Если у вас возникли сложности с курсовой, контрольной, дипломной, рефератом, отчетом по практике, научно-исследовательской и любой другой работой - мы готовы помочь.
Предоплата всего
Подписываем
На сессию
1. Предмет и задачи метеорологии. Метеорологические явления, погода, климат.
Основной задачей метеорологии является физическое объяснение явлений и процессов, происходящих в атмосфере, установление связей и закономерностей их развития. Практическими задачами метеорологии, которые выполняют техники-метеорологи на различных типах метеорологических наблюдательных пунктах, является обеспечение народного хозяйства метеорологической информацией для наиболее полного и эффективного использования благоприятных условий погоды и климата и сокращения до минимума ущерба от опасных метеорологических явлений.
К основным метеорологическим величинам относятся: температура, давление, плотность и влажность воздуха; скорость и направление ветра; количество, высота и толщина облаков; интенсивность осадков, метеорологическая дальность видимости, водность туманов, облаков и осадков, потоки лучистой энергии и тепла и др. Наука, изучающая и объясняющая физические явления и процессы, происходящие в атмосфере при взаимодействии ее с поверхностью почвы, воды, растительности и т. д. («подстилающая поверхность»), называется метеорологией
2. Значение метеорологии для различных отраслей народного хозяйства.
Для практического использования метеорологических сведений выделены прикладные отрасли метеорологии: агрометеорологическая (сельскохозяйственная), авиационная, космическая, морская, медицинская, военная и др. метеорологии.
3. Состав атмосферного воздуха.
входящих в атмосферу, являются азот, кислород и аргон. В небольших количествах в воздухе содержатся гелий, неон, криптон, ксенон, водород и др. В переменном количестве в воздухе постоянно присутствуют водяной пар, углекислый газ, озон, аммиак, метан, различные окислы азота и т.д.
. В нем содержится (по объему): азота 78,09%, кислорода 20,95%, аргона – 0,93%. Все остальные газы, входящие в состав сухого воздуха, составляют не более 0,03% его объема.
4. Вертикальное расслоение атмосферы
В атмосфере наблюдается пространственное изменение всех метеорологических величин. Наиболее сильное их изменение происходит по вертикали. Используются несколько признаков, на основании которых атмосферу делят на слои (сферы) в вертикальном направлении: распределение температуры по высоте, состав атмосферного воздуха и наличие заряженных частиц, взаимодействие атмосферы с земной поверхностью, влияние атмосферы на летательные аппараты. По характеру изменение температуры с высотой выделяют пять основных сфер: тропосфера (в среднем до высоты 11 км), стратосфера (от 11 до 50-55 км), мезосфера (от 50-55 до 90 км), термосфера (от 90 до 450 км), и экзосфера (свыше 450 км). Между этими слоями имеются прослойки, относительно небольшой вертикальной мощности, называемые паузами (тропопауза, стратопауза, мезопауза и термопауза).
5. Солнце – источник природных процессов. Потоки лучистой энергии в атмосфере
Основным источником энергии почти для всех природных процессов, происходящих на земной поверхности и в атмосфере, является лучистая энергия, поступающая на Землю от Солнца. Видимые лучи солнечного спектра делятся на 7 цветов.
Лучистая энергия, т.е. электромагнитные волны, распространяются со скоростью 300 000 км/сек. Основная часть энергии, излучаемая Солнцем и поступающая на Землю, это ультрафиолетовые, видимые и инфракрасные лучи. Эта часть электромагнитного излучения Солнца называется в метеорологии солнечной радиацией.
6. Поглощение и рассеяние радиации в атмосфере.
Проходя через земную атмосферу, солнечная радиация ослабляется из-за поглощения и рассеяния атмосферными газами и аэрозолями. При прохождении сильно ослабляется коротковолновая радиация и в меньшей степени длинноволновая. Лучше всего рассеиваемые в атмосфере – это фиолетовые лучи видимой части солнечного спектра.
При различной высоте Солнца и высоте пункта наблюдений над земной поверхностью длина пути, проходимого солнечным лучом в атмосфере, не одинаков. При уменьшении высоты Солнца особенно сильно уменьшается ультрафиолетовая часть радиации, меньше – видимая и незначительно – инфракрасная.
