Лекции по климатологии
advertisement
Введение. Функции атмосферы как составной части географической оболочки Земли Земля – единственная из известных планет, на которой уникальное сочетание космических, физических, химических, географических и биохимических процессов создало биологическую жизнь – явление, осознание смысла которого и его предназначения вряд ли когда-либо станет возможным. Основным источником энергии для ее поддержания и обеспечения действия практически всех перечисленных выше процессов, происходящих в географической оболочке Земли, является Солнце. И здесь важно подчеркнуть ту важнейшую роль, которую играла в возникновении и продолжает играть в существовании жизни на Земле ее воздушная оболочка – атмосфера. Без атмосферы Земля была бы такой же безжизненной, подверженной открытому влиянию Космоса, как и ее спутница Луна. Пропуская через себя поступающую на свою верхнюю границу солнечную (преимущественно коротковолновую) радиацию, атмосфера задерживает значительную часть отражаемой и излучаемой земной поверхностью длинноволновой радиации, тем самым регулируя тепловой баланс Земли и предохраняя ее от охлаждения. Энергия Солнца обуславливает процессы циркуляции (переноса) в атмосфере воздушных масс, имеющих различные значения температуры и содержания водяного пара, тем самым формируя и определяя типы погоды и климата для различных регионов Земли. Климат, в свою очередь, как среднемноголетние значения характеристик состояния атмосферы, оказывает глубокое и часто определяющее влияние на функционирование географической оболочки и ее других составных частей (гидросферы, литосферы, биосферы), являющихся средой обитания растительных и животных форм жизни, в том числе, конечно, и человека. От климата, т.е. (еще раз подчеркнем) от среднемноголетнего состояния атмосферы, зависит водный режим суши, основной характеристикой которого является величина речного стока, равная для среднегодовых условий разности значений количества осадков, выпадающих на территорию речного бассейна, и испарения с ее поверхности. Существует тесная связь климата с гидрологическим режимом океанов, причем эта связь имеет двусторонний характер. Так, если скорость и направление морских течений зависят от ветра и термических условий на поверхности океанов, то перенос течениями теплых или холодных океанских водных масс является по своей сущности фактором, формирующим климат в зоне действия этих течений. В частности, в районах соприкосновения теплых и холодных морских течений значения климатических характеристик резко изменяются в пространстве, причем прослеживаются эти изменения на больших по площади территориях. Значения климатических характеристик (в первую очередь, температуры и влажности воздуха, количества и интенсивности осадков, распределения их по сезонам года) оказывают очень сильное влияние на формирование жизненного цикла растительного покрова суши. Связь животного мира суши с климатом может быть непосредственной – для животных разных классов и видов существуют вполне четкие диапазоны характеристик климата, обеспечивающие наиболее комфортные условия их существования; или более сложной, обусловленной зависимостями представителей животного мира от конструктивных особенностей пищевых цепей, элементами которых они являются. Происходящие в атмосфере процессы оказывают влияние на жизнь и деятельность человека, начиная с первых этапов его существования. Стремление человека обеспечить себе безопасное и комфортное существование, при котором можно было бы если и не полностью исключить, то хотя бы, по возможности, смягчить воздействие грозных сил природы, стимулировало развитие науки и технического прогресса. Но даже и сейчас, несмотря на громадные достижения в этих областях своей деятельности, человечество продолжает находиться в зависимости от стихии. Есть способы защитить себя от воздействия смерчей, шквалов, сильных ливневых осадков, резких перепадов температуры воздуха и других опасных атмосферных явлений, известны причины их возникновения, но человек не может не допускать их возникновения, так как энергия этих процессов часто несоизмерима с энергией, которой он располагает. До настоящего времени степень освоения различных территорий земного шара также находится в непосредственной зависимости от погодных и климатических условий. Человечество, как и тысячи лет назад, проживает в большинстве своем по берегам морей и океанов, в долинах рек или регионах, где экстремальные значения характеристик атмосферы имеют наименьшую повторяемость. В последние годы в связи с быстрым ростом численности населения производство товаров потребления, и в первую очередь продовольствия, начинает отставать от уровня обеспечения даже минимального потребления. В этих условиях любые колебания погоды могут нанести серьезный урон производству товаров потребления и вызвать тяжелые последствия в жизнеобеспечении человечества. Многие процессы в атмосфере влияют на здоровье и настроение людей. Изменение климата влечет за собой перестройку их характера, культуры, стиля мышления, национальных обычаев и традиций. Не случайно, что сейчас остро стоит вопрос о гуманизации наших представлений о процессах, происходящих в географической оболочке, то есть преломлении представлений о них, погоде и климате в частности, как о природных ресурсах, не только способствующих жизнеобеспечению человечества, но и, напротив, способных создать условия, при которых станет проблемным сохранение homo sapiens как биологического вида. Поэтому изучение механизма атмосферных процессов и закономерностей их развития является одной из важнейших задач разных отраслей и направлений науки. Изучая явления и процессы в атмосфере и вскрывая их взаимосвязь с процессами в других оболочках Земли (гидросфере, литосфере, биосфере), можно найти условия, необходимые для устойчивого развития географической оболочки как среды обитания человека. Тема 1. Атмосфера: физические характеристики и строение. Состав воздуха А т м о с ф е р а ( от греческого atmos – пар и sphaira - шар) - воздушная оболочка Земли, состоящая из смеси различных газов и находящихся во взвешенном состоянии жидких и твердых частиц. В атмосфере непрерывно происходят разнообразные физические, химические и биологические процессы, изменяющие качественные и количественные характеристики ее различных слоев. Основным источником энергии для этих процессов служит солнечная энергия. Трансформируясь после проникновения в атмосферу в различные виды энергии, она вызывает перемещение воздушных масс, изменение атмосферного давления, образование облаков и осадков, служит причиной возникновения в ней различных метеорологических явлений (смерчей, гроз, шквалов, гололеда, сильных ливней и т.