Метеорология  1. Предмет и задачи метеорологии и климатологии. Погода и климат-общность и различия. 

Метеорология – это наука об атмосфере – воздушной оболочке Земли. –Она относится к геофизическим наукам, поскольку изучает законы физических процессов, свойственных земному шару. Основная задача – прогнозирование погоды. Базируется на наблюдениях.

Климатология – это наука о климате, т.е. совокупности атмосферных условий, свойственных месту на земном шаре (как взаимодействие атмосферы с подстилающей пов-тью формирует климат данного района). Климат является одной из физико-географических характеристик местности, а климатология относится к географическим наукам. База – архив метеорологических наблюдений.

разница между климатом и погодой – и так ясно 2. Требования к методике проведения стандартных метеорологических наблюдений. Глобальная система метеорологических наблюдений 

Состояние атмосферы описывают с помощью регулярных, синхронных метеорологических наблюдений в разных пунктах земного шара, которые образуют глобальную сеть метеорологических наблюдений

Принципы функционирования глобальной системы метеорологических наблюдений:

I. Единство качества наблюдений, т.е.

1)Единство методов измерений достигается тем, что используемое оборудование должно отвечать единым требованиям:

а) Стандартные метрологические характеристики

б) Периодически поверяться

2)Репрезентативность мест наблюдения

II. Использование единого времени

Единство времени обеспечивается соблюдением стандартных сроков наблюдений 00, 03, 06, 09, 12, 15, 18, 21 по универсальному времени. Местное (среднее солнечное) время t наблюдений вычисляется по универсальному (гринвичскому) UT и долготе  (западная отрицательна): t = UT - ⁰/15⁰

Прямые методы наблюдения производят (далее в скобках номера типов систем наблюдений):

1. наземные метеорологические станции.

- стандартные (стационарные переносные)

- приборные комплексы высотных сооружений (специальные метеорологические мачты или телевизионные баши и другие сооружения);

2. приборные комплексы кораблей погоды;

3. приборные комплексы самолетного зондирования: попутные наблюдения во время авиарейсов или специальные летающие лаборатории

4. приборные комплексы воздухоплавательных аппаратов:

- радиозонды (приборы, установленные на неуправляемых воздушных шарах, ориентированных на подъем до высот 30 км и более),

- зонды пограничного слоя (приборы, установленные на тетронах, воздушных шарах специальной формы, уравновешенных для работы - на заданной высоте в нижней тропосфере),

- привязные зонды (приборы, установленные на комбинированных системах – геликайтах, сочетающих плавучесть воздушного шара и управляемость с земли воздушного змея).

Дистанционное зондирование производят:

1. метеорологические спутники земли, регистрирующие уходящее электромагнитное излучение атмосферы и подстилающей поверхности в заданных диапазонах длин волн и передающие блоки информации аземным установкам:

- полярно орбитальные МСЗ ,

- геостационарные МСЗ ;

2. Наземные системы дистанционного зондирования:

- метеорологические радиолокаторы, излучающие электромагнитные волны определенной длины, а затем регистрирующие их часть, попавшую обратно после отражения атмосферными частицами ;

-доплеровские радиолокаторы, излучающие и принимающие возвратное излучение в двух заданных дипазонах длин электромагнитных волн.

-системы акустического зондирования (содары) для получения профиля температуры в пограничном слое атмосферы,

-метеорологические системы лазерного зондирования

-пограничного слоя атмосферы (лидары), позволяющие регистрировать вертикальные профили прозрачности воздуха,

-фотограмметрические комплексы, позволяющие регулярно производить панорамное фотографирование облачности в окрестностях станции с последующей цифровой обработкой.

3. Состав атмосферы Земли, его происхождение и эволюция, изменение состава атмосферы воздуха с высотой. 

Вертикальное строение атмосферы.

1. Наименования вертикальных слоев атмосферы и характер изменения температуры с высотой в этих слоях:

Тропосфера: -Тем-ра убывает с высотой ок. 6,5 К/км

-Экватор – Тмин=-62Ц, полюса – Тмин=-45Ц

-Неустойчива, охвачена сильными горизонт. и вертик. движениями.

-Погода, климат, облака, осадки.

-Высота от 7-8 км в полярн. областях, до 15-16 км в р-не экватора

Тропопауза – переходный слой,где наблюдается мин тем-ры

Стратосфера: -До высоты в 50 км

-Незначительное повышение тем-ры объясняется поглощением солнечной УФ радиации озоном.

-Ограничивает высоту образования облаков

Стратопауза: -Переходный слой на высоте ок 50 км, что значительно выше уровня максим. концентрации озона

-тем-ра достигает 0Ц

Мезосфера: -от 50 до 80км и - тем-ра воздуха понижается

Мезопауза – переходный слой на 80км

Термосфера: -тем-ра увели-ся до 1000Ц из-за поглощения коротковолновой части солнечной радиации

-высокая степень ионизации атмосферных газов

1. Классификация по степени однородности состава воздуха:

- гомосфера (из-за турбулентного перемешивания не меняется относительный состав газов)

-турбопауза на 90-100км

-гетеросфера (слабое турбулентное перемешивание, относит. состав воздуха сильно меняется с высотой)

ЭВОЛЮЦИЯ СОСТАВА АТМОСФЕРЫ:

Первоначально атмосфера состояла из газов вулканического происхождения и имела такой состав:

Водяной пар,

Углекислый газ,

Азот,

Сероводород.

По мере охлаждения Земли водяной пар конденсировался, выпадали осадки и образовались океаны, моря и озера. Кислород появился только после возникновения растений.

Современный состав воздуха: состав воздуха = Сухой воздух + Переменные компоненты + Аэрозоли.

Сухой воздух представляет собой смесь идеальных газов. Объемные концентрации компонентов этой смеси постоянны до высоты примерно 100 км - гомосфера. Постоянные компоненты сухого воздуха:

Азот (N₂) - 78 %;

Кислород (O₂) - 21 %;

Аргон (Ar) - 0,9 %;

Углекислый газ (CO₂) - 0,036 %;

Неон (Ne);Гелий (He);Метан (CH₄);

Криптон (Kr);Водород (H₂).

Переменные компоненты воздуха:

Водяной пар (H₂O);

Озон (O₃).

Аэрозоли – это взвешенные в воздухе твердые частицы или капельки (дым, сажа, пепел, морская соль, пыльца, споры, микроорганизмы). Их размер очень мал: от 0,001 до 5 мкм.

4. Законы состояния идеального газа применительно к сухому и влажному воздуху.

 Уравнение, выражающее связь между переменными величинами (параметрами), определяющими физическое состояние газа. Для идеального газа — это уравнение Клапейрона — Менделеева:

или

где ρ — давление газа, υ — удельный объем, R — удельная газовая постоянная, R* — универсальная газовая постоянная, μ — молекулярный вес, ρ — плотность. Для реальных газов в уравнение вводятся некоторые поправочные члены. Напр., уравнение Ван-дер-Ваальса

где b — объем молекул газа и α/υ² — силы сцепления, возникающие при сближении молекул. В метеорологии под У. С. Г. обычно имеется в виду уравнение состояния для идеального газа. Его с достаточной степенью точности применяют как к сухому, так и к влажному воздуху, оставляя в этом случае значение R для сухого воздуха, но вводя вместо Τ виртуальную температуру Τ_ν. 

5. Характеристики влажности воздуха. Определение по значению одной из них всех остальных. 

Вес, или точнее масса, водяного пара, содержащегося в 1 м3 воздуха, называется абсолютной влажностью воздуха. Другими словами, это плотность водяного пара в воздухе. При одной и той же температуре воздух может поглотить вполне определенное количество водяного пара и достичь состояния полного насыщения. Абсолютная влажность воздуха в состоянии его насыщения носит название влагоемкости.

Величина влагоемкости воздуха резко возрастает с увеличением его температуры. Отношение величины абсолютной влажности воздуха при данной температуре к величине его влагоемкости при той же температуре называется относительной влажностью воздуха.

Для определения температуры и относительной влажности воздуха пользуются специальным прибором — психрометром. Психрометр состоит из двух термометров. Шарик одного из них увлажняется с помощью марлевого чехла, конец которого опущен в сосуд с водой. Другой термометр остается сухим и показывает температуру окружающего воздуха. Смоченный термометр показывает температуру более низкую, чем сухой, так как испарение влаги из марли требует определенного расхода тепла. Температура смоченного термометра носит название предела охлаждения. Разность между показаниями сухого и смоченного термометров называется психрометрической разностью.

Между величиной психрометрической разности и относительной влажностью воздуха имеется определенная зависимость. Чем больше психрометрическая разность при данной температуре воздуха, тем меньше относительная влажность воздуха и тем больше влаги может поглотить воздух. При разности равной нулю воздух насыщен водяным паром и дальнейшего испарения влаги в таком воздухе не происходит.

Абсолютная влажность

Абсолютная влажность воздуха (f) — это количество водяного пара, фактически содержащегося в 1м3 воздуха:

f = m (масса содержащегося в воздухе водяного пара)/ V (объём влажного воздуха)

Обычно используемая единица абсолютной влажности: (f) = г/м3

Относительная влажность

Относительная влажность: φ = (абсолютная влажность)/(максимальная влажность)

Относительная влажность обычно выражается в процентах. Эти величины связаны между собой следующим отношением:

φ = (f×100)/fmax

6. Уравнения статики атмосферы. Изменения давления воздуха с высотой в стандартной атмосфере. Распределение давления у земной поверхности и его сезонные изменения. 