Рассеяние радиации в атмосфере происходит главным образом в результате непрерывных колебаний плотности воздуха в каждой точке атмосферы, вызванных образованием и разрушением некоторых сгустков атмосферных газов. Солнечную радиацию рассеивают также частицы аэрозолей.
Интенсивность рассеяния зависит от количества рассеивающих частиц в единице объема, от их размера и природы, а также от длин волн самой рассеиваемой радиации.
7. Рассеянная радиация. Суммарная радиация.
Рассеянная радиация поступает на земную поверхность от всего небесного свода и измеряется количеством энергии, приходящим в единицу времени на единицу горизонтальной поверхности.
Суммарная радиация – это сумма прямой (на горизонтальную поверхность) и рассеянной радиации.
Состав суммарной радиации меняется в зависимости от высоты Солнца, прозрачности атмосферы и облачности.
8. Процессы нагревания и охлаждения почвы.
Важную роль для нагревания и охлаждения почвы играет конденсация водяного пара и испарение воды, происходящее на деятельной поверхности. Нагревание и охлаждение почвы в большой степени зависит от ее теплоемкости и коэффициента теплопроводности. Различают удельную и объемную теплоемкости.
9. Суточный и годовой ход температуры поверхности почвы.
Изменение температуры поверхности почвы в течение суток называется суточным ходом, который в среднем за большой промежуток времени представляет собой периодические колебания с одним максимумом и с одним минимумом. Минимум наблюдается перед восходом Солнца. С восходом Солнца температура поверхности почвы растет, достигая максимума около 13-14 часов. Затем начинается ее понижение. После 13-14 часов расход тепла поверхностным слоем почвы преобладает над приходом и происходит понижение температуры поверхности, продолжающееся до утреннего минимума.
10. Законы Фурье. Термоизоплеты почвы.
Распределение температуры почвы во времени и пространстве в определенном месте можно рассматривать с помощью особого графика. Его обычно строят по многолетним среднемесячным температурам. По оси ординат откладывают глубины, а по оси абсцисс – месяцы. На полученной сетке наносят соответствующие среднемесячные температуры. Затем путем интерполяции находят точки с одинаковыми температурами и соединяют их плавными линиями, которые называются термоизоплетами.
Термоизоплеты дают наглядное представление о температуре активного слоя почвы на любой глубине в любое время года. Перемещение вдоль горизонтальной линии дает возможность судить о распределении температуры с глубиной в определенном месяце. Т.о. пользуясь термоизоплетами, можно определить среднюю температуру почвы на любой глубине в любой месяце.
Влияние растительности и снежного покрова, облачности и осадков на температуру почвы. Растительный покров оказывает большое влияние на тепловой режим почвы. Днем растительный покров затеняет поверхность почвы от солнечной радиации. Ночью он уменьшает радиационной охлаждение почвы. Кроме того растительный покров расходует много тепла на испарение. Поэтому почва без растительности в дневные часы нагревается сильнее почвы с растительностью. Различие их температур тем больше, чем выше и гуще растительный покров.
11.Особенности нагревания и охлаждения водоемов.
Различия теплового режима водоемов и почвы вызываются следующими причинами:
1. Теплоемкость воды в 3-4 раза больше теплоемкости почвы. Если к воде и почве поступает одинаковое количество тепла или они отдают одинаковое количество тепла, то температуры воды изменится меньше.
2. Частицы воды более подвижны. Поэтому в водоемах передача тепла вглубь воды происходит в результате более интенсивного процесса – турбулентного перемешивания. Оно состоит в том, что при движении воды в ней создаются вихри, беспорядочно перемещающиеся во всех направлениях . способствующие сильному перемешиванию воды и интенсивному переносу тепла. Охлаждение воды ночью и в холодное время года происходит еще быстрее, чем ее нагревания днем и летом. В этом случае к турбулентности присоединяется термическая конвекция. Она состоит в том, что охлажденные верхние слои воды из-за увеличивающейся плотности опускаются вниз, а их место занимает относительно теплая вода, поднимающаяся из более низких слоев. Термическая конвекция в воде прекращается при осеннем ее охлаждении, когда температура во всех слоях воды равна 40С, т.к. при этой температуре плотность пресной воды наибольшая. После этого верхние слои сильно охлаждаются и замерзают.
