И в то же время вода не имеет калорий. В статье Таблица калорийности продуктов мы уже рассматривали основные продукты и содержание в них калорий.

2. Питьевая вода по химическому составу позволяет организму человека получать все необходимые минералы и микроэлементы. Например, минеральная вода содержит рациональное, с точки зрения ее восприятия нашим организмом, количество таких минералов как Калий, Кальций, Магний и другие.

3. Способность воды перенимать химический состав. Это не тоже самое, когда вода смешивается с другими веществами, так как тогда она теряет свою структуру, становится раствором и теряет статус воды. Способность воды перенимать химический состав позволяет, не меняя структуры воды обогатить ее необходимыми минералами и микроэлементами. Например, можно положить в банку с питьевой водой несколько минералов, привезенных с курорта, и буквально за восемь часов вода обогатится необходимым количеством микроэлементов.

Б) Физические свойства:

1. Одно из самых удивительных свойств воды заключается в его изменении плотности при изменении агрегатного состояния. Например, большинство веществ, когда переходят из жидкого состояния в твердое, обретают большую плотность, однако у воды все наоборот. Когда вода замерзает и превращается в лед, то плотность ее уменьшается, и вес соответственно уменьшается тоже. А вот физические размеры увеличиваются, так как лед при замерзании расширяется. Такое свойство воды позволяет не полностью перемерзать реке, а также пласты льда не опускаются на дно, лишая рыбы необходимого кислорода и пространства, а наоборот поднимаются на поверхность.

2. В твердом состоянии вода является хорошим изолятором выхода тепла. Когда река замерзает, то корка льда позволяет сохранять необходимое рыбам тепло под ней. Это же свойство действует и когда снег укрывает поля пшеницы. Культура под снегом имеет необходимое тепло, и в сильные морозы она не перемерзает и не погибает.

3. Высокая упругость поверхности воды, находящейся в жидком состоянии. Если присмотреться, то на поверхности воды в спокойном ее состоянии можно увидеть пленку, которая очерчивает границы воды.

При снижении давления температура плавления воды медленно растёт, а температура кипения - падает.

При давлении в 611,73 Па (около 0,006 атм) температура кипения и плавления совпадает и становится равной 0,01°C. Такое давление и температура называются тройной точкой воды.

.

Вода обладает рядом необычных особенностей:

• При таянии льда, его плотность увеличивается (с 0,9 до 1 г/куб.см). Почти у всех остальных веществ при плавлении плотность уменьшается.

• При нагревании от 0°C до 4°C (точнее 3,98°C), вода сжимается. Благодаря этому могут жить рыбы в замерзающих водоёмах: когда температура падает ниже 4°C, более холодная вода, как менее плотная остаётся на поверхности и замерзает, а под льдом сохраняется положительная температура.

33.Роль воды в появлении жизни на Земле.

34.Энергетические факторы круговорота воды.

35.Большой и малый гидрологические циклы.

Круговорот воды в природе (гидрологический цикл) — процесс циклического перемещения воды в земной биосфере. Состоит из испарения воды, переноса паров воздушными течениями, их конденсации, атмосферных осадков и переноса воды в реках и других водоёмах. Большая часть воды испаряется с поверхности Мирового океана^[1].

Различают несколько видов круговоротов воды в природе:

1. Большой, или мировой, круговорот — водяной пар, образовавшийся над поверхностью океанов, переносится ветрами на материки, выпадает там в виде атмосферных осадков и возвращается в океан в виде стока. В этом процессе изменяется качество воды: при испарении соленая морская вода превращается в пресную, а загрязненная — очищается.

2. Малый, или океанический, круговорот — водяной пар, образовавшийся над поверхностью океана, сконденсируется и выпадает в виде осадков снова в океан.

3. Внутриконтинентальный круговорот — вода, которая испарилась над поверхностью суши, опять выпадает на сушу в виде атмосферных осадков.

В конце концов, осадки в процессе движения опять достигают Мирового океана.

36.Дать определение водного баланса.

Водный баланс — соотношение за какой-либо промежуток времени (год, месяц, декаду и т. д.) прихода, расхода и аккумуляции (изменение запаса) воды для речного бассейна или участка территории, для озера, болота или другого исследуемого объекта. В общем случае учёту подлежат атмосферные осадки, конденсация влаги, горизонтальный перенос и отложение снега, поверхностный и подземный приток, испарение, поверхностный и подземный сток, изменение запаса влаги в почво-грунтах и др.

37.Определение и составляющие теплового баланса Мирового океана.