Приземное давление, деленное на g,равно массе M столба атмосферы с сечением 1 м². (он называется единичным столбом атмосферы)

Зная массу единичного атмосферного столба и умножив ее на площадь поверхности земного шара 4πR² = 5,1∙10¹⁴ м², можно приближенно оценить массу атмосферы Земли M = 5,1∙10¹⁸ кг

• Если считать давление аргументом, а высоту функцией, то уравнение статики примет вид: d z = - (RT/gp)dp

• Величина h = RT/gp показывает насколько метров нужно подняться вверх, чтобы давление упало на 1 гПа

• Она называется барической ступенью

• Пример: при T=273^oK, p=1000гПа

h = 287*273/9.8/1000 ≈ 8 метров

Давление следует подставлять в гектопаскалях, а значения h получаются в метрах. Например, если на уровне моря давление 1000 гПа, а температура 10 ⁰С, то h = 287∙(273+10)/9,8/1000 ≈ 8 м . Таким образом, барическая ступень показывает, что при подъеме на 8 м давление упадет, примерно на 1 гПа.

Уравнение, описывающее изменение атмосферного давления с высотой в предположении статического равновесия, т. е. при равновесии силы тяжести и вертикальной составляющей барического градиента:

Равновесие (покой) объема воздуха плотностью ρ обеспечивается равенством двух действующих на него Одна из них – сила тяжести – равна mg или g ρ Δz и направлена вниз.

Другая образуется вследствие разности давлений: на верхней грани блока давление p+ Δp, а на нижней – p. В условиях равновесия равнодействующая сил давления должна быть направлена вверх.

Для бесконечно тонкого (dz) слоя атмосферы уравнение статики:

Уравнение статики позволяет вычислить массу (m(z)) вышележащего единичного столба атмосферы для любого уровня z по формуле;

Уравнение статики позволяет оценить потенциальную энергию воздуха в атмосферном столбе 7. Основные законы излучения применительно к атмосфере. 

Испускание электромагнитных волн (или радиации) поверхностью Земли. Подавляющая часть радиации излучается земной поверхностью в инфракрасном диапазоне от 4 до 120 мкм. Интенсивность потоков радиации измеряется в единицах энергии на единицу площади в единицу времени. По величине излучения, измеряемого инфракрасным датчиком (с самолёта, спутника и т. д.), можно восстановить тем-ру излучающей поверхности (согласно закону Стефана – Больцмана, величина излучения пропорциональна четвёртой степени тем-ры поверхности). Излучение земной поверхности представляет собой одну из важнейших составляющих её радиационного баланса.

Законы излучения Кирхгофа, Стефана-Больцмана, Планка, Вина.

В частности, в соответствии с законом Стефана-Больцмана излучаемая телом энергия растёт пропорционально чётвертой степени абсолютной степени излучателя. Распределение энергии в спектре радиацмм, т.е. по длинам волн, зависит, по закону Планка, от температуры излучателя. В соответствии с законом Вина длина волны, на которую приходится максимум лучистой энергии, обратно пропорциональна абсолютной температуре излучателя. Это значит, что с повышением температуры максимум энергии перемещается на всё более короткие волны.

Закон Кирхгоффа. В условиях локального термодинамического равновесия любое тело поглощает только часть α_λ потока энергии B_λ(T), излучаемой абсолютно черным телом, и излучает поток энергии ε_λ , т.е. ε_λ = α_λ B_λ(T). Из этого следует, что поглощаемое абсолютно черным телом излучение R_λ равно его собственному излучению B_λ(T), которое зависит только от его температуры. Это значит, что температура абсолютно черного тела устанавливается в результате радиационного равновесия:

.

Закон Планка. Монохроматическое излучение B_λ(T) абсолютно черного тела при температуре Т зависит от длины волны по закону:

.

Закон Вина: По длине волны, на которую приходится максимум B_λ(T) , можно определить температуру излучающего тела. Формула связи приведена на рис.36. Там же помещены значения длин волн максимального излучения для каждой температуры излучающего тела. Закон Вина объясняет желтовато-белый цвет солнца, а также других тел, температура которых формирует тепловое излучение видимого глазу диапазона ЭМВ.

Полный поток излучения абсолютного черного тела B(T) может быть получен путем интегрирования функции Планка B_λ(T) по всем длинам волн. Величина B(T) определяется законом Стефана ‑ Больцмана: поток излучения абсолютного тела зависит от его температуры по формуле:

8. Солнечная радиация, ее спектральный состав. Солнечная постоянная. Распределение солнечной радиации по земному шару и ее изменение во времени. 

Лучистая энергия Солнца является основным, а практически единственным источником тепла для поверхности Земли и для ее атмосферы. Радиация, поступающая от звезд и от Луны, ничтожно мала по сравнению с солнечной радиацией. Также ничтожно мал и поток тепла, направленный к земной поверхности и в атмосферу из глубин Земли.

Солнечная постоянная Количественной мерой солнечной радиации, поступающей на некоторую поверхность, служит энергетическая освещенность, или плотность потока радиации, т.е. количество лучистой энергии, падающей на единицу площади в единицу времени. Энергетическая освещенность измеряется в Вт/м2. Как известно, Земля вращается вокруг Солнца по мало растянутому эллипсу, в одном из фокусов которого находится Солнце. В начале января Земля наиболее близка к Солнцу (147-Ю6 км), в начале июля — наиболее далека от него (152-106 км). Энергетическая освещенность изменяется обратно пропорционально квадрату расстояния

Спектральный состав солнечной радиации

В спектре солнечной радиации на интервал длин волн между 0,1 и 4 мкм приходится 99% всей энергии солнечного излучения. Всего 1% остается на радиацию с меньшими и большими длинами волн, вплоть до рентгеновских лучей и радиоволн. Видимый свет занимает узкий интервал длин волн. Однако в этом интервале заключается половина всей солнечной лучистой энергии. На инфракрасное излучение приходится 44%, а на ультрафиолетовое — 9% всей лучистой энергии. 9. Поглощение и рассеяние солнечной радиации в атмосфере. Оптические атмосферные явления. 

поглощение:

В атмосфере поглощается сравнительно небольшое количество солнечной радиации, при этом главным образом в инфракрасной части спектра. Это поглощение - избирательное: разные газы поглощают радиацию в разных участках спектра и в разной степени.

Азот поглощает радиацию только очень малых длин волн в ультрафиолетовой части спектра. Энергия солнечной радиации в этом участке спектра совершенно ничтожна, и потому поглощение азотом практически не отражается на интенсивности солнечной радиации. В большей степени, но все же очень мало поглощает солнечную радиацию кислород - в двух узких участках видимой части спектра и в ультрафиолетовой его части. Более сильным поглотителем солнечной радиации является озон. Его содержание в воздухе, даже в стратосфере, очень мало; тем не менее он настолько сильно поглощает ультрафиолетовую радиацию, что из солнечной постоянной теряется несколько процентов. В результате поглощения в верхних слоях атмосферы в солнечном спектре у земной поверхности не наблюдаются волны короче 0,29 мк.

Сильно поглощает радиацию в инфракрасной области спектра углекислый газ; но его содержание в атмосфере ничтожно, и поэтому поглощение им в общем незначительно. Основным же поглотителем радиации в атмосфере является водяной пар, сосредоточивающийся в тропосфере и, особенно в нижней ее части. Из общего состава солнечной радиации водяной пар поглощает значительную долю в инфракрасной области спектра. Хорошо поглощают солнечную радиацию также атмосферные аэрозоли, т. е. облака и твердые частички, взвешенные в атмосфере.

В целом в атмосфере поглощается 15-20% радиации, приходящей от Солнца к Земле. В каждом отдельном месте поглощение меняется с течением времени в зависимости как от переменного содержания в воздухе поглощающих субстанций, главным образом водяного пара, облаков и пыли, так и от высоты солнца над горизонтом, т. е. от толщины слоя воздуха, проходимого лучами на пути сквозь атмосферу.

рассеяние:

Кроме поглощения, прямая солнечная радиация на пути сквозь атмосферу ослабляется еще путем рассеяния, причем ослабляется более значительно. При этом рассеяние радиации тем больше, чем больше содержит воздух аэрозольных примесей.

Рассеянием называется частичное преобразование радиации, имеющей определенное направление распространения (а такой именно и является прямая солнечная радиация, распространяющаяся в виде параллельных лучей), в радиацию, идущую по всем направлениям. Рассеяние происходит в оптически неоднородной среде, т. е. в среде, где показатель преломления меняется от точки к точке. Такой оптически неоднородной средой является атмосферный воздух, содержащий мельчайшие частички жидких и твердых примесей - капельки, кристаллы, ядра конденсации, пылинки. Но оптически неоднородной средой является и чистый, свободный от примесей воздух, так как в нем вследствие теплового движения молекул постоянно возникают сгущения и разрежения, колебания плотности. Таким образом, встречаясь с молекулами и посторонними частичками в атмосфере, солнечные лучи теряют прямолинейное направление распространения, рассеиваются. Радиация распространяется от рассеивающих частичек таким образом, как если бы они сами были источниками радиации.

Около 25% энергии общего потока солнечной радиации превращается в атмосфере в рассеянную радиацию. Правда, значительная доля рассеянной радиации также приходит к земной поверхности. Но это будет уже особый вид радиации, существенно отличный от прямой радиации.

Во-первых, рассеянная радиация приходит к земной поверхности не от солнечного диска, а от всего небесного свода. Поэтому приходится измерять ее приток на горизонтальную поверхность. Интенсивностью рассеянной радиации мы будем называть ее приток в калориях на один квадратный сантиметр горизонтальной поверхности в минуту. 10. Основные термины, принятые для описания составляющих коротковолнового баланса на подстилающей поверхности. Фотосинтетически активная радиация. 

Q= (Isin(h)+i)*(1-A) – баланс КВ радиации

А – альбедо поверхности

Isin(h)+i – суммарная КВ радиация – I от s

Isin(h) – прямая радиация

i - рассеянная радиация

R от п =(s *sin hc +D)*(1-альфа)-Еэф

s *sin hc +D – суммарная радиация

s – энергетическая освещенность прямой радиацией

D – энергетическая освещенность рассеянной радиацией

hc – высота солнца

(s *sin hc +D)*(1-альфа) – поглощенная радиация

Еэф – эффективное излучение

Q=(Isin(h) + i) - (l-A)

Isin(h) - прямая радиация

i - рассеяная радиация

A - альбедо поверхности

С возрастанием влажности почвы албедо снижается.