д.). К основным характеристикам атмосферы как физической среды относятся температура и влажность воздуха, атмосферное давление, скорость и направление ветра, осадки, метеорологическая дальность видимости. При выполнении наблюдений за этими характеристиками, производимых на сети метеорологических станций, обязательно фиксируется время наблюдений, чтобы получить не только пространственное, но и временное их распределение. Задачи и упражнения по расчету и обработке характеристик атмосферы помещены в следующих разделах пособия. Задачи по исчислению времени даны в приложении. В атмосфере наблюдается пространственное – горизонтальное и вертикальное – изменение всех основных метеорологических элементов. По вертикали в соответствии с характером распределения по высоте температуры, состава воздуха, атмосферного давления и некоторых других элементов атмосфера делится на пять основных сфер: - тропосферу (в среднем до высоты 11 км), - стратосферу (от 11 до 55-60 км), - мезосферу (от 55-60 до 80-85 км), - термосферу (от 80-85 до 800 км) и - экзосферу (свыше 800 км). Между этими слоями имеются небольшие по вертикальной мощности прослойки – между тропосферой и стратосферой – тропопауза, между стратосферой и мезосферой – стратопауза, далее мезопауза и термопауза. Кроме перечисленных выше оболочек в атмосфере выделяют также ионосферу, располагающуюся от верхней границы мезосферы на высоту нескольких сот километров. Воздух здесь чрезвычайно ионизирован, что обуславливает возникновение под воздействием солнечного излучения полярных сияний и магнитных бурь. Тропосфера по своим физическим свойствам неоднородна в горизонтальном направлении и расчленяется на отдельные воздушные массы, представляющие собой объемы воздуха, занимающие площади земной поверхности, соизмеримые с размерами больших частей материков и океанов. Эти объемы воздуха обладают некоторыми общими свойствами (температура, влажность, прозрачность и т.д.) и перемещаются в одном из течений общей циркуляции атмосферы. Различают морские и континентальные (первые более влажные, вторые - сухие), холодные и теплые воздушные массы. В масштабах всего земного шара выделяют глобальные воздушные массы, расположение которых носит зональный характер. К ним относятся следующие воздушные массы: - арктического (в южном полушарии антарктического) воздуха; полярного воздуха, или воздушная масса умеренных широт (в каждом полушарии); - тропического воздуха (в каждом полушарии); экваториального воздуха. Перечисленные фронтами – воздушные сравнительно массы узкими разделяются переходными атмосферными зонами, сильно наклоненными к земной поверхности, в которых метеорологические элементы резко изменяются в горизонтальном направлении, называемыми г л а в н ы м и атмосферными фронтами. Меньше по размеру воздушные массы, находящиеся внутри глобальных воздушных масс и отличающиеся своими температурно-влажностными характеристиками, также разделяются фронтами: холодными (в случае, когда масса холодного перемещается в сторону теплого воздуха), теплыми (при перемещении теплого воздуха в сторону холодного) и фронтами окклюзии, представляющими собой слияние холодного и теплого фронтов. Состав воздуха у земной поверхности имеет практически постоянный состав. Таблица 1 Содержание основных газов, составляющих сухой воздух Содержание в % Абсолютная по объему плотность, г/м3 Азот 78,084 1250 Кислород 20,946 1429 Аргон 0,934 1786 Углекислый газ 0.033 1977 Газы Неон, гелий, метан, криптон, окись азота, водород, ксенон, озон Сухой воздух 0,036 100 1854 (средняя) 1293 Помимо перечисленных газов, в воздухе постоянно содержится водяной пар, процентное содержание которого по объему колеблется от 0,1% до 4%. Твердые и жидкие частицы, находящиеся в атмосфере во взвешенном состоянии, называются аэрозолями. Концентрация их меняется в широких пределах в зависимости от времени и места. Наибольшее количество аэрозолей наблюдается в нижних слоях атмосферы. В больших промышленных городах в одном кубическом сантиметре воздуха содержится до нескольких десятков тысяч аэрозолей, в сельской местности – несколько тысяч, над океанами – несколько сотен. Общая масса атмосферы составляет 5,27·1021г, что примерно в миллион раз меньше, чем масса самого Земного шара. При этом 50% всей массы атмосферы находится в слое от поверхности Земли до высоты 5 км, 75% – в слое до 10 км и 95% – в слое до 20 км. Состояние атмосферы, то есть значение метеорологических характеристик в данный момент времени называется п о г о д о й . Она обуславливается перемещением тех или иных воздушных масс над конкретной территорией и возникающими при этом атмосферными явлениями – выпадением осадков или засухами, резкими повышениями или понижениями температуры воздуха, грозами, шквалами и т.д. Средние значения метеорологических характеристик за многолетний период (30 лет и более), наблюдаемые за этот период их наибольшие и наименьшие значения определяют то состояние атмосферы, которое называется к л и м а т о м . Климат обуславливается климатообразующими процессами и факторами – тепло- и влагообменом, атмосферной циркуляцией, географической широтой и высотой над уровнем моря конкретной территории, рельефом местности и ее гидрографией и т.д. Тема 2. Солнечная радиация: понятие, виды, особенности, методы измерения Основным источником энергии для земной поверхности и атмосферы, обуславливающим возникновение и развитие здесь физических, химических и биологических процессов, является лучистая энергия Солнца. Радиация, поступающая от звезд, Луны и других космических тел, в 30·106 раз меньше солнечной. Поток тепла из глубин Земли к ее поверхности меньше тепла, получаемого от Солнца, в 5000 раз. Отсюда понятно то огромное значение, которое играет даже небольшое колебание значений поступающего на Землю потока солнечной радиации для устойчивости всех процессов, протекающих в географической оболочке, в том числе и самого существования жизни на Земле. В спектре солнечной радиации на интервал длин волн между 0,1 и 4 мкм (мкм – микрометр, равный 10-6 метра) 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 – всего от 0,40 мкм до 0,76 мкм. Однако, в этом интервале заключается 47% всей солнечной лучистой энергии, то есть почти половина. На инфракрасное излучение приходится 44%, а на ультрафиолетовое – 9% всей лучистой энергии Солнца. Радиация, поступающая от Солнца в атмосферу и затем на земную поверхность в виде параллельного пучка лучей, называется прямой. Часть солнечной радиации рассеивается молекулами атмосферных газов и аэрозолями и поступает к земной поверхности в виде рассеянной радиации. Кроме рассеивания, солнечная радиация при прохождении через толщу атмосферы подвергается поглощению, главным образом, водяным паром, углекислым газом и озоном. Количество лучистой энергии характеризуется потоком радиации, представляющим собой величину ее построения на перпендикулярную солнечным лучам единицу поверхности в единицу времени. В СИ поток радиации выражается в Вт/м2. В практической деятельности часто используется внесистемная единица – кал/см2·мин. Соотношение между этими единицами следующее: 1 кал/ см2·мин = 698 Вт/м2. Поток лучистой энергии, поступающей на единицу горизонтальной поверхности, - s' s′ = s · sinh, (2.1), где s – поток солнечной радиации на перпендикулярную солнечным лучам поверхность, h – высота Солнца в градусах. Уравнение для потока прямой солнечной радиации на поверхность любой экспозиции, т.