Файл: Метеорология и климатология. Ответы.docx

ВУЗ: Не указан

Категория: Не указан

Дисциплина: Не указана

Добавлен: 30.09.2020

Просмотров: 1716

Скачиваний: 5

ВНИМАНИЕ! Если данный файл нарушает Ваши авторские права, то обязательно сообщите нам.

Для количественного выражения содержания водяного пара в атмосфере употребляют различные характеристики влажности воздуха. Основные характеристики влажности воздуха – упругость водяного пара и относительная влажность.

Упругость (фактическая) водяного пара (е) – давление водяного пара находящегося в атмосфере выражается в мм.рт.ст. или в миллибарах (мб). Численно почти совпадает с абсолютной влажностью (содержанием водяного пара в воздухе в г/м3), поэтому упругость часто называют абсолютной влажностью. Упругость насыщения (максимальная упругость) (Е) – предел содержания водяного пара в воздухе при данной температуре. Значение упругости насыщения зависит от температуры воздуха, чем выше температура, тем больше он может содержать водяного пара.



Суточный ход влажности (абсолютной) может быть простым и двойным. Первый совпадает с суточным ходом температуры, имеет один максимум и один минимум и характерен для мест с достаточным количеством влаги. Он наблюдается над океанами, а зимой и осенью – над сушей.

Двойной ход имеет два максимума и два минимума и характерен для летнего сезона на суше: максимумы в 9 и 20-21 часа, а минимумы в 6 и в 16 часов.

Утренний минимум перед восходом Солнца объясняется слабым испарением в ночные часы. С увеличением лучистой энергии испарение растет, упругость водяного пара достигает максимума около 9 часов.

В результате разогрева поверхности развивается конвекция воздуха, перенос влаги происходит быстрее, чем поступление ее с испаряющейся поверхности, поэтому около 16 часов возникает второй минимум. К вечеру конвекция прекращается, а испарение с нагретой поверхности еще достаточно интенсивно и в нижних слоях накапливается влага, обеспечивая второй максимум около 20-21 часа.

Годовой ход упругости водяного пара соответствует годовому ходу температуры. Летом упругость водяного пара больше, зимой – меньше.

Суточный и годовой ход относительной влажности почти всюду противоположен ходу температуры, т. к. максимальное влагосодержание с повышением температуры растет быстрее упругости водяного пара. Суточный максимум относительной влажности наступает перед восходом Солнца, минимум – в 15-16 часов.

В течение года максимум относительной влажности, как правило, приходится на самый холодный месяц, минимум – на самый теплый месяц. Исключение составляют регионы, в которых летом дуют влажные ветры с моря, а зимой – сухие с материка.

Абсолютная влажность = количество воды в данном объеме воздуха, измеряется в (г/м³)

Относительная влажность = процент фактического количества воды (давления водяного пара) к давлению паров воды при этой температуре в условиях насыщения. Выражается в процентах. Т.е. 40% влажность означает, что при этой температуре всего воды может испариться еще 60 %.

21. …мгла. Условия образования туманов. Туманы охлаждения и испарения.


Мгла — атмосферное явление, помутнение воздуха в виде сероватой, белёсой или желтоватой пелены вследствие скопления в воздухе большого количества мелких твёрдых частиц пыли или дыма. Дальность видимости при мгле колеблется от 1 до 9 км, а иногда может снижаться до нескольких сотен и даже десятков метров (в результате лесных и степных пожаров, а в пустынях в результате сильной пыльной бури).

Мгла часто возникает вследствие интенсивной эрозии почвы, при пыльных бурях в пустынных и степных районах, а также в результате задымления воздуха при лесных пожарах, над промышленными предприятиями и населёнными пунктами. При образовании мглы относительная влажность воздуха обычно менее 85%, в отличие от тумана и дымки.



По способу возникновения туманы делятся на два вида:

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

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

Кроме того, туманы различаются по синоптическим условиям образования:

  • Внутримассовые — формирующиеся в однородных воздушных массах.

  • Фронтальные — образующиеся на границах атмосферных фронтов.

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

Внутримассовые туманы

Внутримассовые туманы преобладают в природе, как правило они являются туманами охлаждения. Их также принято разделять на несколько типов:

Радиационные туманы — туманы, которые появляются 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. Часто радиационный туман возникает в условиях температурной инверсии, препятствующей подъёму воздушной массы. После восхода солнца радиационные туманы обычно быстро рассеиваются. Однако в холодное время года в устойчивых антициклонах они могут сохраняться и днём, иногда много суток подряд. В промышленных районах может возникнуть крайняя форма радиационного тумана — смог.