12. Изменение температуры почвы с глубиной.
13. Заморозки, их виды и особенности возникновения.
Заморозки – это понижение температуры до 00С и ниже при положительных среднесуточных температурах. Заморозки наблюдаются чаще всего в переходные периоды года. При заморозках температура воздуха на высоте 2 м может оставаться положительной, а в самом нижнем слое воздуха, прилегающем к земле, опускаться до 00С и ниже. Когда температура воздуха положительная, а температуры почвы или растений в результате их радиационного охлаждения опускается ниже 00С, возникают заморозки на почве.
Радиационные заморозки возникают в результате радиационного охлаждения почвы в прилегающем слое атмосферы.
Адвективные заморозки образуются в результате адвекции воздуха с температурой ниже 00С.
Адвективно-радиационные заморозки связаны с вторжением холодного сухого воздуха, иногда даже имеющего положительную температуру.
14. Суточный ход температуры воздуха. Факторы, влияющие на амплитуды суточного хода температуры воздуха.
1. Широта места. С увеличением широты места амплитуда суточного хода температуры воздуха убывает. Наибольшие амплитуды наблюдаются в субтропических широтах.
2. Время года. В умеренных широтах наименьшие амплитуды наблюдаются зимой, наибольшие – летом, а весной они немного больше, чем осенью. Амплитуда суточного хода температуры зависит не только от дневного максимума, но и от ночного минимума, который тем ниже, чем продолжительнее ночь. В умеренных и высоких широтах в короткие летние ночи температура не успевает упасть до очень низких значений и поэтому амплитуда получается небольшой. В полярных областях в условиях круглосуточного полярного дня амплитуда суточного хода температуры воздуха составляет всего около 10С. В полярную ночь суточные колебания температуры почти не наблюдаются.
Наибольшие амплитуды суточного хода температуры воздуха наблюдаются в тропических широтах, мало зависят от времени года и составляют 20-220С.
3. Характер деятельной поверхности. Над водной поверхностью амплитуды суточного хода температуры воздуха меньше, чем над сушей. Над морями и океанами они составляют в среднем 2-30С. С удалением от берега вглубь материка амплитуда увеличивается до 20-220С. На суточный ход температуры воздуха оказывают внутренние водоемы и сильно увлажненные поверхности (болота, места с обильной растительностью). В сухих степях и пустынях среднегодовые амплитуды суточного хода температуры воздуха достигают 300С.
4. Облачность. Амплитуда суточного хода температуры воздуха в ясные дни больше, чем в облачные, т.к колебания температуры воздуха находятся в прямой зависимости от колебаний температуры деятельного слоя, которые напрямую связаны с количеством и характером облачности.
5. Рельеф местности оказывает значительное влияние на суточный ход температуры воздуха. При вогнутых формах рельефа (котловины, ложбины, долины) воздух соприкасается с наибольшей площадью подстилающей поверхности. Здесь днем воздух застаивается, а ночью охлаждается над склонами и стекает на дно. В результате этого увеличивается как дневной нагревание, так и ночное охлаждение воздуха внутри вогнутых форм рельефа по сравнению с равниной. Тем самым увеличиваются и амплитуды суточных колебаний температуры в таком рельефе. При выпуклых формах рельефа (горы, холмы, возвышенности) воздух соприкасается с наименьшей площадью подстилающей поверхности. Влияние деятельной поверхности на температуру воздуха уменьшается. Амплитуды суточного хода температуры воздуха в низинах больше, чем над равнинами, а над равнинами больше, чем над вершинами гор и холмов.
6. Высота над уровнем моря. С увеличением высоты места амплитуда суточного хода температуры воздуха уменьшается, а моменты наступления максимумов и минимумов сдвигаются на более позднее время.
15. Типы годового хода температуры воздуха. Факторы, влияющие на амплитуды годового хода температуры воздуха.