е. любой ориентации и любого наклона s1 имеет вид: s1 = s · (sinh - cosβ + cosh · sinβ · cos(A- α)) где β (2.2) , - угол наклона данной поверхности к горизонту, α - азимут облучаемой поверхности, т.е. угол между плоскостью меридиана и вертикальной плоскостью, проходящей через нормаль к данной поверхности, в градусах, А – азимут Солнца, в градусах. Остальные обозначения те же, что и в формуле (2.1). Общее ослабление прямой солнечной радиации в атмосфере выражается формулой Буге - Ламберта: S = S0 · pm, (2.5), где S – поток прямой солнечной радиации, достигающий поверхности Земли; S0- поток прямой солнечной радиации на верхней границе атмосферы («солнечная постоянная», равная 1,98 кал/см2·мин); р- коэффициент прозрачности атмосферы (величина безразмерная); m- число «масс» атмосферы (величина безразмерная). Коэффициент выбирается из таблицы. Таблица 2 Коэффициенты прозрачности атмосферы (Р) для волн различной длины (мкм) Границы участка, Середина мкм участка, мкм 0,76 –0,69 0,70 Красный 0,97 0,62 Оранжевый 0,94 0,59 Желтый 0,92 0,54 Зеленый 0,89 0,69 – 0,60 0,60 – 0,57 0,57 –0,50 0,50 – 0,45 0,45 – 0,43 Цвет по спектру Коэффициент прозрачности, р 0,43 – 0,40 0,48 Сине-зеленый 0,83 0,44 Синий 0,79 0,42 Фиолетовый 0,77 Массу атмосферы m можно вычислить по приближенной формуле: m = 1/sinh (2.6). При высоте Солнца более 20° количество «масс» атмосферы резко уменьшается при дальнейшем подъеме Солнца к 8° до положения зенита, так как наибольшей энергией обладают голубые лучи, а рассеивание их наибольшее (коэффициент прозрачности для них, как видно из таблицы, всего 0,79 – 0,83), безоблачное небо имеет голубой цвет. При большом количестве «масс» атмосферы, когда высота Солнца менее 15°, до земной поверхности доходят лучи с длиной волны более 0,59 мкм, то есть оранжевого и красного цвета. Именно поэтому Солнце на восходе и заходе имеет оранжевый или красный цвет. Отношение потока коротковолновой радиации Rk, отраженной деятельной поверхностью, к суммарной радиации (S+s), падающей на эту поверхность, называется ее отражательной способностью или а л ь б е д о ( А ) , которое выражается в долях единицы А = Rk : (S+s) или в процентах А = Rk:(S+s)·100%.В таблице приведены значения альбедо некоторых естественных поверхностей. Таблица 3 Альбедо некоторых видов деятельной поверхности Поверхность Альбедо (%) Поверхность Альбедо (%) Почвы: Растительный покров: Чернозем сухой 14 Чернозем влажный 8 Глина сухая 23 Глина влажная 16 Паровое поле сухое 8-12 Паровое поле Рожь и пшеница в разных стадиях зрелости 10-25 Зеленая трава 26 Сухая трава 19 Лес 10-18 Снежный покров: Снег сухой чистый влажное 5-7 Вспаханное поле 94-95 Снег влажный чистый 63 Снег, пропитанный водой влажное 14 Песок белый 34-40 Песок чистый (грязный) 29-48 Морской лед 38-35 Песок речной 36 43 Величина (1-А) представляет собой коэффициент поглощения деятельной поверхности, показывающий, какая часть падающей на эту поверхность коротковолновой суммарной радиации поглощается ею. Тема 3. Тепловой режим атмосферы Т е п л о в ы м р е ж и м о м а т м о с ф е р ы называется распределение температуры воздуха и ее непрерывное изменение в атмосфере. Значения температуры определяются, главным образом, теплообменом между атмосферным воздухом и окружающей средой, под которой понимается космическое пространство, соседние воздушные массы или слои воздуха и земная поверхность. Выделяются следующие виды теплообмена: а) радиационный – поглощение воздухом излучения Солнца, земной поверхности и атмосферы; б) молекулярная теплопроводность – передача тепла между непосредственно прилегающими слоями воздуха и земной поверхностью; в) турбулентная теплопроводность – передача тепла от одних слоев воздуха к другим в результате неупорядоченного, хаотического перемешивания (движения) небольших объемов воздуха – вихрей или других его структурных элементов по сложным траекториям; г) тепловая конвекция – упорядоченный перенос отдельных объемов воздуха в вертикальном направлении, возникающий в результате сильного нагрева нижнего слоя атмосферы (перенос объемов воздуха в горизонтальном направлении называется адвекцией); д) понижение температуры в результате затрат тепла на испарение или выделение тепла при конденсации водяного пара. Все перечисленные виды теплообмена в разной степени участвуют в формировании теплового баланса земной поверхности, который представляет собой алгебраическую сумму всех приходов и расходов тепла на земной поверхности за те или иные интервалы времени. Для многолетнего периода (>15 лет) тепловой баланс равен нулю. В упрощенном виде уравнение теплового баланса записывается следующим образом: R = P+B+LE, где R – радиационный баланс; P – турбулентный поток тепла в приземном слое атмосферы; B – поток тепла между деятельной поверхностью и нижележащими слоями. LE – тепло, затрачиваемое на испарение воды или выделяющееся при конденсации водяного пара на деятельной поверхности; при этом L – теплота испарения, Е – количество воды, испарившееся с единицы поверхности за интервал времени, для которого составлено уравнение. Тепловой баланс земной поверхности в конечном итоге определяет абсолютные значения, амплитуду и характер суточного и годового хода ее температуры. От теплового баланса земной поверхности следует отличать тепловой баланс системы Земля - атмосфера, который представляет собой алгебраическую сумму всех притоков тепла к вертикальному столбу единичного сечения, охватывающему всю толщу атмосферы и верхние слои почвы или водоема. Температура воздуха является одной из основных характеристик погоды, представляющей собой состояние атмосферы в данный момент времени, и важнейшим фактором, влияющим на развитие практически всех процессов, протекающих в географической оболочке Земли. Особенно сильно это влияние сказывается на жизнедеятельности всех живых организмов, особенно растений. Для каждого вида растений имеется свои оптимальный диапазон значений температуры воздуха и почвы, при котором вегетация (развитие) растений происходит наиболее благоприятно. Можно сказать, что рост, развитие и географическое распространение растений на земном шаре – результат влияния температуры воздуха, особенностей ее распределения в приземном слое атмосферы. Каждому из жизненных процессов растительного организма (усвоение питательных веществ, дыхание, рост, стадии развития и т.