хз что это за ужас, это из той шпоры 11. Длинноволновая радиация Земли и атмосферы. Ее спектральный состав. Основные газы, поглощающие длинноволновое излучение. Эффективное излучение. Парниковый эффект. 

Вследствие поглощения атмосферой в космос уходит меньше радиации от земной пов-ти, чем поступает на нее от солнца. Солнечная радиация ослабляется за счет рассеяния. Земная за счет поглощения в атмосфере.

Солнечная радиация, как прямая, так и рассеянная поглощается земной поверхностью. Земля нагревается и излучает в атмосферу инфракрасную радиацию. Атм. нагревается за счет излучения Земли, а затем излучает в космос меньше радиации при гораздо более низкой температуре. Этим сохраняется тепло у поверхности земли.

Основным поглощающим земную радиацию газом является водяной пар.95%

Углекислый газ важен, потому что его увеличение усиливает общее поглощение радиации и сдвигает радиационное равновесие в сторону потепления.

За счет многослойного переизлучения атмосфера отдает длинно волновой радиации столько, сколько нужно для компенсации прихода коротко волновой с учетом отражения. Так работает механизм максимального усвоения возможного на данной орбите потока солнечной радиации.

Кстати послойное переизлучение объясняет почему падает темп-ра в атмосфере с высотой.

Противоизлучение атмосферы уменьшает потерю тепла земной поверхностью и приводит к возникновению парникового эффекта. Именно парниковый эффект объясняет, почему же у поверхности Земли температура в среднем близка к 284 К. Суть парникового эффекта можно уяснить, используя простейшее описание процесса переноса длинноволновой радиации в атмосфере, которую для краткости можно назвать моделью Симпсона – Гуди 12. Радиационный баланс земной поверхности, атмосферы и системы земля-атмосфера. Основные закономерности распределения радиационного баланса по земному шару 

Радиационный баланс земной поверхности - разность между суммарной солнечной радиацией, поглощенной земной поверхностью, и ее эффективным излучением. Для земной поверхности

- приходная часть есть поглощенная прямая и рассеянная солнечная радиация, а также поглощенное встречное излучение атмосферы;

- расходная часть состоит из потери тепла за счет собственного излучения земной поверхности.

Радиационный баланс может быть положительным (днем, летом) и отрицательным (ночью, зимой); измеряется в кВт/кв.м/мин.

Радиационный баланс земной поверхности - важнейший компонент теплового баланса земной поверхности; один из основных климатообразующих факторов.

13. Адиабатические процессы в атмосфере и образование конвективных облаков.

Адиабати́ческий, или адиаба́тный проце́сс (от др.-греч. ἀδιάβατος — «непроходимый») —термодинамический процесс в макроскопической системе, при котором система не обменивается тепловой энергией с окружающим пространством.

Адиабатический процесс является частным случаем политропного процесса, так как при нёмтеплоёмкость газа равна нулю и, следовательно, постоянна. Адиабатические процессыобратимы только тогда, когда в каждый момент времени система остаётся равновесной(например, изменение состояния происходит достаточно медленно) и изменения энтропии не происходит. Некоторые авторы (в частности, Л. Д. Ландау) называли адиабатическими толькоквазистатические адиабатические процессы.

При адиабатических процессах расширение воздуха сопровождается его охлаждением, что характерно для поднимающегося воздуха, а сжатие – нагреванием (при опускании объема воздуха). Мерой охлаждения или нагревания воздуха при адиабатическом процессе служит адиабатический градиент температуры. В сухом воздухе вертикальный температурный градиент принимают равным 1⁰С/100м и называют сухоадиабатическим градиентом (g_а). Если в воздухе имеется водяной пар, и его количество полностью насыщает данный объем воздуха, то адиабатический градиент при подъеме будет меньше, чем 1° на 100 м, а при опускании останется без изменения, т. е. равным 1° на 100 м. несколько. При подъеме насыщенного водяным паром воздуха адиабатический градиент называетсявлажноадиабатическим.

При подъеме ненасыщенного воздуха водяной пар, содержащийся в нем, приближается к состоянию насыщения (вследствие понижения температуры воздуха). Высота, на которой водяной пар в поднимающемся воздухе достигает насыщения, называется уровнем конденсации. На уровне конденсации температура воздуха равна температуре точки росы, а относительная влажность равна 100%. Высота уровня конденсации находится в прямой зависимости от температуры воздуха у земли и в обратной зависимости от его относительной влажности.

При подъёме воздуха выше уровня конденсации происходит конденсация водяного пара и образование облаков. Высота их нижней границы на 100-200 м выше этого уровня. Если уровень конденсации находится у поверхности земли, то образуется туман.

При восходящем движении воздушная масса может подниматься до тех пор, пока ее температура не сравняется с температурой окружающего воздуха. Уровень конвекции – высота, до которой может распространяться восходящий воздушный поток. На уровне конвекции температура поднимающегося воздуха равна температуре окружающего воздуха.

Для образования облаков существенное значение имеет взаимное расположение уровней конденсации и конвекции. Если уровень конвекции располагается выше уровня конденсации, то между этими слоями, как правило, образуются облака. Если уровень конвекции лежит ниже уровня конденсации, то восходящие потоки не приводят к образованию облаков

  14. Сила плавучести и условие возникновения конвекции по методу частицы. Изменения состояния частицы сухого и влажного воздуха при адиабатических перемещениях по вертикали.

Условия для развития вертикальных движений в атмосфере могут быть благоприятными или неблагоприятными. Возникшие в атмосфере вертикальные движения воздуха в зависимости от ее физического состояния могут быстро затухать на небольшой высоте или же, наоборот, распространяться на большую высоту.

На развитие вертикальных движений воздуха и их интенсивность существенное влияние оказывает соотношение между температурой поднимающегося или опускающегося объема воздуха и температурой окружающей среды. Такое соотношение определяется при сравнении сухоадиабатического или влажноадиабатического градиента с вертикальным температурным градиентом, характеризующим реальное распределение температуры с высотой.

Можно выделить четыре случая, характеризующие развитие вертикальных движений воздуха, в зависимости от величины вертикального температурного градиента:

1. g > g_а > g_{ва ..} В случае, когда вертикальный температурный градиент воздуха больше сухоадиабатического и влажноадиабатического, выведенная из состояния равновесия сухая и насыщенная воздушные массы становятся неустойчивыми, т.е. и в сухом и насыщенном воздухе будут развиваться восходящие и нисходящие движения. Такое состояние называется неустойчивым равновесием воздуха.

2. g < g_ва < g_а.. В этом случае выведенные из состояния равновесия сухая и насыщенная воздушные массы будут возвращаться в прежнее устойчивое состояние, т.е. возникшие вертикальные движения будут быстро затухать. Такое состояние называется устойчивым равновесием воздуха.

3. g_а > g > g_ва . В случае, когда вертикальный температурный градиент воздуха меньше сухоадиабатического, но больше влажноадиабатического, выведенная из состояния равновесия сухая воздушная масса (при подъеме и опускании) и насыщенная воздушная масса (при опускании) будут возвращаться в прежнее устойчивое состояние, наблюдается устойчивое равновесие. В случае подъема насыщенного воздуха будет неустойчивое равновесие. Это состояние атмосферы называется влажнонеустойчивым равновесием.

4. g = g_а или g = g_ва В случае равенства вертикального температурного градиента воздуха сухоадиабатическому или влажноадиабатическому, объем воздуха при поднятии или опускании на какую-либо высоту останется на этой высоте. Такое состояние называется безразличным равновесием.

Рассмотренные случаи позволяют сделать следующие выводы:

- в насыщенном воздухе восходящие движения возникают легче, чем в сухом (насыщенный воздух всегда более неустойчив);

- чем выше температура воздуха, тем легче в этом воздухе возникают восходящие движения;

- при неустойчивом состоянии атмосферы вертикальные движения интенсивно развиваются и скорости восходящих потоков с высотой увеличиваются;

- при устойчивом состоянии атмосферы восходящие движения обычно не наблюдаются, а если они по какой-либо причине возникли, то быстро затухают;

- слои инверсии, изотермии, а также слои с замедленным падением температуры препятствуют развитию вертикальных движений.

  15. Основные закономерности теплопередачи в деятельном слое подстилающей поверхности (в почве, снежном покрове и водоемах). 

В атмосферных условиях теплооборот характеризует сложные процессы получения, передачи, переноса и потери тепла в системе Земля -атмосфера. Прямая солнечная радиация, прошедшая через атмосферу, и рассеянная радиация, частично от нее отражаются, но в большей части поглощаются ею и нагревают верхние слои почвы и водоемов. Земная поверхность испускает невидимую инфракрасную радиацию, которую в большей части поглощает атмосфера и нагревается. Атмосфера излучает инфракрасную радиацию, большую часть которой поглощает земная поверхность. Одновременно земная и атмосферная радиации непрерывно излучаются в мировое пространство и вместе с отраженной солнечной радиацией уравновешивают приток солнечной радиации к Земле. Часть лучистой энергии идет на нагревание земной поверхности и атмосферы.

Кроме теплообмена путем излучения, между земной поверхностью и атмосферой происходит обмен теплом путем теплопроводности. В передаче тепла внутри атмосферы важную роль играет перемешивание воздуха в вертикальном направлении. Значительная часть тепла, поступающего на земную поверхность, затрачивается на нагревание воды. При конденсации водяного пара в атмосфере выделяется тепло, которое идет на нагревание воздуха. Существенным процессом в теплообороте является горизонтальный перенос тепла воздушными течениями.

Температура воздуха имеет суточный и годовой ход в зависимости от притока солнечной радиации по широтам, распределения суши и моря, которые имеют различные условия поглощения радиации и соответственно по-разному нагреваются, а также горизонтального переноса воздуха с океана на сушу и с суши на океан.