1. Экваториальный тип. В экваториальной зоне в году наблюдаются два максимума температуры – после весеннего и осеннего равноденствия, когда Солнце над экватором в полдень находится в зените, и два минимума – после зимнего и летнего солнцестояния, когда Солнце находится на наименьшей высоте. Амплитуды годового хода здесь малы, что объясняется малым изменением притока тепла в течение года. Над океанами амплитуды составляю около 10С, а над континентами - 5-100С.
2. Тропический тип. В тропических широтах наблюдается простой годовой ход температуры воздуха с максимумом после летнего и минимумом после зимнего солнцестояния. Амплитуды годового хода по мере удаления от экватора увеличиваются в связи с увеличением различий между притоком тепла летом и зимой. Средняя амплитуда годового хода температуры воздуха над материками составляет 10-200С, над океанами – 5-100С.
3. Тип умеренного пояса. В умеренных широтах отмечается годовой ход температуры воздуха с максимумом после летнего и минимумом после зимнего солнцестояния. Над материками северного полушария максимальная среднемесячная температура наблюдается в июле, над морями и побережьями- в августе. Годовые амплитуды увеличиваются с широтой. Над океанами и побережьями они составляют в среднем 10-150С, над материками – 40-500С, а на широте 600 достигают 600С.
4. Полярный тип. Полярные районы характеризуются продолжительной зимой и сравнительно коротким прохладным летом. Амплитуды годового хода температуры воздуха над океанами и побережьями полярных морей составляют 25-400С, а не суше превышают 650С. Максимум температуры наблюдается в августе, минимум – в январе.
16. Инверсии в тропосфере.
Инверсия – это особое состояние атмосферы, при котором температура с высотой растет. При изотермии – температуры с высотой не меняются. С инверсией температуры связаны определенные особенности состояния атмосферы, например, слои инверсии препятствуют развитию восходящих движения воздуха.
Инверсии характеризуются высотой нижней границы инверсионного слоя, вертикальной протяженностью (толщиной) и скачком температуры, т.е разностью температур на верхней и нижней границах слоя. Инверсии в тропосфере могут возникать на различных высотах.
17. Вертикальный градиент температуры. Кривая стратификации
Распределение температуры можно представить в виде графика, для чего на вертикальной оси откладывают высоты, а на горизонтальной – температуры. Точки, соответствующие измеренным значениям температуры на разных высотах, соединяют отрезками прямой и получают ломаную линию, которая характеризует распределение температуры с высотой. Эта линия называется кривой стратификации.
18. Географическое распределение температуры приземного слоя атмосферы.
Распределение температуры на обширных территориях или на всем земном шаре можно представить с помощью карт изотерм. Изотермы – это линии, соединяющие на карте точки с одинаковой температурой воздуха в данный момент или в среднем за определенный промежуток времени.
19. Термическая стратификация атмосферы. Уровень конвекции
Уровнем конвекции называется высота, на которой прекращаются восходящие конвективные движения воздуха. При неустойчивом равновесии атмосферы начавшаяся конвекция постепенно усиливается, причем с высотой сила плавучести возрастает. Восходящие движение продолжаются до тех пор, пока поднимающийся объем воздуха остается теплее окружающей среды. При устойчивом равновесии атмосферы восходящее движение, начавшееся под влиянием каких-либо внешних импульсов, постепенно приостанавливается.
20. Испарение. Давление насыщенного водяного пара
Процесс испарения заключается в том, что молекулы воды, обладающие наибольшими скоростями, преодолевают силы молекулярного сцепление и отрываются от водной или другой испаряющей поверхности. Затем они быстро распространяются в окружающем воздухе в результате молекулярной диффузии, конвекции и турбулентного перемешивания воздуха. Воздушными течениями пар переносится на большие расстояния в горизонтальном направлении. В атмосфере происходит и обратный процесс – переход молекул водяного пара из воздуха в воду или на поверхность почвы, растительного, снежного или ледяного покрова. Если количество вылетающих молекул больше, чем возвращающихся, то это и будет процесс испарения, т.е. переход из жидкого состояния в газообразное.
21. Характеристики влажности атмосферы. Суточный и годовой ход парциального давления и относительной влажности.
Содержание водяного пара в атмосфере оценивают с помощью характеристик влажности воздуха (гигрометрических характеристик).
В метеорологии используют следующие характеристики.