п.) соответствуют три основных температурных показателя: минимальная температура (ниже которой жизненный процесс затухает), наиболее благоприятная (оптимальная) температура, при которой этот процесс протекает наиболее активно, и максимальная температура, выше которой жизненный процесс прекращается. Температура воздуха является одним из основных метеорологических параметров, строительстве знание которых любого необходимо сооружения. при Важной проектировании характеристикой и при проектировании является температура внешних стен зданий, так как различия этой величины и температуры воздуха внутри помещений не должны превышать установленных нормативных значений (для жилых и общественных зданий не более 6°-7°). Температурный режим следует учитывать также при проектировании и строительстве отопительных систем. Мощность отопительной системы при этом определяют по температуре самой холодной пятидневки года. На территории России эта температура меняется от -10°, -15°С для районов Краснодарского края до -60°С в Верхоянске (Якутия). За начало и конец отопительного сезона принимаются даты перехода среднесуточной температуры через +8°С. Знание теплового режима атмосферы необходимо для правильной безаварийной эксплуатации почти всех видов транспорта, при организации открытой добычи полезных ископаемых и решения других хозяйственных задач. Для успешного лечения и отдыха людей нужно хорошо знать тепловой режим мест расположения санаториев и курортов. Особенности распределения температуры воздуха по высоте выражаются в следующем. В тропосфере температура воздуха понижается в среднем на 0,65 при увеличении высоты точки измерения на каждые 100 м. В реальных условиях в зависимости от погодных условий изменение температуры воздуха с высотой может быть самым разнообразным и определяется вертикальным градиентом температуры γt, представляющим собой величину этого изменения на каждые 100 метров: γt = (tH-tB) ( ׃HH-HB) · 100 (3.1), где tH – температура воздуха на нижнем уровне; tB – температура воздуха на верхнем уровне; НН – высота нижнего уровня (м); НВ – высота верхнего уровня (м). Вертикальный градиент температуры воздуха имеет размерность – С/100 м. Вектор градиента направлен в сторону более низких значений и поэтому имеет отрицательные значения. Распределение температуры с высотой можно представить графически. Для этого на вертикальной оси прямоугольной системы координат откладывается высота точек измерения температуры воздуха, а на горизонтальной – значения температуры. Точки, соответствующие измеренным значениям температуры на разных высотах, соединяют отрезками прямой и получают ломаную линию, которая и характеризует распределение температуры с высотой и называется кривой стратификации. Пример кривой стратификации температуры воздуха в ее возможных вариантах показан на рис.5. Типы стратификации: AB, DE – устойчивая стратификация; BC – изотермия (постоянное значение t в некотором слое) CD – инверсия (повышение t воздуха с высотой) Для получения сравнимых между собой результатов измерения температуры воздуха в различных пунктах, расположенных на разной высоте, выполняется приведение ее значений к единой поверхности (как частный случай – к уровню моря). Приведение выполняется по формуле: Tур.моря= tB+ γt · НВ ׃100 (3.2), полученной из формулы (3.1), при условии, что НН=0 м (уровень моря). Для получения представления о пространственном разделении температуры воздуха используются карты изотерм. И з о т е р м а – линия, соединяющая на карте точки с одинаковой температурой. Карты изотерм могут быть построены на какой-либо конкретный момент времени или по средним значениям за тот или иной промежуток времени (день, декаду, месяц, сезон, год, многолетие) для определенного участка земной поверхности, материка или океана или для всей поверхности земного шара. Тема 4. Тепловой режим почвы Количество лучистой энергии, поглощаемой земной поверхностью, и в частности почвой, зависит от ее альбедо, то есть от ее цвета, состава, структуры. В целом же ее тепловой режим определяется радиационным балансом: при положительном его значении тепло от деятельной поверхности передается в более глубокие слои, при отрицательном – тепло из глубины почвы и частично из воздуха поступает к деятельной поверхности. Главную роль в нагревании или охлаждении почвы играют конденсация водяного пара и испарение воды, происходящие на деятельной поверхности. Некоторое количество тепла в почве затрачивается на химические и биологические процессы: усвоение питательных веществ корнями растений, растворение солей и т.д. Температура поверхности почвы имеет хорошо выраженный суточный ход. Минимум ее наблюдается примерно через полчаса после восхода Солнца. Затем температура почвы повышается и в 13–14 часов достигает своего максимума, после чего начинается ее понижение. В отдельные дни суточный ход температуры почвы может отличаться от описанной схемы в зависимости от изменения облачности в течение суток, осадков, адвективных изменений температуры воздуха. Максимальные значения температуры на поверхности почвы обычно выше, чем воздуха на стандартной высоте (2 м). Так, на широте Нижегородской области температура поверхности обнаженной почвы может достигать +55С и даже выше. Ночной минимум на поверхности почвы, наоборот, значительно ниже, чем в воздухе, что вызвано выхолаживанием почвы в результате эффективного излучения. На широте Нижегородской области ночные температуры воздуха на поверхности почвы под снегом могут понижаться до -50С, а в мае–июле, августе–сентябре температура поверхности почвы нередко понижается ниже 0С (заморозки). Сильные ночные заморозки на почве весной и осенью обычно наблюдаются при ясном небе, когда эффективное излучение достигает наибольшего значения. Суточный ход температуры почвы зависит также от экспозиции склонов, т.