Тепловой баланс поверхности Мирового океана представляет собой разность между приходом и расходом тепла, определяющуюся тем, накапливает или отдает океан энергию, получаемую от Солнца. В низких широтах за счет превышения приходной части бюджета над расходной происходит накопление тепла, а в высоких — его потеря.

Количественное соотношение между приходом и расходом тепла в процессах теплообмена выражается уравнениями теплового баланса. Эти уравнения в математической форме выражают закон сохранения тепловой энергии в процессах ее трансформации в системе океан-атмосфера. Уравнения теплового баланса могут быть записаны для поверхности океана, для атмосферы и океана отдельно или совместно. Вид этих уравнений зависит также от промежутков времени, для которых рассмат­риваются тепловые потоки.

38.Роль конденсации и испарения в тепловом балансе.

Водяной пар непрерывно поступает в атмосферу вследствие испарения с поверхности водоемов и почвы и вследствие транспирации растений.(Это писать не надо, просто что б знали Транспирация — процесс движения воды через растение и её испарение через наружные органы растения, такие как листья, стебли и цветы.)

Интенсивность испарения зависит от скорости ветра, дефицита влажности, температуры воды, а в холодное полугодие от количества и распределения льда. Зависимость от скорости ветра и дефицита влажности вызывает значительные пространственные изменения интенсивности испарения.

Наибольшее количество воды испаряется летом в связи с высокими температурами воздуха и воды, способствующими повышению дефицита влажности. Зимой, несмотря на большие скорости ветра, испарение намного меньше:

Статистика: Со всей поверхности Азовского моря за год испаряется 34,6 км³ воды

39. Современные пути развития и проблемы гидрологии.

Гидроло́гия (греч. Yδρoλoγια, от др.-греч. ὕδωρ — вода + λoγoς — слово, учение) — наука, изучающая природные воды, их взаимодействие с атмосферой и литосферой, а также явления и процессы, в них протекающие (испарение, замерзание и т. п.).

Проблемы: В последние два десятилетия в связи с повышением уровня моря были затоплены и подтоплены земли , в том числе, использовавшихся для сельскохозяйственных целей, затопление и разрушение построек, жилья, дорог, портовых сооружений, нефтяных скважин, водосбросных сооружений и других хозяйственных объектов, загрязнение прибрежных вод при несвоевременном осуществлении защитных, предупредительных, компенсационных и иных мер - приводили не только к прямым экономическим потерям, но и усилили социальную напряженность в ряде районов береговой зоны.

Про пути развития ничего не нашел.

40. Связь гидрологии с гидробиологией

Гидрология -  наука, изучающая природные воды, их взаимодействие с атмосферой и литосферой, а также явления и процессы, в них протекающие (испарение, замерзание и т. п.).

Предмет изучения[править | править вики-текст]

Все виды вод гидросферы в океанах, морях, реках, озёрах, водохранилищах, болотах, почвенные и подземные воды.

Чем занимается[править | править вики-текст]

• исследует круговорот воды в природе, влияние на него деятельности человека и управление режимом водных объектов и водным режимом отдельных территорий

• проводит анализ гидрологических элементов для отдельных территорий и Земли в целом

• даёт оценку и прогноз состояния и рационального использования водных ресурсов; пользуется методами, применяемыми в географии, физике и других науках.

Гидробиология изучает на стыке с биологией вопросы жизни и биологических процессов в воде

Гидробиология (от гидро... и биология), наука о населении водной среды, о взаимоотношении его с условиями обитания, значении для процессов трансформации энергии и вещества и о биологической продуктивности океана, морей и внутренних вод. Г. — преимущественно экологическая наука. Условия жизни в водной среде определяются физико-географическими особенностями водоёма, многие из которых, например химический состав воды, в особенности состав биогенных элементов и растворённых газов и их количество, характер донных отложений, прозрачность воды и др., находятся под сильным влиянием водных организмов и часто определяются их жизнедеятельностью. Поэтому в той мере, в какой Г. изучает значение жизненных явлений в общей совокупности взаимообусловленных процессов в водной среде, она имеет общие задачи с комплексными географическими дисциплинами — лимнологией и океанологией. На этом уровне исследований решаются такие проблемы, как биологическая структура океана, биолимнологическая и биоокеанологическая типология водоёмов и водных масс, закономерности круговорота вещества и потока энергии.

41. Основ экологии Основателем экологии считается немецкий биолог Э. Геккель (1834- 1919 гг.), который впервые в 1866 г. употребил термин «экология». Он писал: «Под экологией мы подразумеваем общую науку об отношении организма и окружающей среды, куда мы относим все "условия существования" в широком смысле этого слова. Они частично являются органической частично неорганической природы».