Адвективные туманы — образуются вследствие охлаждения тёплого влажного воздуха при его движении над более холодной поверхностью суши или воды. Их интенсивность зависит от разности температур между воздухом и подстилающей поверхностью и от влагосодержания воздуха. Эти туманы могут развиваться как над морем, так и над сушей и охватывать огромные пространства, в отдельных случаях до сотен тысяч км². Адвективные туманы обычно бывают при пасмурной погоде и чаще всего в тёплых секторах циклонов. Адвективные туманы более устойчивы, чем радиационные, и часто не рассеиваются днём.


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

Фронтальные туманы

Фронтальные туманы образуются вблизи атмосферных фронтов и перемещаются вместе с ними. Насыщение воздуха водяным паром происходит вследствие испарения осадков, выпадающих в зоне фронта. Некоторую роль в усилении туманов перед фронтами играет наблюдающееся здесь падение атмосферного давления, которое создаёт небольшое адиабатическое понижение температуры воздуха.

22. Образование осадков: конденсация, сублимация и коагуляция. Классификация осадков по агрегатному состоянию и характеру выпадения (ливневые, обложные, моросящие).

К основным физических процессов, обеспечивающих образование осадков, относятся процессы конденсации (сублимации) и коагуляции.

Процесс конденсации - это переход воды из газообразного в жидкое состояние. Чаще конденсация происходит тогда, когда температура воздуха снижается до температуры точки росы. Основными процессами, которые приводят к этому, являются:

- Радиационное охлаждение деятельного слоя земной поверхности и приземного слоя воздуха. В результате этого процесса образуются следующие виды конденсата, как гидрометеоры и туманы;

- Адвекция теплого воздуха на холодную поверхность. Так образуются туманы и низкая облачность;

- Перемешивание воздушных масс с разной температурой, что чаще всего происходит в пределах фронтальных разрезов и восходящее движение воздуха по фронтальному раздела. Так образуется много видов облаков, преимущественно слоистого типа;

- Адиабатный подъем воздуха на высоты больше, чем высота уровня конденсации. Так образуются облака вертикального развития.

Сублимация - это процесс образования кристаллов льда или снега в атмосфере.

Конденсация водяного пара в атмосфере всегда происходит с участием ядер конденсации. В лабораторных условиях было доказано, что в абсолютно чистой атмосфере процесс конденсации и образования первичных жидкостных комплексов начинается при 6-8-кратном пересыщении водяного пара. В реальной атмосфере всегда имеется большое количество растворимых и гигроскопических частиц, выступающих ядрами конденсации.

Коагуляционный рост капель обусловлен спивударинням капель друг с другом, в результате чего происходит их слияние - коагуляция. Слияние микрокапель проходит в результате молекулярно-тепловых (броуновских) движений, а также турбулентного перемешивания. Однако, как показали опыты, эти процессы вызывают укрупнение только очень малых капель, и не могут привести к образованию капель, выпавшие бы из облаков. При определенных условиях происходит слияние больших капель между собой, что и приводит к опусканию крупных капель (0,1 - 7 мм) вниз сквозь слои атмосферы во время выпадения осадков.


В метеорологии принято различать следующие виды осадков:

1. Твердые осадки.

- Снег

- Снежная крупа

- Снежные зерна

- Ледяная крупа

- Ледяной дождь

- Град

2. Редкие осадки:

- Дождь

- Моросить

3. Смешанные осадки.

- Мокрый снег



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.

23. Типы годового хода осадков.

По характеру выпадения осадков в течение года выделяют следующие основные типы годового хода осадков:





1. Экваториальный тип. Характеризуется двумя максимумами и двумя минимумами, наблюдается в зоне между 10 ° с.ш. и 10 ° ю.ш. Максимальное количество осадков приходится после осени и весеннего равноденствия, когда имеют место самые полуденные высоты Солнца и наиболее интенсивно развитые конвективные облака. Минимальное количество осадков выпадает после летнего и зимнего солнцестояний, когда восходящие движения воздуха наименее развитые.





2. Тропический тип. Наблюдается в поясе от 10 до 30 ° с. и ю.ш. Для него характерен один дождливый период, охватывающий четыре летних месяца течение остальных восьми месяцев осадки почти не выпадают.