Между атмосферой и земной поверхностью происходит постоянный влагооборот. С водной поверхности, почвы, растительности в атмосферу испаряется вода, на что затрачивается большое количество тепла из почвы и верхних слоев воды. В реальных условиях в атмосфере водяной пар конденсируется, вследствие этого возникают облака и туманы. Осадки, выпадающие из облаков, уравновешивают испарение в целом для всего земного шара. Количество осадков и распределение их в пространстве и во времени определяют особенности растительного покрова и земледелия. От распределения количества осадков, их изменчивости, зависит гидрологический режим водоемов. Промерзание почвы, режим многолетней мерзлоты обусловлены высотой снежного покрова.

Неравномерное распределение тепла в атмосфере приводит к неравномерному распределению атмосферного давления, и как следствие движению воздуха. На характер движения воздуха относительно земной поверхности большое влияние оказывает суточное вращение Земли. В пограничном слое атмосферы на движение воздуха влияет трение.

Совокупность основных воздушных течений, которые реализуют горизонтальный и вертикальный обмен масс воздуха, - общая циркуляция атмосферы Ее проявление в первую очередь зависит от постоянно возникающих в атмосфере волн и вихрей, перемещающихся с различной скоростью. Это образование атмосферных возмущений - циклонов и антициклонов - характерная черта атмосферной циркуляции. Общая циркуляция атмосферы является одной из характеристик состояния климатической системы. С перемещениями воздуха связаны основные изменения погоды.

Состояние глобальной климатической системы определяет характер климатообразующих процессов - атмосферной циркуляции, теплооборота и влагооборота, проявляющихся в различных географических регионах. В связи с этим типы локальных климатов зависят от широты, распределения суши и моря, орографии, почвы, растительного и снежного покрова, океанических течений.

16. Процессы передачи тепла от подстилающей поверхности в атмосферу. Понятие о турбулентном обмене в атмосфере и его характеристики. 

Солнце нагревает Землю видимым излучением, а Земля излучает в атмосферу инфракрасное.

Тепловое излучение атмосферой поглощается и переизлучается. Длины волн инфракрасного излучения велики по сравнению с размерами молекул атмосферных газов. Поэтому рассеяния или отражения их не происходит. Атмосферные газы только поглощают падающую на них радиацию, их молекулы возбуждаются и излучают свое тепловое излучение.

Деятельный слой – такой слой почвы и воды, температура которого испытывает суточные и годовые колебания. На суше – 8-30м, в воде 200-300м.  Важнейшую роль в переносе тепла от поверхности в вышележащие слои тропосферы играют турбулентный теплообмен и передача скрытой теплоты парообразования. Беспорядочное движение частиц воздуха, вызванное его нагреванием неравномерно нагретой подстилающей поверхности, называют термической турбулентностью или термической конвекцией. Если вместо мелких хаотических движущихся вихрей начинают преобладать мощные восходящие (термики) и менее мощные нисходящие движения воздуха, конвекция называется упорядоченной. Нагревающийся у поверхности теплый воздух устремляется вверх. Термическая конвекция может развиваться только до тех пор, пока воздух имеет температуру выше температуры той среды, в которой он поднимается. Если температура поднимающегося воздуха окажется равной температуре окружающей его среды, поднятие прекратится; если же воздух станет холоднее, он начнет опускаться. При турбулентном движении воздуха все новые и новые его частицы, соприкасаясь с поверхностью, получают тепло, а поднимаясь и перемешиваясь, отдают его другим частицам. Количество тепла, получаемое воздухом от поверхности посредством турбулентности, больше количества тепла, получаемого им в результате излучения, в 400 раз и в результате передачи путем молекулярной теплопроводности — почти в 500 000 раз. Тепло переносится от поверхности в атмосферу вместе с испарившейся с нее влагой, а затем выделяется в процессе конденсации.  В поднимающемся воздухе температура изменяется вследствие адиабатического процесса, т. е. без обмена теплом с окружающей средой, за счет преобразования внутренней энергии газа в работу и работы во внутреннюю энергию. Возрастание температуры с высотой называется инверсией, а слой воздуха, в котором температура с высотой возрастает,— слоем инверсии. В атмосфере почти всегда можно наблюдать слои инверсии. У земной поверхности при сильном ее охлаждении в результате излучения возникает радиационная инверсия (инверсия излучения) . Она появляется в ясные летние ночи и может охватить слой в несколько сотен метров. Усилению инверсии способствуют условия рельефа: холодный воздух стекает в понижение и там застаивается. Такие инверсии называются орографическими. Мощные инверсии, называемые адвентивными, образуются в тех случаях, когда сравнительно теплый воздух приходит на холодную поверхность, охлаждающую нижние его слои. 

по формуле: S=A*GRAD. Под характеристиками подразумевается количество субстанции, участвующей в турбулентном обмене, переносимую через единицу площади за единицу времени - S; градиент субстанции в атмосфере – GRAD; A - коэффициент обмена, который зависит от атмосферных условий и характера подстилающей поверхности. под субстанцией понимается (тепло, пыль, газы и прочее)

17. Вертикальное и горизонтальное распределение температуры воздуха в приземном слое атмосферы, в тропосфере, стратосфере и мезосфере. Распределение температуры воздуха у земной поверхности и изменение во времени. 

В отличие от индивидуальных изменений температуры в массе воздуха существует вертикальное распределение температуры в атмосфере. Температура в атмосферном столбе может распределяться по высоте различным образом. Это распределение не подчиняется никакой простой закономерности.

Представление о распределении температуры относительно высоты дает вертикальный градиент температуры:

, то есть изменение температуры в атмосфере на единицу высоты (обычно на 100м).

В обычном случае температура с увеличением высоты падает. Вертикальный градиент меняется в широких пределах: в нижних 10 км в среднем по 0,6° на 100 м; в нижних слоях над нагретой поверхностью по 1 ° на 100 м.; в приземном слое – по несколько градусов на 100 м.

Если температура воздуха с увеличением высоты не падает, а растет, такое ее распределение называется инверсией температуры. Происходит это обычно в ночные часы в приземном слое.

Если температура воздуха не изменяется с увеличением высоты, то в данном случае вертикальный градиент равен 0, и такое состояние называется изотермией.

На высоте от 10 до 50 км вертикальное распределение температуры является изотермическим или инверсионным.

Вообще, характер распределения температуры воздуха в каком-то слое атмосферы называется термической стратификацией атмосферы, и, в зависимости от вертикального распределения температуры, слой находится в состоянии устойчивого, безразличного или неустойчивого равновесия.

Горизонтальный градиент температуры

Вектор, характеризующий убывание температуры в атмосфере на единицу расстояния по нормали к изотермической поверхности:

Горизонтальный градиент температуры относится чаще всего к расстоянию 100 км по нормали к изотерме. Порядок величин горизонтального градиента температуры — десятые доли градуса на 100 км, во фронтальных зонах он может превышать 10° на 100 км. Горизонтальный градиент температуры называют еще термическим градиентом.

Воздушные массы

Основными синоптическим объектами, определяющими устойчивую погоду в течение нескольких дней, являются воздушные массы. Это большие области тропосферы, воздух в которых почти однороден по температуре, влажности и запыленности. Они формируются в таких районах (очагах) с однородной подстилающей поверхностью, где по условиям общей циркуляции атмосферы воздух пребывает достаточно долго (антициклонические области). Воздух приобретает свойства подстилающей поверхности и потом долго сохраняет их при перемещении воздушных масс по Земле.

Основные типы воздушных масс по очагам формирования: Арктические (А), Полярные или умеренных широт (P), Тропические (T), Экваториальные (E). Дополнительно учитывают морское (m) или континентальное (c) происхождение воздушной массы.

Если воздушная масса движется от более теплой (холодной) подстилающей поверхности в сторону более холодной (теплой), она называется теплой (холодной). Аналогично определяются и понятия «влажной» и «сухой» воздушной массы.

Понятно, что в теплой воздушной массе будет по мере движения усиливаться устойчивость, а холодная становится неустойчивой.

Воздушные массы определяют погоду в течение нескольких дней, а смена воздушных масс при их перемещении в районе наблюдений происходит в течение нескольких часов. Это значит, что на границе воздушных масс образуются узкие зоны перехода, которые называются атмосферными фронтами.

Фронт - Переходная зона или (условно) поверхность раздела между двумя воздушными массами в в атмосфере. Фронтом называют также линию пересечения фронтальной поверхности с поверхностью земли или с поверхностью уровня.

КЛИМАТИЧЕСКИЙ ФРОНТ - вытянутая узкая зона максимальной повторяемости фронтов, разделяющих возд. массы двух определённых широтных геогр. типов в к.-л. р-не. Напр., азиатский полярный К. ф. разделяет возд. массы умеренных широт и тропич. возд. массы на материке Азии, тихоокеанский тропич. К. ф. - тропич. и экватор, возд. массы на Тихом ок. и т. д. Понятие К. ф. в значит. степени условно, т. к. реальные фронты данного геогр. типа возникают и перемещаются в пределах огромных территорий и их максимальная повторяемость в зоне К. ф. лишь не намного превышает повторяемость в соседних областях.

18. Тепловой баланс земной поверхности, атмосферы и системы Земля-атмосфера. 

Тепловой баланс земной поверхности и атмосферы, учитывая приток и отдачу тепла для системы Земля — атмосфера, отражает закон сохранения энергии. Чтобы составить уравнение теплового баланса Земля — атмосфера, следует учесть все тепло — получаемое и расходуемое,— с одной стороны, всей Землей вместе с атмосферой, а с другой — отдельно подстилающей поверхностью земли (вместе с гидросферой и литосферой) и атмосферой. Поглощая лучистую энергию Солнца, земная поверхность часть этой энергии теряет через излучение. Остальная часть расходуется на нагревание этой поверхности и нижних слоев атмосферы, а также на испарение. Нагревание подстилающей поверхности сопровождается теплоотдачей в почву, а если почва влажная, то одновременно происходит затрата тепла и на испарение почвенной влаги.