Первый этап - зарождение и становление экологии как науки (до 1960-х годов), когда накапливались данные о взаимосвязи живых организмов со средой их обитания, были сделаны первые научные обобщения. В этот же период французский биолог Ламарк и английский священник Мальтус впервые предупреждают человечество о возможных негативных последствиях воздействия человека на природу.

Второй этап - оформление экологии в самостоятельную отрасль знаний (после 1960-х до 1950-х годов). Начало этапа ознаменовалось выходом в свет работ русских ученых К.Ф. Рулье, Н.А. Северцева, В.В. Докучаева, впервые обосновавших ряд принципов и понятий экологии. После исследований Ч. Дарвина в области эволюции органического мира немецкий зоолог Э. Геккель первый понял, что Дарвин называл «борьбой за существование», представляет собой самостоятельную область биологии, и назвал ее экологией (1866 г.).

Как самостоятельная наука экология окончательно оформилась в начале XX столетия. В этот период американский ученый Ч. Адаме создал первую сводку по экологии, публикуются и другие важные обобщения. Крупнейший русский ученый XX в. В.И. Вернадский создает фундаментальное учение о биосфере.

В 1930-1940-е годы сначала английский ботаник А. Тенсли (1935 г.) выдвинул понятие «экосистема», а несколько позжеВ. Я. Сукачев (1940 г.) обосновал близкое ему представление о биогеоценозе.

Третий этап (1950-е годы — до настоящего времени) — превращение экологии в комплексную науку, включающую в себя науки об охране окружающей человека среды. Одновременно с развитием теоретических основ экологии решались и прикладные вопросы, связанные с экологией.

42. Методы гидрологических исследований на станциях и постах.

Гидрологическая станция

Гидрологическая станция - учреждение, осуществляющее изучение гидрологического режима рек, озер, морей, водохранилищ, болот, ледников - всех гидрологических объектов какой-либо территории.

Обычно гидрологической станции подчинена сеть гидрологических постов, в том числе водомерных постов.

Гидрологическая станция - пункт с определенными координатами, в котором проводится серия гидрологических наблюдений в водоеме

Гидрологический пост — совокупность различного оборудования и приборов для гидрологических измерений и наблюдений на реках, озёрах, морях, каналах, а также место, где расположены эти устройства.

В узком смысле гидрологический пост — учреждение, проводящее гидрологические наблюдения. Основным официальным гидрологическим постам мира присвоены гидрологические коды. В России большинство гидрологических постов находятся в ведении Росгидромета. Но существуют также и ведомственные посты при гидроузлах, гидроэлектростанциях и пр

В зависимости от наблюдаемого объекта и установленного объёма наблюдений, гидрологические посты имеют определённый тип и разряд:

• гидрологические посты на реках и каналах — ГП. Делятся на ГП: 1-го (ведущие полный объём наблюдений) и 2,3-го разряда (уровенные посты и работающие по сокращенной программе)

• озерные гидрологические посты на озёрах и водохранилищах — ОГП

• морские гидрологические посты на морях — МГП

На гидрологическом посту проводятся следующие виды наблюдений:

• уровень воды на водном объекте (все типы)

• уклон водной поверхности (ГП-1)

• расход воды в реке или канале (ГП-1)

• температура воды (все типы)

• мутность воды (ГП, ОГП)

• расход взвешенных и донных наносов (ГП-1)

• волнение (МГП, ОГП)

• рейдовые наблюдения на акваториях (ОГП, МГП)

• соленость воды (МГП)

• мониторинг загрязнения вод (все типы)

• Кроме того, часть постов осуществляет так же и метеонаблюдения: температура воздуха, осадки, снегосъемка и пр.

43. Экспедиционный метод, т. е. изучение территории при одном ее посещении,. При первоначальном изучении поверхности Земли экспедиции были единственным источником информации о неизведанных странах. В настоящее время экспедиционный метод не является доминирующим, так как позволяет судить главным образом о статическом состоянии изучаемого пространства. Он имеет значение для изучения тех явлений, которые, различаясь в пространстве, медленно меняются во времени.

Экспедиционный метод представляет собой комплексное обследование вод обширных районов или гидрологических объектов по специально разрабатываемым программам. Этот метод позволяет исследовать преимущественно те явления, которые, различаясь в пространстве, медленно меняются во времени.