1. Парциальное давление водяного пара е – давление, которое имел бы водяной пар, находящийся в воздухе, если бы он занимал объем, равный объему воздуха при той же температуре.
2. Дефицит насыщения d – разность между давлением насыщенного водяного пара и его парциальным давлением
d = E – e.
3. Относительная влажность f – отношение парциального давления водяного пара к давлению насыщенного пара над плоской поверхностью дистиллированной вода при данной температуре
f = .
Относительную влажность принято выражать в процентах.
4. Абсолютная влажность a – масса водяного пара содержащегося в единице объеме воздуха. Она обычно выражается в кг/м3 или в г/м3.
5. Массовая доля влаги или удельная влажность s – отношение массы водяного пара к массе влажного воздуха:
s = 0.622
6. Точка росы td – температура, при которой водяной пар, содержащийся в воздухе при данном атмосферном давлении, становится насыщенным по отношению к незаряженной плоской поверхности дистиллированной воды. Точка росы является характеристикой влажности воздуха, а не его термического режима. Температура, при которой относительная влажность достигает 100%, является точкой росы (при этом E = e). Определяется точка росы по значению парциального давления водяного пара.
7. Дефицит точки росы – разность между температурой воздуха и точкой росы
D = t – td.
22. Условия конденсации и сублимации водяного пара
Водяной пар, который содержится в атмосфере, может переходить в жидкое или твердое состояние только тогда, когда его парциальное давление больше давления насыщенного пара, т.е. когда е > Е. Поэтому для начала конденсации или сублимации или е в воздухе должно быть больше Е, или температура воздуха должна опуститься ниже точки росы. В естественных условиях конденсация или сублимация происходит главным образом при понижении температуры воздуха.
23. Ядра конденсации в атмосфере.
Ядрами конденсации являются частицы некоторых примесей, взвешенных в атмосфере. К наиболее активным ядрам конденсации относятся растворимые, впитывающие воду (гигроскопические) частицы солей и кислот, различными путями попадающих в атмосферу: мельчайшие частицы солей, остающихся в атмосфере после испарения капель морской воды, поднятых в воздух при сильном волнении и прибое, продукты сгорания угля и др.
24. Конденсация водяного пара на земной поверхности и наземных предметах. Роса, иней.
Роса представляют собой жидкий осадок в виде капелек воды. Она образуется ночью, может образоваться вечером после захода, а иногда до захода Солнца, когда земная поверхность и находящиеся на ней предметы охлаждаются за счет излучения ниже точки росы прилегающего воздуха. При этом происходит конденсация водяного пара на почве и наземных предметах. При охлаждении земной поверхности роса может образоваться за счет испарения влаги из более глубоких и теплых слоев почвы. Тогда она отлагается на нижних поверхностях предметов.
Иней – белый кристаллический осадок. Образуется так же, как роса, но при температурах поверхности почвы и наземных предметов ниже 00С. Иней появляется обычно ночью или вечером, а зимой и днем. Отложение инея наблюдается в основном на горизонтальных или слегка наклоненных поверхностях. Кристаллы инея образуются путем сублимации водяного пара из воздуха, соприкасающегося с предметом. Иногда иней возникает при заморозках на почве. Он сам способствует увеличению ночного выхолаживания почвы из-за большой излучательной способности. Иней откладывается также на проводах при их радиационном охлаждении, причем снизу его слой меньше, чем сверху. Иней может образовываться при ветре до 5 м/сек, а зимой часто образуется на снежном покрове.
25. Конденсация водяного пара на земной поверхности и наземных предметах. Изморозь, гололед.
Зернистая изморозь – снеговидный рыхлый осадок матово-белого цвета. Образуется вследствие намерзания на предметах переохлажденных капель тумана. При соприкосновении с предметом капли замерзают очень быстро, не успевают потерять своей формы и дают снеговидное отложение, состоящее из отдельных не различимых глазом ледяных зерен. Зернистая изморозь растет на наветренных сторонах предметов и образуется при температуре от -2 до -70С, но может наблюдаться и при более низкой температуре. Зернистая изморозь отлагается преимущественно на ветках деревьев, проводах и других тонких предметах, толщина слоя изморози может достигать нескольких десятков сантиметров.