Таким образом, тепловой баланс Земли в целом складывается из четырех составляющих.

Радиационный баланс (R). Он определяется разностью между количеством поглощенной коротковолновой радиации Солнца и длинноволновым эффективным излучением.

Теплообмен в почве, характеризующий процесс теплопередачи между поверхностными и более глубокими слоями почвы (А). Этот теплообмен зависит от теплоемкости и теплопроводности почвы.

Турбулентный теплообмен между земной поверхностью и атмосферой (Р). Он определяется количеством тепла, которое подстилающая поверхность получает или отдает атмосфере в зависимости от соотношения между температурами подстилающей поверхности и атмосферы.

Тепло, затрачиваемое на испарение (LE). Оно определяется произведением скрытой теплоты парообразования (L) на испарение (Е).

Эти составляющие теплового баланса связаны между собою следующим соотношением:

R=A+P+LE

Расчеты составляющих теплового баланса позволяют определить, как преобразуется на поверхности земли и в атмосфере приходящая солнечная энергия. В средних и высоких широтах приток солнечной радиации летом положителен, зимой отрицателен. Согласно вычислениям южнее 39° с. ш. баланс лучистой энергии положителен в течение всего года, На широте около 50° на Европейской территории СССР баланс положителен с марта по ноябрь и отрицателен в течение трех зимних месяцев. На широте 80° положительный радиационный баланс наблюдается лишь в период май — август.

В соответствии с расчетами теплового баланса Земли суммарная солнечная радиация, поглощенная поверхностью земли в целом, составляет 43% от солнечной радиации, приходящей на внешнюю границу атмосферы. Эффективное излучение с земной поверхности равно 15% этой величины, радиационный баланс — 28%, затрата тепла на испарение — 23% и турбулентная теплоотдача — 5%.

19. Физическая сущность процесса испарения. Формула Дальтона. Уравнение переноса водяного пара в атмосфере. 

Испарение — процесс фазового перехода вещества из жидкого состояния в парообразное или газообразное, происходящий на поверхности вещества. Процесс испарения является обратным процессу конденсации (переход из парообразного состояния в жидкое). При испарении с поверхности жидкости или твёрдого тела вылетают (отрываются) частицы (молекулы, атомы), при этом их кинетическая энергия должна быть достаточна для совершения работы, необходимой для преодоления сил притяжения со стороны других молекул жидкости. Испарение — эндотермический процесс, при котором поглощается теплота фазового перехода — теплота испарения, затрачиваемая на преодоление сил молекулярного сцепления в жидкой фазе и на работу расширения при превращении жидкости в пар.

Процесс испарения зависит от интенсивности теплового движения молекул: чем быстрее движутся молекулы, тем быстрее происходит испарение. Кроме того, на испарение влияет скорость внешней (по отношению к веществу) диффузии, а также свойства самого вещества: к примеру, спирт испаряется гораздо быстрее воды. Важным фактором является также площадь поверхности жидкости, с которой происходит испарение: из узкого стакана оно будет происходить медленнее, чем из широкой тарелки.

 В соответствии с законом Дальтона скорость испарения жидкости прямо пропорциональна поверхности испарения. 

20. Вертикальное распределение влажности в приземном слое атмосферы и в тропосфере. Суточных и годовой ход упругости водяного пара и относительной влажности. Географическое распределение влажности воздуха. 

Хотя интенсивность солнечной радиации с высотой возрастает (приблизительно на 10 единиц на 1 км высоты), длинноволновое излучение Земли увеличивается с высотой быстрее. Считается, что на каждые 100 м поднятия местности температура снижается несколько более чем на 0,5 С. Это средний годовой температурный градиент. Летом он увеличивается, а зимой уменьшается. Меняется он также в зависимости от времени суток, характера воздушной массы и ее перемещения, рельефа и т. д. Снижение температуры с высотой служит главной причиной формирования высотной климатической зональности (поясности), играющей решающую роль в ландшафтной дифференциации гор. С высотой изменяются абсолютная влажность, ее годовой и суточный ход. Поскольку величина абсолютной влажности уменьшается с понижением температуры, увеличение высоты должно приводить к ее снижению.

С высотой упругость водяного пара убывает; убывает и абсолютная, и относительная влажность. Это вполне понятно: ведь давление и плотность воздуха в целом также убывают с высотой. Замечательно, однако, то, что процентное содержание водяного пара по отношению к постоянным газам воздуха также убывает с высотой. Это значит, что упругость и плотность водяного пара убывают с высотой быстрее (даже значительно быстрее), чем общее давление и общая плотность воздуха.

Зависит это от того, что водяной пар постоянно поступает в атмосферу снизу и, постепенно распространяясь вверх, конденсируется в более или менее высоких слоях вследствие понижения температуры. Поэтому в нижних слоях его больше по отношению к сухому воздуху, чем в верхних.

Убывание влажности с высотой в отдельных случаях происходит по-разному в зависимости от условий перемешивания воздуха и от вертикального распределения температуры. В среднем же упругость водяного пара падает с высотой так, как об этом говорилось в главе второй. Вместе с упругостью пара так же быстро убывает с высотой и абсолютная, и относительная влажность. Таким образом, половина всего водяного пара приходится на нижние 1,5 км и свыше 99% — на тропосферу.

В горах влагосодержание несколько больше, чем на тех же высотах в свободной атмосфере, по понятным причинам: здесь ближе источник влаги — земная поверхность.

Существуют эмпирические формулы, описывающие распределение упругости пара и удельной влажности с высотой в горах и в свободной атмосфере.

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

Зная распределение абсолютной влажности по высоте, можно подсчитать, сколько водяного пара содержится во всем столбе воздуха над единицей площади земной поверхности. Эту величину называют осажденной водой. Лучше было бы назвать ее запасом влаги в атмосферном столбе. В среднем над каждым квадратным метром земной поверхности в воздухе содержится около 28,5 кг водяного пара. Напомним, что общий вес воздуха над каждым квадратным метром земной поверхности при среднем атмосферном давлении свыше 10 т, т. е. больше в 300 раз. 

Влажность воздуха – содержание водяного пара в воздухе; влагосодержание – содержание воды в трех агрегатных состояниях. Наиболее важными, хотя и не единственными показателями влажности служат:

-абсолютная влажность воздуха – реальное количество водяного пара в 1 м³ воздуха, г/м³. С увеличением температуры абсолютная влажность увеличивается, так как теплый воздух может содержать больше водяных паров.

-относительная влажность – отношение абсолютной влажности к максимальной (предельное содержание водяного пара при данной температуре), выраженное в процентах. При повышении температуры относительная влажность понижается, так как с ростом температуры быстрее растет максимальная влажность.

Географическое распределение влажности зависит от температуры воздуха, испарения и переноса паров воды. Абсолютная влажность уменьшается от экватора (25-30 г/м³) к полярным широтам (около 1 г/м³). Относительная влажность в экваториальных и полярных широтах составляет 85-90%: на экваторе из-за большого количества осадков и испарения, а в полярных широтах из-за низких температур. В умеренных широтах летом относительная влажность равна 60%, зимой она возрастает до 75-80%. Самая низкая относительная влажность в тропиках на материках – 30-40%, летом может уменьшаться до 10%.

Поднимаясь, водяной пар достигает уровня конденсации и переходит в жидкое состояние. Та высота, на которой воздух достигает предела насыщения, называется уровнем конденсации. Кроме испарения в воздухе может начаться сублимация – переход водяного пара в твердое состояние минуя жидкую фазу (при температуре –10⁰С).

Конденсация может происходить на поверхности Земли и в атмосфере. В первом случае образуются гидрометеоры (продукты конденсации, образовавшиеся при непосредственном контакте водяного пара с земной поверхностью: роса, иней, твердый и жидкий налет, изморось), во втором облака и туманы. Туманы возникают в приземном слое атмосферы, облака – в свободной атмосфере.

21. Процессы конденсации и сублимации водяного пара в атмосфере и на земной поверхности. Виды и характеристика продуктов конденсации водяного пара в атмосфере и на подстилающей поверхности. 

Конденсация – переход воды из парообразного в жидкое состояние при понижении температуры до точки росы.

Сублимация – переход водяного пара при температуре ниже 0ºС минуя жидкое состояние в твердое (ледяные кристаллы).

Конденсация и сублимация водяного пара происходят на земной поверхности и на поверхности различных предметов, а также в воздухе при наличии ядер конденсации.

Продукты конденсации и сублимации. При достижении точки росы, охлаждающегося от земной поверхности воздуха, на холодной поверхности образуются роса (мелкие капельки), иней (мелкие ледяные кристаллы), жидкий или твердый налет, изморозь (рыхлые белые кристаллы).

В приземных слоях воздуха при конденсации и сублимации водяного пара образуются дымка и туманы.

Туман – взвешенные в воздухе капли воды и (или) кристаллы льда, понижающие горизонтальную видимость до 1 км. Менее потная, чем туман, совокупность капель и кристаллов, при которой горизонтальная видимость более 1 км, называется дымкой. Кроме того, размеры капель при дымке меньше, что тоже влияет на видимость. Туман и дымка – результат конденсации и сублимации водяного пара в приземном слое атмосферы. От тумана и дымки следует отличать мглу – помутнение нижних слоев атмосферы за счет взвешенных в воздухе частиц пыли, гари и дыма при лесных и торфяных пожарах (своеобразный «сухой туман»). Туман и дымка могут возникать как при положительной, так и при отрицательной температуре воздуха, если достигается точка росы и в воздухе есть ядра конденсации. При образовании туманов главной причиной насыщения воздуха является охлаждение его от земной поверхности, а не адиабатическое понижение температуры.