е. от того, как ориентирован наклон данного участка земной поверхности по отношению к сторонам света. Ночное излучение одинаково на склонах любой ориентации, но дневное нагревание почвы наибольшее на южных склонах почвы и наименьшее на северных. На суточный ход температуры почвы влияет также вид и состояние почвенного покрова. Растительный покров летом снижает температуру на поверхности почвы. Снежный покров зимой – ее повышает. Совместное действие растительного покрова летом и снежного зимой уменьшает годовую амплитуду на поверхности почвы до 10С в сравнении с обнаженной почвой. Температура поверхности почвы имеет хорошо выраженный годовой ход, амплитуда которого, прежде всего, зависит от широты места. В северном полушарии на широте 10 амплитуда годового хода температуры почвы составляет около 3С, на широте 30 - около 10С, на широте 50 около 25С. Температура почвы является той характеристикой ее теплового режима, которая, в основном, определяет жизненные циклы растений. Так, повышение температуры почвы ускоряет процесс созревания семян, появление молодых всходов и их рост. В холодных почвах деятельность корней заметно ослабевает, в результате чего растение может испытывать недостаток в питании даже при наличии в почве достаточного количества влаги и питательных веществ. Но и повышение температуры положительно сказывается на развитии растений только до определенного предела. Так, для прорастания клубней картофеля наиболее благоприятной температурой является 18-25оС, дальнейшее же повышение температуры вызывает замедление появления всходов картофеля. Очень низкие температуры почвы приводят иногда к вымерзанию озимых посевов, т.е. к их гибели. Для дыхания корней растению требуется кислород, который поступает в почву при газообмене между воздухом и почвой, создаваемом суточными колебаниями температуры почвы, – различия ее значений для отдельных слоев почвы вызывают перемещение водяного пара из более теплых в относительно холодные слои почвы. Большое влияние на растения оказывает и промерзание почвы. Замерзая, почвенная влага образует лед, вследствие чего верхний слой почвы вместе с находящейся в ней корневой системой растений несколько поднимается, в результате чего корни натягиваются и часто обрываются. Вмерзшие в почву растения от такого поднятия выпираются вверх и при оттаивании почвы оказываются на поверхности земли, что нередко приводит к гибели озимых культур, особенно при чередовании оттепелей и морозов. Несвоевременное промерзание почвы также иногда приносит немалый вред растениям и может являться причиной их гибели. Если, например, на незамерзшей почве осенью образуется мощный снежный покров, то при таких условиях почва под снегом не замерзает и жизнедеятельность растений не приостанавливается. Находясь под снегом, растения расходуют свои запасы питательных веществ на дыхание, от чего они сильно ослабевают, становятся очень чувствительными к весенним заморозкам, легко подвергаются заболеваниям и часто гибнут. Промерзание почвы значительно затрудняет земляные и строительные работы, а также влияет на состояние железнодорожных и автомобильных дорог. В результате расширения, сжатия и сдвига грунта при последовательном замерзании и оттаивании почвы. Нагревание и охлаждение почвы в большой степени зависит от ее теплоемкости и коэффициента теплопроводности. Различают удельную и объемную теплоемкость. Удельной теплоемкостью С называется количество тепла, необходимое для нагревания единицы массы почвы на один градус. В СИ она выражается в Дж/кг·град, в вычислительных единицах – в кал/г·град. О б ъ е м н а я т е п л о е м к о с т ь С о б – это количество тепла, необходимое для нагревания единицы объема почвы на один градус. В СИ она выражается в Дж/м3·град, в внесистемных единицах – в кал/см3·град. Связь между этими единицами такая: 1 кал/см3·град = 4,1868·106Дж/м3·град. Зависимость между удельной (С) и объемной (Соб) теплоемкостью выражается следующим образом: Cоб = С · d, (4.1) где d – плотность почвы в г/см3 Объемная теплоемкость Соб влажной почвы определяется по объемному весу почвы, ее удельной теплоемкости и влажности: Соб = Сп · dait + Cв · dait · Wкал/м3·град (4.2) где: Cп – удельная теплоемкость сухой почвы; Св – удельная теплоемкость почвенной влаги; d – объемный вес (плотность) сухой почвы; Мерой теплопроводности теплопроводности λ, почвы численно служит равный коэффициент количеству тепла, протекающему в 1 сек через 1 см2 слоя почвы толщиной 1 см при разности температур на границах слоя 1°. Размерность коэффициента теплопроводности кал/см·сек·град. Для характеристики тепловых свойств почвы пользуются также к о э ф ф и ц и е н т о м т е м п е р а т у р о п р о в о д н о с т и К численно равным тому повышению температуры, которое наблюдается при сообщении 1см3 почвы λ калорий тепла. Коэффициент температуропроводности К выражается теплоемкость и теплопроводность: К = λ :Соб = λ ׃С·d см2·сек Обозначения формулы (4.3) приведены выше. (4.3) через Распространение тепла вглубь почвы подчиняется следующим закономерностям: 1. Период колебаний температуры остается неизменным на всех глубинах почвы. 2. Амплитуда колебаний уменьшается в геометрической прогрессии, если глубина увеличивается в арифметической прогрессии. 3. Время запаздывания в наступлении максимума или минимума температуры с глубиной пропорционально глубине. 4. Глубины постоянной суточной и годовой температуры относятся как корни квадратные из периодов колебаний. Тема 5. Атмосферное давление Числовая величина силы давления, которое оказывает атмосфера на земную поверхность и все находящееся на ней предметы, равная массе вертикального столба воздуха с единичным поперечным сечением от поверхности Земли до ее верхней границы, называется атмосферным давлением. На уровне моря оно близко к одному килограмму на один квадратный сантиметр. В метеорологии величину атмосферного давления выражают в следующих единицах: миллиметры ртутного столба (мм рт.ст.), сравнивая давление атмосферы с эквивалентным ему давлением ртутного столба. Эта единица измерения связана с устройством основного прибора для измерения атмосферного давления – ртутного барометра, в котором столбик ртути в стеклянной трубке уравновешивается массой столба воздуха от земной поверхности до верхней границы атмосферы; гектопаскали (гПа) или миллибары (мб). Один миллибар есть давление, которое сила в 1000 дин производит на площадь в один квадратный сантиметр. Напомним, что одна дина представляет собой силу, которая массе в один грамм сообщает ускорение 1см/сек2. Соотношение между этими единицами следующее: 1мм.рт.ст.=1,33мб (гПа); 1мб (гПа) = 0,75мм рт.ст. Среднее атмосферное давление на уровне моря, вычисленное за длительный период наблюдений (≥30 лет), составляет 760 мм рт.