Кристаллическая изморозь – белый осадок, состоящий из кристаллов льда тонкой структуры – образуется в результате сублимации водяного пара, поступающего в воздух при испарении капель тумана. При образовании на сучьях деревьев, проводах и антеннах кристаллическая изморозь имеет вид пушистых гирлянд, легко осыпающихся при встряхивании.
Гололед – слой прозрачного или мутного льда. Образуется на поверхности Земли, деревьях и других предметах чаще всего с наветренной стороны. Его образование вызвано выпадением переохлажденного дождя или мороси. При соприкосновении с земной поверхностью или наземными предметами, имеющих температуру ниже 00С, выпавшие переохлажденные капли замерзают, образуя гладкий слой прозрачного льда. Гололед также образуется при тумане с выпадением мороси при отрицательных температурах.
26. Туман и дымка. Суточный и годовой ход туманов.
Максимум повторяемости туманов наблюдается в ночные часы, т.к. в это время наиболее благоприятные условия для возникновения радиационных туманов, а минимум – после полудня, когда относительная влажность воздуха наименьшая.
Годовой ход тумана зависит от географических условий. Над континентами туманы чаще всего образуются осенью, а над морями и океанами – весной, когда водная поверхность наиболее холодная. Туманы уменьшают эффективное излучение деятельной поверхности и этим могут оказывать полезное действие на растения, препятствуя их чрезмерному охлаждению ночью. Вредное действие туманов заключается, прежде всего, в затруднении работы всех видов транспорта.
27. Туманы охлаждения. Условия возникновения радиационных туманов.
Такие туманы образуются в результате понижения температуры воздуха, прилегающего к земной поверхности, ниже точки росы. Это происходит в результате:
а) радиационного излучения;
б) натекания теплого воздуха на более холодную поверхность;
в) подъема воздуха по склону холма или горы.
В соответствии с этим туманы охлаждения делят на радиационные, адвективные и туманы склонов.
28.. Туманы охлаждения. Условия возникновения адвективных туманов, туманы склонов.
Причины возникновения адвективных туманов:
1. Перемещение тропического (особенно морского) воздуха в более высокие широты. Этот вид туманов чаще всего наблюдается в холодное время года, плотность их у Земли небольшая, но увеличивается с высотой.
2. Перемещение теплого континентального воздуха на более холодную поверхность моря. Такие туманы наблюдаются летом. При изменении направления ветра они могут переместиться на побережье. Продолжительность их сильно зависит от контраста температур воды и материка.
3. Перемещение теплого морского воздуха на более холодную поверхность материка. Такие туманы называются приморскими, но могут проникать на сотни километров в глубь континента.
4. Перемещение воздуха с теплой поверхности на холодную. Такие туманы образуются в местах встречи холодных и теплых морских течений. Называются они морскими. Такие туманы могут возникать в течение всего года. Наиболее часто они возникают в начале лета, когда между морскими течениями имеется наибольший температурный контраст.
29. Туманы, не связанные с охлаждением. Туманы испарения и смешения.
Туманы испарения наблюдаются в тех случаях, когда температура поверхности воды выше температуры прилегающего воздуха. Их образование обусловлено охлаждением и конденсацией пара, поступающей с водной поверхности в воздух. Испарение при этом происходит при относительной влажности воздуха 100% и более.
Туманы смешения образуются при перемешивании двух масс воздуха, имеющих различную температуру и содержащих водяной пар, близкий к состоянию насыщения. Такие туманы чаще всего образуются на берегах морей и озер при большом контрасте температур воздуха над сушей и водой и при слабом ветре.
30 . Туманы, вызванные деятельностью человека.
К антропогенным туманам относятся городские и морозные (печные) туманы, а также специально создаваемые искусственные туманы для борьбы с заморозками.
Городские туманы. В крупных городах, где в воздух выбрасываются в большом количестве отходы промышленного производства, образуются городские туманы, не распространяющиеся далеко за пределы города. Своим появлением они обязаны большому количеству активных ядер конденсации, при наличии которых конденсация может начаться уже при относительной влажности 75-95%. Чаще всего такие туманы образуются утром, когда водяной пар содержащийся в воздухе, близок к состоянию насыщения.