По условиям образования различают туманы охлаждения (радиационные и адвективные), туманы испарения и городские. Радиационные туманы бывают низкими (поземными) и высокими. Низкие туманы образуются в результате радиационного охлаждения подстилающей поверхности, а от нее и воздуха. Их возникновению способствуют те же условия, которые вызывают росу и иней. Они возникают чаще летними ночами, распространены пятнами над низинами и водоемами, имеют мощность десятки, реже сотни метров, днем обычно рассеиваются.

22. Физические условия образования туманов. Классификация туманов. 

Туман — форма выделения паров воды в виде микроскопических капель или ледяных кристаллов, которые, собираясь в приземном слое атмосферы (иногда до нескольких сотен метров), делают воздух менее прозрачным. Туманы возникают в том случае когда у земной поверхности создаются благоприятные условия для конденсации водяного пара. Вследствии гигроскопических ядер конденсации образование тумана начинается при относительной влажности меньше 100%.

Классификация-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 туманы преобладают в природе, как правило они являются туманами охлаждения. Их так же принято разделять на несколько типов:

- Радиационные туманы — туманы, который появляется в результате радиационного охлаждения земной поверхности и массы влажного приземного воздуха до точки росы. Обычно радиационный туман возникает ночью в условиях антициклона при безоблачной погоде и лёгком бризе.

- Адвективные туманы — образуются вследствие охлаждения тёплого влажного воздуха при его движении над более холодной поверхностью суши или воды.. Эти туманы могут развиваться над морем и над сушей и охватывать огромные пространства, в отдельных случаях до сотен тысяч км2.

- Морской туман — адвективный туман, возникший над морем в ходе переноса холодного воздуха на тёплую воду. Туманы такого типа часты, например, в Арктике, когда воздух попадает с ледового покрова на открытую поверхность моря.

- Фронтальные — образующиеся на границах атмосферных фронтов.

- адвективно-радиационные – оба фактора

- туманы склонов – при адиабатическом охлаждении воздуха при поднятии по склону

Облака отличаются от тумана тем, что возникают гораздо выше и охлаждение воздуха происходит не от земли, а из-за подъема воздуха вверх при восходящих потоках.

Единственный процесс, приводящий к образованию облаков – это охлаждение частицы воздуха при его подъеме.

Фотохимический туман (смог) представляет собой не туман из капель воды, а капли растворов химических веществ, образ на свету из выхлопных газов.

Смог возникает в результате фотохимических реакций нефтепродуктов при определенных условиях:

- наличие в атм. высокой концентрации загрязнителей

- интенсивной солнечной радиации и безветрии

Благоприятные условия для смога и тумана – инверсии (температура воздуха в каком-л слое растет с высотой), тк невозможна конвекция и воздухе копится всякая грязь. 23. Основные процессы облакообразования. Облака, их строение. Международная классификация облаков. 

Единственный процесс ,приводящий к образованию облаков-это охлаждение частици воздуха при его подьеме.

Границы облаков

Нижняя граница там,где примерно начинается конденцация

Верхняя там,где прикращаются восходящие потоки.

КУчевые облака возникают при больших вертикальных скоростях(0,5 -10 мм/с)Слоистые при маленьких восходящих скоростях((0.5-2мм/c)

Слоистые (Stratus, St)

Слоистые облака образуют однородный слой, сходный с туманом, но расположенном на высоте в сотни или даже десятки метров. 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.Однородно серый слой капельного строения .Из них может выпадать морось.При достаточно низких температкурах в нх появл. и твердые элементы,тогда из них могут выпадать ледяные иглы.,мелкий снего,снежные зерна.

Кучевые облака (Cumulus, Cu)

Кучевые облака — плотные, днём ярко-белые облака со значительным вертикальным развитием (до 5 км и более). Верхние части кучевых облаков имеют вид куполов или башен с округлыми очертаниями. Обычно кучевые облака возникают как облака конвекции в холодных воздушных массах.Основание облаков сравнительно темные.Они состоят только из водяных капель и лсадкоа не дают.

24. Осадки, выпадающие из облаков. Суточный и годовой ход осадков в различных зонах земного шара. Распределение осадков по земному шару. 

Дождь – если капля достаточно тяжелая (коагуляция, перегонка)

Снег – если температура надоблачного слоя отрицательная. Тк образовавшиеся в облаке снежинки (путем перегонки и других процессов, затем тяжелеют и падают) не тают.

Гололед образуется, если в подоблачном слое сначала идет «+» температура, затем тонкий слой «-» капля переохлаждается и замерзает стукнувшись о землю.

Если скорость снежинок оч велика, они не успевают соять в слое «+» температур и на землю выпадает град.

Мокрый снег – если у поверхности толстый слой «-» температур.

Роса (жидкий налет) – образуется на границах твердых частиц вследствие их охлаждения до Т<Тв и T>0 при штиле.

Если охлаждение твердых частиц до T<Td при Т<0, то образуется иней.

Жидкие осадки:

полосы падения, не достигающие земли;

морось (r <0,5 мкм); дождь (r > 0,5 мкм);

обложной дождь (длительный дождь из Ns);

ливень (сильный кратковременный дождь, обычно выпадает из Cb, часто сопровождается шквалом, грозой).

Твердые осадки:

снег – отдельные кристаллы (снежинки) часто наблюдаются в виде полос, связанных с перистыми облаками;

снежные заряды – кратковременное выпадение снега, Снегопад – продолжительное выпадение снега из Ns;

ливневый снег – сильный, но кратковременный снегопад из Cb;

Снежная буря – выпадение снега при сильном ветре и понижении температуры.

Дождь - жидкие осадки, состоящие из капель d - 0,5-6мм. выпадают, когда растущие капли в облаках становятся слишком тяжелыми, чтобы оставаться взвешенными в воздухе.Морось - жидкие осадки, состоящие из капель d -0,5 - 0,05мм. сочень малой скоростью падения.Снег -твердые осадки, состоящие из сложенных ледяных кристаллов. Образуются, когда микроскопические капли воды притягиваются к пылевым частицам и замерзают. Град - осадки в виде кусочков льда шарообразной или неправильной формы. d -мм и выше. выпадают при грозах.Снежная и ледяная крупа - осадки, состоящие из ледяных и сильно озерненных снежинок. Образуются, когда снежинки из верхних слоев облака попадают в нижележащий облачный слой, состоящий из мельчайших переохлажденных капель. Лед образуется при столкновение снежной крупы с боле крупными переохлажденными каплями в алее облака, лежащего еще ниже.Снежные зерна - маленькие крупики, напоминающие манную крупу.Ледяные иглы - осадки, состоящие из ледяных кристаллов в виде шестиугольных призм и пластин без разветвлений. Образуются в морозную погоду.Ледяной дождь - осадки, состоящие из прозрачных ледяных шариков. Кристаллы растаяли и превратились в капли, а затем снова замерзли.

Наибольшее количество осадков выпадает в экваториальной зоне 1000-2000мм в год, а местами до10000 мм в год. В умеренных широтах количество осадков выпадает особенно на западных побережьях материка, где преобладают западные ветры, выпадает до 1000 мм и более в год, а по мере удаления от западных берегов внутрь континента количество осадков доходит до 250 мм и менее в год. На распределение осадков значительно влияет рельеф. В горах выпадение осадков увеличивается до определенного предела, а затем уменьшается. На склонах, обращенных в сторону теплых, влажных ветров осадков выпадает больше, чем на подветренных. Большое влияние на осадки оказывают течения. На побережьях, омываемых теплыми течениями, осадков выпадает больше, чем на побережьях с холодным течением, но там чаще образуются туманы. 25. Влагооборот в атмосфере. 

Влагооборот – непрерывный процесс перемещения воды под действием солнечной радиации и силы тяжести. Благодаря влагообороту в атмосфере возникают облака и выпадают осадки. Выделяют малый, большой и внутриматериковый влагооборот. Малый влагооборот наблюдается над океаном, здесь взаимодействуют атмосфера, гидросфера, в процессе участвует живое вещество. Благодаря испарению в атмосферу поступает водяной пар, образуются облака и осадки выпадают на океан.

Основные звенья влагооборота в атмосфере: испарение, образование облаков, выпадение осадков.

Испарение – процесс перехода воды из жидкого состояния в газообразное. Одновременно идет обратный процесс – водяной пар переходит в жидкость, испарение идет тогда, когда первый процесс преобладает. Из двух составных частей испарения – непроизводительного физического с открытой поверхности и транспирации влаги растениями – большое природное значение имеет последняя, поскольку она участвует в развитии биосферы. На Земле на испарение воды затрачивается 25% всей солнечной энергии, достигающей земной поверхности. Суточный ход испарения параллелен суточному ходу температур: наибольшее испарение наблюдается в середине дня, минимум – в ночные часы. В годовом ходе испарения максимум приходится на лето, минимум наблюдается зимой. Величина испарения распределяется зонально по поверхности Земли. Максимальное испарение наблюдается в тропических широтах над океанами – 3000 мм/год, на суше величина испарения в тропических пустынях резко сокращается до 100 мм/год. На экваторе, на суше и океане, величина испарения примерно одинакова – 1500-2000 мм/год. В лесной зоне умеренных широт испарение составляет 600 мм/год, в пустынях уменьшается до 100 мм/год. Минимальное испарение характерно для полярных широт – 100 мм/год.

Испаряемость – максимально возможное испарение при ограниченных запасах воды. Испарение и испаряемость совпадают над океанами, над сушей испарение всегда меньше испаряемости. Максимальная испаряемость характерна для суши тропических широт: 2500-3000 мм в СП, 2000 в ЮП. В экваториальных широтах испаряемость равна 1500 мм/год, в умеренных широтах – 450-600 мм/год, в полярных широтах менее 200 мм/год.

Влажность воздуха – содержание водяного пара в воздухе; влагосодержание – содержание воды в трех агрегатных состояниях. Наиболее важными, хотя и не единственными показателями влажности служат:

-абсолютная влажность воздуха – реальное количество водяного пара в 1 м³ воздуха, г/м³. С увеличением температуры абсолютная влажность увеличивается, так как теплый воздух может содержать больше водяных паров.