ст. или 1013,2 мб (гПа) и называется «нормальным атмосферным давлением», соответствуя столбику ртути высотой 760 мм при температуре 0°С, находящемуся на широте 45°. Чтобы приведенные значения атмосферного давления были более понятны, вычислим при нормальном давлении РН массу столба воздуха М с поперечным сечением s, равным 1м2, простирающегося от уровня моря до верхней границы атмосферы, принимая плотность ртути равной 13595,1 кг/м3. Так как нормальное давление равно 760 мм рт. ст. или 0,76 метров, то М = РН(м)·s(м2)·ρрт (кг/м3) = 0,76м·1м2·13595,1 кг/м3 = 10333кт. Полученный ответ означает, что на 1 м2 земной поверхности оказывает давление объем воздуха с массой 10,3 тонны. По аналогии с этой задачей можно рассчитать, какая тяжесть давит на человеческое тело при нормальном атмосферном давлении. При средней площади человеческого тела 12000-15000 см2 эта величина составляет 12,415,5 тонн. Однако эту тяжесть организм не чувствует, так как внешнее давление уравновешивается давлением воздуха внутри тела. Вообще, жизнь всех организмов на Земле приспособлена именно к этому давлению. Поэтому при подъеме на большие высоты самочувствие человека ухудшается не только в связи с нехваткой кислорода, но и из-за значительно разреженной среды при значительно меньшем давлении, чем у земной поверхности. Опыты в барокамере показали, что чем сложнее организм, тем труднее он переносит понижение давления. Например, представитель хладнокровных – лягушка на высоте 20-30 км в течение нескольких часов сохраняет жизнь, а человек при быстром подъеме до высоты 7-8 км теряет сознание обычно через 8-10 минут. На высоте 15-16 км, даже если человек дышит только кислородом, в течение нескольких секунд наступает кислородное голодание вследствие низкого давления. И еще об одном следствии действия низкого давления на человеческий организм – при низком давлении начинается кипение крови. Известно, что чем ниже давление, тем быстрее закипает вода. В горах, например, вода закипает не при 100°С, а при более низкой температуре. Так, при высоте 20 км вода закипает уже при температуре 37°С. Кровь человека также закипает на этой высоте. Именно поэтому в целях обеспечения жизненной безопасности при полетах высотной авиации или космических кораблей для человека создаются необходимые физиолого-гигиенические условия – он или помещается в кабину, где поддерживаются постоянные температура, давление, состав воздуха, нормальное освещение и т.д., или он находится в скафандре с автономным жизнеобеспечением, изолирующим человека от смертельной окружающей среды. Даже находясь на земной поверхности, человек может испытывать физиологический дискомфорт в результате изменения погодных условий и, прежде всего, атмосферного давления. При резком повышении атмосферного давления человек, особенно больной, может ощущать головную боль, боль в области сердца и других органах, повышается артериальное давление, возникают сосудистые кризисы и внутренние кровотечения. Резкие колебания атмосферного давления вызывают обострение радикулита и заболеваний седалищного нерва, появляется шум в ушах. С пониженным атмосферным давлением связано высокое стояние диафрагмы, что приводит к затруднению дыхания и нарушению функции сердечно-сосудистой системы. По мере увеличения высоты места над земной поверхностью атмосферное давление убывает, что объясняется, в первую очередь, уменьшением вышележащего столба воздуха. Но, кроме этого, с высотой уменьшается и плотность воздуха. Если у земной поверхности 1 м3 воздуха весит 1,3 кг, то на высоте 5,5 км его масса составляет около 600 г, а на высоте 40 км всего 4 г. Интересно отметить, что, если бы плотность воздуха на всех высотах оставалась неизменной, высота верхней границы атмосферы располагалась бы на отметке всего 8 км. Уменьшение атмосферного давления с высотой можно характеризовать вертикальным барическим градиентом и барической ступенью. Вертикальный барический градиент показывает изменение давления на единицу высоты и выражается в мб/100 м. Наибольшее его значение наблюдается в нижнем слое тропосферы, особенно при низких температурах воздуха, когда его плотность наибольшая. С высотой градиент давления быстро уменьшается. Барическая ступень – высота hст, на которую нужно подняться или опуститься, чтобы давление изменилось на 1 мб. Измеряется в м/мб. Величину барической ступени можно рассчитать по следующей формуле: hСТ = (8000׃р) · (1+ αt) м/мб, (5.1) где р – среднее давление в рассматриваемом слое атмосферы, мб; α - коэффициент, показывающий увеличение барической ступени на каждый градус нагревания воздуха и равный 0,4% (или 0,004); t – температура воздуха, °С. В приземном слое при давлении 1000 мб и температуре воздуха 0 С барическая ступень равна 8 м, то есть при подъеме на каждые 8 м давление понижается на 1 мб. Величиной барической ступени удобно пользоваться для приближенных расчетов изменения давления с высотой. Одно из применений формулы (5.1) является приведение давления, измеренного на уровне расположения метеостанции, к уровню моря. Для определения небольших разностей высот между какими-либо двумя уровнями (к примеру высоту холма, какого-либо сооружения и т.д.), т.е. для выполнения барометрического нивелирования служит выходящая из формулы (5.1) формула Бабине: h 8000 2( PH PB ) (1 t ) , PH PB (5.2) где h – превышение одного уровня над другим в м; PH , PB – давление на нижнем и верхние уровнях соответственно. Остальные обозначения те же, что и в формуле (5.1) Пространственное распределение атмосферного давления называется барическим полем. Его можно наглядно представить в виде поверхностей, во всех точках которых давление одинаково. Такие поверхности называются изобарическими. Так как температура и давление практически никогда не бывают одинаковыми в горизонтальном направлении, изобарические поверхности располагаются не параллельно земной поверхности и друг другу, а наклонены под разными углами и по своей форме весьма разнообразны. В одних местах изобарические поверхности прогибаются вниз, образуя обширные, но неглубокие «котловины», в других они выгибаются вверх, образуя растянутые «холмы». Если мысленно пересечь изобарические поверхности поверхностью уровня моря или другой горизонтальной плоскостью, то получим на них кривые линии, называемые и з о б а р а м и и представляющие собой линии, соединяющие точки с одинаковым давлением на данной плоскости. Так как в одной точке не может быть одновременно двух значений давления, то изобары не могут пересекаться. В пределах одной ограниченной карты изобары могут быть