Экспедиционный метод в гидрологии представляет собой ком-

плексное обследование вод обширных районов или гидрологических объ-

ектов по специально разрабатываемым программам. Результаты таких ис-

следований не только используются для региональных описаний водных

объектов, но и позволяют судить о гидрологических процессах, их струк-

туре и причинных связях.

Собранные тем или иным методом исходные данные представляются в следующих видах:

1) текстовая характеристика наблюдений в произвольной или бланково-анкетной форме;

2) графическая характеристика наблюдений в форме карты, схемы, аэроснимка, профиля, диаграммы, зарисовки, фотографии и др.;

3) цифровая характеристика наблюдений в форме таблиц результатов измерения объектов и явлений специальными физическими приборами или геодезическими инструментами;

44. У́ровень мо́ря — положение свободной поверхности Мирового океана, измеряемое по отвесной линии относительно некоторого условного начала отсчёта. Это положение определяется законом тяготения, моментом вращения Земли, температурой, приливами и другими факторами. Различают «мгновенный», приливной, среднесуточный, среднемесячный, среднегодовой и среднемноголетний уровни моря.

Под воздействием ветрового волнения, приливов, нагревания и охлаждения поверхности моря, колебаний атмосферного давления, осадков и испарения, речного и ледникового стока уровень моря непрерывно изменяется. Среднемноголетний уровень моря не зависит от этих колебаний поверхности моря. Положение среднемноголетнего уровня моря определяется распределением силы тяжести и пространственной неравномерностью гидрометеорологических характеристик (плотность воды, атмосферное давление и др.).

Постоянный в каждой точке среднемноголетний уровень моря принимается за исходный уровень, от которого отсчитываются высоты на суше. Для отсчёта глубин морей с малыми приливами этот уровень принимается за нуль глубин — отметку уровня воды, от которой отсчитываются глубины в соответствии с требованиями судоходства. В России и большинстве других стран бывшего СССР, а также в Польше, абсолютные высоты точек земной поверхности отсчитывают от среднемноголетнего уровня Балтийского моря, определённого от нуля футштока в Кронштадте^[1]. Глубины и высоты в западноевропейских странах исчисляются по Амстердамскому футштоку (замер уровня Средиземного моря делается по Марсельскому футштоку)^[2].

Для измерения и регистрации колебаний уровня моря используют мареограф.

Поскольку существует множество факторов, влияющих на глобальные изменения погоды, (например, Глобальное потепление), то предсказания и оценки изменений уровня океана в ближайшем будущем не отличаются особой точностью.

• 45. Нуль поста — высотная отметка, к которой приводятся отсчеты уровня воды. Источник: МИ 1759 87: ГСИ. Расход воды в реках и каналах. Методика выполнения измерений методом "скорость площадь" 16. Нуль пост …   Словарь-справочник терминов нормативно-технической документации

• нуль графика гидрологического поста — Условная горизонтальная плоскость сравнения, принимаемая за нуль отсчета при измерении уровня воды на гидрологическом посту.

Для установки реечного водомерного поста необходимо прочно закрепить на каком-либо постоянном сооружении в русле реки рейку так, чтобы ее нуль был ниже горизонта низших вод сантиметров на 30, а длина допускала отсчет наивысшего горизонта воды.

Рейка обычно устанавливается к низовой стороне быка или устоя и в таком месте, чтобы она была доступна для производства по ней отсчетов с ферм.

Надо иметь в виду, что при значительном стеснении русла реки опорами моста перед быком образуется местный подпор, который будет тем больше, чем выше уровень воды в реке. Поэтому показания рейки будут относительно уровня в реке несколько искажаться.

46.

уклон водной поверхности: Отношение разности отметок уровня воды на рассматриваемом участкек длине этого участка.

Под воздействием ветрового волнения, приливов, нагревания и охлаждения поверхности моря, колебаний атмосферного давления, осадков и испарения, речного и ледникового стока уровень моря непрерывно изменяется. Среднемноголетний уровень моря не зависит от этих колебаний поверхности моря. Положение среднемноголетнего уровня моря определяется распределением силы тяжести и пространственной неравномерностью гидрометеорологических характеристик (плотность воды, атмосферное давление и др.).

54.Перечислите основные виды ледяного покрова.