-относительная влажность – отношение абсолютной влажности к максимальной (предельное содержание водяного пара при данной температуре), выраженное в процентах. При повышении температуры относительная влажность понижается, так как с ростом температуры быстрее растет максимальная влажность.

Географическое распределение влажности зависит от температуры воздуха, испарения и переноса паров воды. Абсолютная влажность уменьшается от экватора (25-30 г/м³) к полярным широтам (около 1 г/м³). Относительная влажность в экваториальных и полярных широтах составляет 85-90%: на экваторе из-за большого количества осадков и испарения, а в полярных широтах из-за низких температур. В умеренных широтах летом относительная влажность равна 60%, зимой она возрастает до 75-80%. Самая низкая относительная влажность в тропиках на материках – 30-40%, летом может уменьшаться до 10%.

Поднимаясь, водяной пар достигает уровня конденсации и переходит в жидкое состояние. Та высота, на которой воздух достигает предела насыщения, называется уровнем конденсации. Кроме испарения в воздухе может начаться сублимация – переход водяного пара в твердое состояние минуя жидкую фазу (при температуре –10⁰С).

Конденсация может происходить на поверхности Земли и в атмосфере. В первом случае образуются гидрометеоры (продукты конденсации, образовавшиеся при непосредственном контакте водяного пара с земной поверхностью: роса, иней, твердый и жидкий налет, изморось), во втором облака и туманы. Туманы возникают в приземном слое атмосферы, облака – в свободной атмосфере.

Туман – скопление в приземном слое атмосферы капелек воды или кристаллов льда, понижающих горизонтальную видимость до 1 км.

Облака – видимое скопление продуктов конденсации в виде капелек воды и кристаллов льда на некоторой высоте в атмосфере. Нижняя граница облаков определяется уровнем конденсации, верхняя – уровнем конвекции и может находиться на высоте до 20 км.

Степень покрытия неба облаками называется облачностью, она выражается в баллах (если все небо покрыто облаками – 10 баллов, если небо ясное – 0).

Распределение облачности на Земле зонально. Наиболее покрыто небо облаками в экваториальных широтах: на суше 5-6 баллов, на океане до 7 баллов. В пустынях тропических широт облачность очень мала – 2-4 балла, в умеренных и полярных широтах – 6-7 баллов. Для Земли в целом облачность составляет 6 баллов.

Атмосферными осадками называют капли и кристаллы воды, выпавшие на земную поверхность из атмосферы. По агрегатному состоянию выделяют жидкие (дождь, морось), твердые (снежная и ледяная крупа, снег и град), и смешанные осадки. Капли дождя имеют диаметр от 0,05 (морось) до 7 мм, максимальный размер капли 9,4 мм. Снежинки представляют собой шестигранные кристаллы, иногда снег выпадает в виде больших хлопьев, достигающих в поперечнике 1 см и более. По характеру выпадения атмосферные осадки подразделяют на: ливневые (интенсивность более 1 мм/мин), обложные (0,1-1 мм/мин) и моросящие. В умеренных широтах отмечено 56% обложных осадков, 14% ливневых и 30% моросящих. Количество осадков измеряется толщиной слоя воды (мм), который бы образовался в результате выпадения осадков при отсутствии просачивания, стока, испарения. Интенсивность выпадения осадков – слой воды, образующийся за 1 мин. По происхождению осадки могут быть внутримассовыми (конвективными) и фронтальными. Внутримассовые осадки формируются в одной воздушной массе при развитии конвекции в результате нагрева поверхности или при подъеме по склону гор. Фронтальные осадки образуются при соприкосновении двух воздушных масс. Осадки выпадают всегда из более теплой ВМ, именно теплый воздух поднимается, достигает уровня конденсации и в нем происходит конденсация водяных паров.

26. Силы, определяющие характер движения воздуха. Уравнение движения турбулентной атмосферы. 

Движение воздуха под действием силы барического градиента стремятся развиваться прямолинейно, вдоль этого градиента. При этом воздух движется из области большего давления к области меньшего давления, но с отклонением, вызванным действием силы Кориолиса.

Действительное движение воздуха —результат равновесия трех сил: силы градиента давления, силы Кориолиса и центробежной силы. Центробежная сила отражает стремление воздуха, движущегося по криволинейной траектории, удаляться по прямой линии в направлении от центра кривизны. Когда три названные силы полностью уравновешивают друг друга, движение воздуха именуют градиентным ветром. Скорость такого ветра определяется величиной вызывающего его градиента давления.

Очень часто, особенно на больших высотах, изобары проходят прямолинейно и параллельно друг другу. При такой их конфигурации центробежная сила либо отсутствует, либо столь мала, что ею можно пренебречь. Так возникает геострофический ветер — прямолинейноедвижение воздуха вдоль изобар, т. е. перпендикулярное к направлению градиента   давления. При геострофическом ветре сила Кориолиса точно уравновешивает силу градиента давления и воздух движется так, будто на него не действуют никакие силы.

Однако вблизи земной поверхности действует еще один фактор. До высоты примерно 1 кмскорость ветра несколько уменьшается силой трения, которая направлена в сторону, противоположную направлению движения воздуха. При уменьшении скорости ветра из-за силы трения уменьшается и сила Кориолиса, действующая на движущийся воздух. Это приводит к тому, что ветер начинает дуть в направлении, пересекающем изобары, а не вдоль них, как бывает при отсутствии трения. Поэтому, рассматривая карты погоды, легко заметить, что ветер направлен под некоторым углом к изобарам. Этот угол в зависимости от шероховатости участка земной поверхности меняется в широких пределах. Над открытым морем угол между направлением ветра и изобарами довольно мал и составляет примерно 10°. Над сушей он около 20—30°, но может достигать и 35°.

27. Причины образования ветра. Геострофический ветер .

Различие температур создает разницу в давлении, а соответственно и силу барического градиента, направленную от более высокого к более низкому давлению по нормали к изобаре. Сила барического градиента имеет маленькую составляющую PGF, которая и вызывает ветер.PGF – единственная сила, кот вызывает движение воздуха.

Скорость и направление ветра – это результат баланса силы градиента давление и силы Кориолиса. Причем если стоять спиной к ветру, то слева давление будет понижено, а справа – повышено.

Бриз - ветер, который дует на побережье морей и больших озёр. Направление бриза меняется дважды в сутки: дневной (или морской) бриз дует с моря на разогретое дневными лучами Солнца побережье. Ночной (или береговой) бриз имеет обратное направление. Морской бриз понижает температуру воздуха в дневное время и делает воздух более влажным. Бриз чаще бывает летом, когда разница температур между сушей и водоёмом достигает наибольших значений.

 Геострофический ветер – скорость условного ветра, необходимая, чтобы уравновесить силу существующего барического градиента.

Изменение вектора геострофического ветра с высотой, в результате горизонтальной неоднородности средней температуры между уровнями называется термический ветер.

С ростом высоты направление ветра все сильнее определяет термический ветер. И в стратосфере ветер просто направлен по изотермам, так чтобы слева был холод.

28. Влияние турбулентной трения на движение воздуха. Изменение скорости и направления ветра с высотой.  29. Виды местных ветров и причины их образования. Построение «розы ветров». 

Ветер в определенном ограниченном районе, обладающий характерными особенностями, объясняемыми географией этого района. Он может быть: 1) результатом воздействия (обычно усиливающего) местной топографии или орографии на течения общей циркуляции атмосферы (фён, бора, мистраль, ветер перевалов, каньонный ветер и пр.); 2) проявлением местной циркуляции, независимой от общей циркуляции атмосферы (бризы, горно-долинные ветры); 3) проявлением конвекции, иногда вихревого характера (пыльная буря, хабуб и пр.); 4) течением общей циркуляции с особыми для данного района свойствами, как сухость, запыление, низкая температура и т. п. при значительной скорости (афганец, буран, сирокко, хамсин и пр.). Местные ветры последней категории носят многочисленные местные названия в разных районах Земли; в словаре приведены только некоторые, наиболее известные.

Возникновение местных ветров связано главным образом с крупными водоемами (бризы) или с горами, их простиранием относительно общих циркуляционных потоков и расположением горных долин (фен, бора, горно-долинные), а также с изменением общей циркуляции атмосферы местными условиями (самум, сирокко, хамсин).

1)бризы - периодические ветры, происходящие от суточного движения Солнца. Направление бриза меняется дважды в сутки: дневной (или морской) бриз дует с моря на разогретое дневными лучами Солнца побережье. Ночной (или береговой) бриз имеет обратное направление.

2)Горно-долинные

Днем - долинный ветер дует с долины на склон, т.к склон нагревается быстрее и барический градиент направлен с долины на склон. Образуются облака.

Ночью – склон охлаждается быстрее и воздух сходит в долину.

Вызывает вечером в долине дожди и грозы.

Бора – если скапливается холодный воздух, а затем возникает область очень высокого давления, то холодный воздух будет с большой скоростью катиться вниз.

3)стоковые ветры – стекают с центральных высоких частей ледника. Дуют все время.

Борей – в горных котловинах накапливается холодный воздух, а затем переваливается через хребет и стекает по склону.

Фен - сухой и теплый (часто сильный) ветер, дующий с гор в долины. Эти свойства фена обусловлены адиабатическим нагревом воздуха при его нисходящем движении.

4)ветры мысов и горных перевалов.

Шквалы – резкое усиление ветра в течении короткого времени, сопровождающееся изменением его направления. Обычно длится неск минут.

Суховей - ветер с высокой температурой и низкой относительной влажностью воздуха в степях, полупустынях и пустынях, образуется по краям антициклонов и продолжается несколько суток, усиливая испарение, иссушая почву и растения.