незамкнутыми, но поскольку давление меняется в пространстве непрерывно, то в масштабе земного шара каждая изобара непременно замкнута. Но очень часто некоторые изобары могут быть замкнуты даже в пределах одной карты. Тогда они ограничивают области относительно низкого или высокого давления, называемые барическими системами. На рис. 9 изображены возможные барические системы, образованные изобарами различной конфигурации. Для установления закономерностей в распределении давления составляют карты июльских и январских изобар (см. Картографический комплекс ч.1). На картах изобар можно заметить, что в Рис. 9. Барические системы области экватора в январе и июле наблюдается пониженное давление (меньше 1013 мб), а в тропических областях (30-40°), особенно над океанами, – повышенное давление; в умеренных широтах (50-70°) давление понижается, а в полярных – повышается. Это основные закономерности в распределении давления на поверхности (рис. 10). Карта позволяет обнаружить и другую закономерность: над материками в январе (в северном полушарии) наблюдается повышенное давление, а в июле – пониженное. Такое изменение давления объясняется тем, что зимой материк сильно охлаждается, охлаждается и воздух, который при этом уплотняется. Уплотнение вызывает приток воздуха извне – из верхних слоев атмосферы над океаном. Это приводит к увеличению массы воздуха над материком – давление повышается. В июле (летом) картина обратная. Материк сильно прогревается, прогревается и воздух над ним. Рис. 10. Схема распределения давления и ветров на земном шаре Прогретый воздух поднимается вверх, а там растекается к океанам. Масса воздуха над материком становится меньше, давление понижается. Области пониженного и повышенного давления называются центрами действия атмосферы. Они подразделяются на постоянные и сезонные. Постоянные центры действия атмосферы, существующие в течение всего года: субтропических экваториальный океанических пояс пониженного максимумов давления, пять (Северо-Атлантический – Азорский, Северо-Тихоокеанский – Гавайский, Южноатлантический, ЮжноИндийский, Южнотихоокеанский), пояс пониженного давления вокруг Антарктиды, субполярные области над океаном ( Исландский и Алеутский минимумы), Антарктический и Гренландский максимумы. К сезонным относятся зимние максимумы (Азиатский и СевероАмериканский) и летние минимумы (Южно-Американский, Южно- Африканский и Австралийский). Центры действия атмосферы оказывают большое влияние на воздушные течения, погоду и климат. Суточный ход атмосферного давления имеет плавные периодические колебания, особенно хорошо выраженные в тропиках, где кривая суточного хода имеет вид двух волн с максимумами давления около 10 ч и 22 ч и минимумами около 4 ч и 16 ч. Амплитуда суточного хода достигает 3-4 мб. По мере удаления от экватора в более высоких широтах суточный ход давления выражен слабее и отмечаемая на экваторе система здесь часто нарушается непериодическими колебаниями. На широте 60° амплитуда суточного хода составляет уже лишь 0,3 мб. В годовом ходе атмосферного давления можно выделить три основных его типа: - континентальный с минимумом летом и максимумом зимой, с увеличением амплитуды от окраин материков в их глубину – так над европейской территорией России она составляет 8-12 мб, в Сибири 25-70 мб; - океанический с максимумом летом и минимумом зимой со средним значением амплитуды до 20 мб, при этом в тропических широтах годовой ход выражен значительно слабее, а над океанами средних широт иногда может наблюдаться более сложный годовой ход – с максимумами летом и зимой и минимумами весной и осенью со среднегодовой амплитудой не более 5-6 мб; - полярный и субполярный с максимумом в апреле или мае и минимумом в январе или феврале и с амплитудой 5-12 мб. Тема 6.Ветер Ветром называется движение воздуха относительно земной поверхности, как правило, при этом имеется в виду горизонтальная составляющая этого движения. Роль ветра в атмосфере как составной части геофизической оболочки заключается, прежде всего, в том, что он является непосредственной причиной, обуславливающей изменение погоды и формирующей климат Земли в целом и ее отдельных регионов. Ветер участвует в круговороте воды, перенося влагу по всему земному шару и доставляя ее в сухие безводные области, которые без этого превратились бы в мертвые пустыни. Непрерывное действие ветра оказывает влияние на рельефообразование на земной поверхности, разрушая и сглаживая в течение тысячелетий возвышенности и горные хребты и создавая особые эоловые формы рельефа. Ветер нередко достигает разрушительной силы, приносит человеческие жертвы и колоссальный материальный ущерб. Особенно часто такие ветры, связанные с прохождением тропических циклонов, наблюдаются в бассейне Карибского моря, Юго-Восточной Азии, Бенгальском заливе, реже в Аравийском море и в районе острова Мадагаскар. На территории России в умеренных широтах ветер, достигая скорости 25 м/с и более, вызывает большие разрушения. Такие ветры обычно наблюдаются в системе глубоких циклонов или на периферии мощных антициклонов. В соответствии с условиями рельефа скорость ветра может уменьшаться или значительно увеличиваться, но это обычно имеет локальный характер. Такие ветры на территории Нижегородской и соседних с ней областей в период активных конвективных процессов в атмосфере (май-сентябрь) наблюдают не менее 5-6 раз ежегодно. Они называются шквалами и представляют собой вихреобразное движение воздуха вокруг оси, расположенной параллельно земной поверхности. Возникающие в атмосфере воздушные вихри с вертикальной осью вращения называются смерчами (торнадо в США, тайфуны на Дальнем Востоке). Диаметр их на море составляет 20-100 метров, а над сушей достигает 1-2 км. Скорость ветра в смерче достигает 100 м/с и более, что достаточно для разрушения жилых и промышленных объектов, лесонасаждений, сельхозугодий, линий связи и электропередач и т.д. В системе смерчей движение воздуха чаще всего происходит против часовой стрелки. Возникают они при мощном грозовом облаке, из которого опускается к земле хоботообразный вихрь. Под влиянием большой скорости вращения внутри смерча возникает центробежная сила, в результате действия которой здесь образуется пониженное давление. Это является причиной всасывания внутрь смерча воды или предметов, встречающихся на пути его движения. Существенный вред сельскому хозяйству приносят суховеи – горячие и сухие ветры, наблюдающиеся в степной и лесостепной зоне, особенно на юго-востоке Европейской территории России. Особенно вредят суховеи в начале вегетации растений, во время цветения и колошения полевых культур. Испарение с почвы и транспирация растений при суховеях резко усиливаются, что приводит к истощению запасов почвенной влаги. Под действием суховеев листья растений сначала сворачиваются, затем становятся мягкими и дряблыми и затем быстро усыхают. Ветер переносит громадное количество снега. Метели заметают автомобильные и железные дороги, оголяют от снега озимые посевы и сильно ограничивают видимость. Особенно свирепствуют метели на Крайнем Севере, где они называются пургой. Обычно здесь пурга бывает не только сильной, но и продолжительной, что значительно усложняет жизнь в северных поселках. Ветер влияет на реактивность организма, т.