3. Субтропический тип. Для субтропического типа годового хода осадков свойственна очень малое количество осадков за год, особенно в летний сезон. Засушливое лето обусловлено субтропическими областями повышенного давления, в которых преобладают нисходящие потоки воздуха. Зимой эти области уходят в более низкие широты, а на субтропики частично распространяется циклоническая деятельность с умеренных широт. Поэтому зимой в субтропиках менее засушливо, чем летом.

4. Тип умеренных широт. Осадки в умеренных широтах связаны с циклонической деятельностью и прохождением атмосферных фронтов. Выделяют внутриматериковых подтип осадков с максимумом летом и минимумом зимой (оба экстремумы - четко выраженные), и морской подтип над океанами и морскими побережьями с равномерным распределением осадков в течение года с небольшим максимумом в зимне-осенний период. Наибольшие количества осадков - на наветренных склонах гор (Шотландия, Уэльс, Альпы, Скандинавия и т.д.).

5. Полярный тип. Выделяют континентальный и океанический подтипы полярного типа. Над континентами в полярных широтах максимум наступает летом, что связано с циклонической деятельностью. Над океанами, наоборот, максимум приходится на зимний период. Всего суммы осадков в полярных широтах незначительны и составляют 100-200 мм.

24. Географическое распределение осадков. Коэффициент увлажнения.

Географическое распределение осадков. Объем естественного возобновления водных запасов за счет атмосферных осадков различается в зависимости от географического положения и размеров частей света. Например, Южная Америка ежегодно получает почти втрое больше осадков, чем Австралия, и почти вдвое больше, чем Северная Америка, Африка, Азия и Европа (перечислены в порядке уменьшения годового количества осадков). Часть этой влаги возвращается в атмосферу в результате испарения и транспирации растениями: в Австралии эта величина достигает 87%, а в Европе и Северной Америке – лишь 60%. Остальная часть осадков стекает по земной поверхности и в конце концов с речным стоком достигает океана.




В пределах материков количество осадков также в значительной степени варьирует от места к месту. Например, в Африке, на территории Сьерра-Леоне, Гвинеи и Кот д'Ивуара ежегодно выпадает более 2000 мм осадков, на большей части центральной Африки – от 1000 до 2000 мм, но при этом в некоторых северных районах (пустыня Сахара и Сахель) количество осадков составляет лишь 500–1000 мм, а в южных – Ботсване (включая пустыню Калахари) и Намибии – менее 500 мм.



Восточная Индия, Бирма и часть Юго-Восточной Азии получают более 2000 мм осадков в год, а бльшая часть остальной Индии и Китая – от 1000 до 2000 мм, при этом северный Китай – лишь 500–1000 мм. На территории северо-западной Индии (включая пустыню Тар), Монголии (включая пустыню Гоби), Пакистана, Афганистана и бльшей части Среднего Востока ежегодно выпадает менее 500 мм осадков.



В Южной Америке годовое количество осадков в Венесуэле, Гайане и Бразилии превышает 2000 мм, бльшая часть восточных районов этого материка получает 1000–2000 мм, но Перу и некоторые районы Боливии и Аргентины – лишь 500–1000 мм, а Чили – менее 500 мм. В расположенных севернее некоторых областях Центральной Америки выпадает свыше 2000 мм осадков в год, в юго-восточных районах США – от 1000 до 2000 мм, а в ряде районов Мексики, на северо-востоке и Среднем Западе США, в восточной Канаде – 500–1000 мм, тогда как в центральной Канаде и на западе США – менее 500 мм.



На крайнем севере Австралии годовое количество осадков составляет 1000–2000 мм, в некоторых других северных районах оно колеблется от 500 до 1000 мм, но бльшая часть материка и особенно его центральные районы получают менее 500 мм.









КОЭФФИЦИЕНТ УВЛАЖНЕНИЯ (лат. coefficientis — содействующий и русск. — влага) — соотношение между количеством выпадающих атмосферных осадков за год или другое время и испаряемостью определенной территории. По Н. Н. Иванову, вычисляется по формуле где R — осадки, Е — величина испаряемости. Обычно различают зону избыточного увлажнения, где К больше 1, например, в тундролесьях и тайге К = 1,5; зону неустойчивого увлажнения — в лесостепи 0,6-1,0; зону недостаточного увлажнения — в полупустыне 0,1-0,3, а в пустыне меньше 0,1.

23. вертикальный барический градиенты. Годовой ход атмосферного давления.



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

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

В экваториальных широтах круглый год преобладают области низкого давления.

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