Наблюдения за состоянием ледяного покрова (к § 1)

Установка на ледовом припае реперов. Картирование ледовой обстановки. Инструментальное определение границ неподвижного льда, кромки и ширины припая, определение положения кромки, ширины и густоты плавучих льдов и скорости их дрейфа, определе­ние торосистости (количество гряд торошения, их направление, вы­сота и расстояния между грядами), навалов льда, фиксация трещин. Остальные виды визуальных наблюдений: определение разрушен­ности и загрязненности припая и плавучего льда, степени трещиноватости (термической) и заснеженности льда, характера строения льда (слои, включения и др.), появления снежниц, проталин, вод­ных заберегов и др. Измерение толщины льда и высоты снежного покрова на льду в постоянной точке, в начале ледостава ежеднев­но, затем ежедекадно. Фотографирование. Обработка полевых ма­териалов.

Маршрутные обследования ледяного покрова

(15 км маршрута и 15 км дрейфа) (к §2, 3)

Разбивка поперечников через 0,5—1 км. Измерение толщины льда на профилях. Привязка к профилям и определение размеров характерных ледовых образований: торосов, навалов, подсевов, подоша припая, трещин и др. Характеристика возраста, строения, разрушенности, загрязненности и механических свойств льда.Инструментальное измерение скорости и направления дрейфа льдин. Обработка полевых материалов.

Профильные измерения толщины льда и высоты снега на льду (к § 4, 5)

Пробуривание лунки. Измерение глубины, толщины льда (об­щей и погруженной), шуги в лунках, высоты и плотности снежного покрова на льду. Описание видимости структуры льда. Обра­ботка полевых материалов.

Стереофотосъемка ледовых явлений (к § 6)

Количество стереопар: при I категории сложности – 2 пары, при II — 3 и при III — 5. Подбор, юстировка и испытание аппаратуры, выбор, измерение и планово-высотная привязка базиса. Установка ледовых реперов. Стереофотосъемка ледовых явлений: изменения кромки ледового припая, торошения, навала льда, подсевов и др. Измерение дрейфующих льдин и полей, а также масс льдин. Фото­лабораторные работы. Обработка материалов наблюдений: опре­деление характерных дат изменения положения кромки припая, сос­тояния поверхности припая (направление гряд торошей и разме­ры торосов, навалы льда, направление и величины сдвигов ледово­го припая, направление и протяженность приливных и ветровых трещин); определение скорости и направления дрейфа льда, раз­меров дрейфующих полей и льдин и характера их поверхности (без учета связи с ветром, волнением, течением и рельефом дна).

Наблюдения за температурой ледяного покрова,

при помощи электротермометров (к § 7, 8)

Выбор пункта наблюдений и определение его планововысотного положения. Монтаж и вмораживание электротермометров со­противления в лед на глубины 0,25, 50, 100 и 150 см. Проверка ус­тановки. Производство наблюдений в течение 8 ч (одна серия). Обработка полевых материалов.

Наблюдения за ледовыми нагрузками (к § 9)

Производство полевых наблюдений. Осмотр установки. Удале­ние льда электронагревом. Текущий ремонт динамографов. Обслу­живание термографией установки (смена лент, завод часового механизма и пр.). Контрольные измерения температуры воздуха 4 раза в сутки. Обработка полевых материалов.

Наблюдения за нарастанием толщины льда, высотой снега на льду

и толщины слоя шуги (к § 10, 11)

Пробуривание лунок. Измерение толщины льда (общей и по­груженной), высоты снега на льду и толщины слоя шуги в лунке рейкой. Измерения один раз в сутки в 8 точках исследуемого про­филя. Обработка полевых материалов.

Наблюдения за шугой с помощью шугобатометра (к § 12)

Измерение температуры воды микротермометрами в одной точ­ке три раза в сутки или один раз в сутки в трех точках. Наблюдения за температурой воздуха, скоростью и направлением ветра, облачностью и влажностью воздуха. Измерение толщины слоя шу­ги. Определение плотности шуги шугобатометром. Обработка по­левых материалов.

Приготовление образцов льда для испытаний физико-механических свойств (к § 13, 14)

Вырубка ледяного «кабана» и визуальное описание структуры льда (монолитность, прозрачность, наличие слоев, трещин, полос­тей и включений и т. п.). Приготовление образцов льда при I ка­тегории сложности — 9, при II —15, при III —21. Обработка полевых материалов.

Испытание единичных образцов льда для определений

физико-механических свойств (к § 15-19)

Испытание льда на одностороннее сжатие и изгиб. Определение плотности льда по методу Арнольд-Алябьева и гидростатическим взвешиванием. Определение солености льда. Определение коэффи­циента теплового расширения льда (количество образцов льда для различных категорий сложности принимается, как в § 13-14 на­стоящей таблицы). Обработка полевых материалов.