30. Основные синоптические объекты: циклоны, антициклоны, воздушные массы, атмосферные фронты. Понятие о службе погоды. 

Основными синоптическим объектами, определяющими устойчивую погоду в течение нескольких дней, являются воздушные массы. Это большие области тропосферы, воздух в которых почти однороден по температуре, влажности и запыленности. Они формируются в таких районах (очагах) с однородной подстилающей поверхностью, где по условиям общей циркуляции атмосферы воздух пребывает достаточно долго (антициклонические области). Воздух приобретает свойства подстилающей поверхности и потом долго сохраняет их при перемещении воздушных масс по Земле.

Основные типы воздушных масс по очагам формирования: Арктические (А), Полярные или умеренных широт (P), Тропические (T), Экваториальные (E). Дополнительно учитывают морское (m) или континентальное (c) происхождение воздушной массы.

Если воздушная масса движется от более теплой (холодной) подстилающей поверхности в сторону более холодной (теплой), она называется теплой (холодной). Аналогично определяются и понятия «влажной» и «сухой» воздушной массы.

Понятно, что в теплой воздушной массе будет по мере движения усиливаться устойчивость, а холодная становится неустойчивой. Это важно для понимания, какие образуются облака.

Воздушные массы определяют погоду в течение нескольких дней, а смена воздушных масс при их перемещении в районе наблюдений происходит в течение нескольких часов. Это значит, что на границе воздушных масс образуются узкие зоны перехода, которые называются атмосферными фронтами.

Фронт-Переходная зона или (условно) поверхность раздела между двумя воздушными массами в в атмосфере. Фронты известны практически лишь в тропосфере; поэтому Ф. называют еще тропосферным фронтом. Фронтом называют также линию пересечения фронтальной поверхности с поверхностью земли или с поверхностью уровня

Ширина зоны Ф. в горизонтальном направлении порядка нескольких десятков километров, толщина в вертикальном направлении — несколько сотен метров. Порядок величины наклона фронтальной поверхности к поверхности земли (тангенса угла наклона) 0,01—0,001. Фронты в тропосфере постоянно возникают заново, перемещаются и размываются. В зоне Ф. горизонтальные градиенты температуры и ряда других метеорологических элементов резко увеличены; иначе говоря, эти элементы меняются в зоне фронта при переходе от одной воздушной массы к другой скачкообразно. В связи с этим зона фронта обладает повышенной бароклинностью. Давление по обе стороны Ф. одно и то же, но градиенты давления испытывают на фронте разрыв. К Ф. применима теория поверхностей разрыва.

ЦИКЛОНЫ И АНТИЦИКЛОНЫ

Перемещения воздушных масс и фронтов, определяющие погоду в каждом районе Земли, тесно связаны с характером и эволюцией барического поля. Характер барического поля определяется расположением и перемещениями основных барических систем: циклонов и антициклонов – циклонической деятельностью. Антициклон- Область повышенного атмосферного давления с замкнутыми концентрическими изобарами на уровне моря и с соответствующим распределением ветра. Давление, максимальное в центре Α., к периферии убывает.

Циклон- Атмосферное возмущение с пониженным давлением воздуха (минимальное давление в центре) и с циркуляцией воздуха вокруг центра против часовой стрелки в северном полушарии и по часовой стрелке в южном. При этом в слое трения (от земной поверхности до высоты нескольких сот метров) ветер имеет составляющую, направленную внутрь циклона по барическому градиенту, убывающую с высотой.

. В Северном полушарии в циклоне циркуляция воздуха происходит против часовой стрелки, в антициклоне – по часовой стрелке (в Южном полушарии циркуляция в барических образованиях противоположная).

В зависимости от географического района и связанных с ним особенностей формирования различают:

• циклоны умеренных широт,

• антициклоны умеренных широт,

• тропические циклоны,

• субтропические антициклоны.

31. Центры действия атмосферы и их сезонные изменения, струйные течения, пассаты Муссоны. Особенности глобального распределения скорости и направления ветра в атмосфере. 

Неравномерность поступления солнечной радиации в те или иные регионы Земли служит главной причиной циркуляции Вм атмосферы с образованием циклонов и антициклонов. Циркуляция атмосферы – важнейший климатообразующий процесс, способствующий переносу тепла и влаги из одних регионов в другие и определяющий характер К. в любой точке поверхности земного шара. Существование циркуляции атмосферы обусловлено, главным образом, неоднородным распределением атмосферного давления, вызванным в основном различным притоком солнечной радиации в тех или иных широтах, различными физическими свойствами земной поверхности (суши, моря и льда), а также отклоняющим влиянием вращения Земли на воздушные потоки.

Совокупность этих причин определяет местонахождение и перемещение постоянных и сезонных центров действия атмосферы, т.е. обширных областей атмосферы с преобладанием антициклонов (областей повышенного атмосферного давления) или циклонов (областей с пониженным атмосферным давлением). Размещение центров действия атмосферы отражает наиболее устойчивые особенности общей циркуляции атмосферы. 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.

Существование постоянных центров действия определяет формирование постоянных ветров. Для тропического пояса характерна пассатная циркуляция.

Схема распределения давления и ветров на земной поверхности

Пассат – это постоянный ветер тропических широт, его возникновение связано с оттоком воздуха из области высокого давления над тридцатыми широтами в область экваториальной депрессии. Под воздействием силы Кориолиса пассаты в северном полушарии имеют северо-восточное направление, в южном полушарии – юго-восточное направление. Пассаты тропической зоны характеризуются удивительным постоянством направления и относительно равномерной скоростью. Поэтому в тропических широтах образуется пояс восточных ветров. Зона тропических восточных ветров по обе стороны экватора, включая и внутритропическую зону конвергенции, занимает самую большую площадь по сравнению с остальными звеньями общей циркуляции атмосферы.

Для внетропической зоны характерен западный перенос воздуха и в этих широтах формируется поле западных ветров. 

Муссоны — сезонные ветры, наиболее выраженные и устойчивые в тропических широтах, возникающие из-за термической неоднородности океан—суша. Муссоны, как и все другие воздушные течения на Земле, связаны с циклонической деятельностью. Режим тропических муссонов заключается в сезонном изменении положения субтропических антициклонов и экваториальной депрессии. Устойчивость муссонов связана с устойчивым распределением атмосферного давления в течение каждого сезона, а их сезонная смена — с коренными изменениями в распределении давления от сезона к сезону. Суммарные барические градиенты резко меняют направление от сезона к сезону, а вместе с этим меняется и направление преобладающих ветров.

Если по обе стороны от экватора находится океан, то сезонные смещения субтропического центра действия атмосферы невелики и муссоны не получают особого развития, например над Тихим океаном.

Другое дело с материками. Над Африкой, например, атмосферное давление меняется от января к июню очень сильно. Над центральными районами Африки летом господствует область повышенного давления, а зимой — гребень азорского антициклона; над южной Африкой зимой — также антициклон, а летом — глубокая депрессия. В связи с этим направление барических градиентов над побережьем тропической Африки от сезона к сезону меняется резко в широкой зоне, что и является здесь причиной муссонных ветров.

Тропосферное струйное течение — перенос воздуха в виде узкого течения с большими скоростями в верхней тропосфере и нижней стратосфере, с осью вблизи тропопаузы; в полярных широтах — также и на более низких уровнях. Длина С. Т. порядка тысяч километров, ширина порядка сотен километров, вертикальная мощность порядка нескольких километров. Максимальные скорости ветра на оси могут достигать 50 и 100 м/с; условно принимается за нижний предел 30 м/с. Сдвиг ветра в области С. Т. около 5—10 м/с на 1 км по вертикали и 10 м/с и более на 100 км в горизонтальном направлении. Имеются также и стратосферные струйные течения, до высот порядка 60 км (см. струйное течение на краю полярной ночи, экваториальное струйное течение, летнее стратосферное струйное течение).

В тропосфере струйные течения особенно часто обнаруживаются в субтропических широтах, где они хорошо выявляются и на многолетних средних картах (см. субтропическое струйное течение). Но они наблюдаются также и в средних и высоких широтах (см. арктическое струйное течение, полярнофронтовое струйное течение).

32. Формирование климатов. Климатообразующие факторы. Понятие о глобальном климате. Воздействие человека на глобальный климат 

Факторы, формирующие глобальный климат:

- широта. Формирует распределение и сезонные изменения солнечной радиации (h солнца и лямбда дня)

- положение на континенте (в океане)

- вращение Земли и распределение суши и океана.

- формирует атмосферную циркуляцию и океанические течения

- вид поверхности (лед, почва, снег, вода и тд)

- орография (ориентация склона)

положение Земли относительно Солнца

Факторы, формирующие климат регионов:

- преобладающие ветра

- расстояние от моря

- океанические течения

- высота места

33. Понятие о региональном, мезо- и микроклимате. Влияние горных хребтов на климат. Воздействие человека на региональный климат и микроклимат

Типы климатов:

Макроклимат - климат обширных пространств земной поверхности, формирующийся под воздействием климатообразующих факторов крупного пространственного масштаба.

Мезоклимат – климат, формирующийся под действием как макромасштабных, так и мезомасштабных неоднородностей достаточно большой площади.

Масштаб возмущений – горизонтальный менее 100 км, вертикальный – менее 1000 м.

Местные особенности климата, обусловленные неоднородностью строения подстилающей поверхности и существенно меняющиеся на небольших расстояниях – микроклимат. Горизонтальный масштаб – менее 10 км, вертикальный – 100-200 м.

Наноклимат – климат, формирующийся под действием микронеоднородностей подстилающей поверхности (кочки, бугры, борозды). Иногда различия могут быть крайне существенными, и их следует изучать для улучшения продуктивности сельскохозяйственных культур. Горизонтальный масштаб – 1-3 м, вертикальный – менее 50 см.

Неровности поверхности с разностями высот порядка сотен или десятков метров влияют на мезо- и микроклимат в основном также, как и крупномасштабный рельеф на общие условия климата.