е. воздействует на систему терморегуляции, а также оказывает на него механическое воздействие. Он усиливает или снижает механизмы физической терморегуляции, т.е. способствует либо отдаче тепла, либо его задержке в организме. Отрицательное воздействие ветра усиливается при резких колебаниях температуры, влажности воздуха, атмосферного давления, при сильном холодном ветре и резких колебаниях атмосферного давления повышается артериальное давление, что способствует развитию гипертонических кризов и нарушению давления у мозгового больных кровообращения. отмечаются также Колебания при артериального внезапном изменении направления ветра. Являясь в отдельных случаях грозным явлением природы, ветер одновременно с этим может быть одним из важнейших источников энергии. Относясь к неисчерпаемым природным и энергетическим ресурсам, ветер обладает их огромными потенциальными запасами. Подсчитано, что запасы энергии ветра на Земле приблизительно в 5000 раз больше энергии угля и газа, потребляемой во всем мире в течение года. Только на территории России та часть энергии ветра, которая могла бы использоваться уже при современном состоянии техники, составляет в год не менее 10 миллиардов киловатт. Особенно большое значение имеет эта энергия в тех районах, где другие ее природные источники отсутствуют. В настоящее время имеются успешные модели ветродвигателей, преобразующих ветровую энергию в электрическую, которая используется в производственном режиме (в частности, в Нидерландах). Однако некоторые технические вопросы остаются пока нерешенными. Так, скорость и направление ветра постоянно меняются, что эксплуатационный не дает режим возможности выдерживать ветродвигателей. Проблемой постоянный остается аккумуляция и использование электроэнергии в период, когда они не могут работать. Но, тем не менее, учитывая высокую экологическую чистоту производства ветровой энергии и ее неограниченные запасы, за ветроэнергетикой, безусловно, стоит большое будущее. Данные о ветровом режиме определенных регионов необходимы при проектировании промышленных объектов, жилых и общественных зданий, при планировании и застройке новых населенных пунктов и реконструкции старых. Кроме данных фактических наблюдений, при этом широко используются вероятностные характеристики ветра, полученные расчетным путем. Они необходимы для определения возможных ветровых нагрузок на высотные сооружения, летательные аппараты, особенно при их взлете и посадке, при эксплуатации строительных кранов и т.д. Очень важно учитывать влияние ветра на распространение загрязняющих примесей, поступающих в атмосферу от промышленных предприятий, ТЭЦ, автотранспорта и т.д. Эффективность некоторых мер, направленных на обеспечение чистоты воздуха, находится в прямой зависимости от ветрового режима данного района. Проводимые специально наблюдения позволяют выявить связи между концентрациями загрязняющих примесей с погодными условиями, в том числе с характеристиками ветрового режима. Специальные формулы, учитывающие розу ветров, позволяют рассчитать конфигурацию и протяженность той санитарно-защитной зоны вокруг промышленных предприятий, в которой не следует производить жилищное строительство. Ветер характеризуется вектором скорости – числовое его значение показывает непосредственно скорость, а направление указывает, откуда дует, ветер. Скорость ветра обычно выражается в м/с, км/ч (в авиации) и в узлах (морских милях в час) – на флоте и в баллах по шкале Бофорта. Различают среднюю скорость за какой-либо промежуток времени (обычно за 10 минут) и мгновенную, которая сильно колеблется около среднего значения, что обусловлено наличием турбулентности в воздушном потоке. Направление ветра определяется румбом горизонта, откуда он дует или его азимутом, то есть углом между направлением ветра и меридианом пункта наблюдений. В первом случае обычно различают восемь основных румбов: север, северо-восток, восток, юго-восток, юг, юго-запад, запад, северо-запад или (для более точного определения направления) восемь основных и восемь промежуточных румбов, к которым относятся северо-северо-восток, востоксеверо-восток, восток-юго-восток, юго-юго-восток, юго-юго-запад, западюго-запад, запад-северо-запад, северо-северо-запад. Перечисленные 16 румбов показаны на рис. 13. Если направление ветра характеризуется азимутом, то отсчет угла между ним и меридианом ведется от севера по часовой стрелке. Таким образом, северному направлению будет соответствовать 0 (360), северо-востоку-45, востоку-90 и т.д. Направление ветра, как и его скорость, различают среднее и мгновенное. При климатической обработке наблюдений за направлением ветра обычно строят диаграмму, представляющую собой распределение Рис. 13. Румбы Таблица 4 Шкала Бофорта Балл по Скорость Характеристика Бофорту ветра (м/с) ветра 0 0 Штиль Полное отсутствие движения воздуха 1 1 Очень слабый Дым поднимается вверх вертикально. Листья ветер неподвижны 2 2-3 Слабый ветер Заметное движение воздуха. Колеблются листья 3 3-5 Небольшой ветер Колышутся легкие флаги, листья, небольшие ветки у Внешние признаки деревьев 4 5-7.5 Умеренный ветер 5 7.5-10 Свежий ветер Колышутся легкие флаги, небольшие ветки у деревьев, поднимается пыль с земли Вытягиваются большие флаги, колеблются большие, покрытые листьями деревья Колеблются толстые ветви деревьев, звуки ветра 6 10-13 Сильный ветер слышны внутри зданий, слышно гудение телеграфных проводов 7 13-15 8 15-18 Крепкий ветер Очень крепкий ветер Колеблются стволы небольших деревьев Колеблются большие деревья, ломаются ветви, создается заметное затруднение при движении против ветра Ветер ломает ветви, срывает с мест легкие предметы, 9 18-21.5 Шторм 10 21.5-25 Сильный шторм 11 25-29 Тяжелый шторм 12 29 и более Ураган повреждает крыши Клонит деревья к земле, опрокидывает слабые деревья Вырывает с корнями деревья, производит тяжелые разрушения Уничтожает все на своем пути их повторяемости по основным румбам в виде так называемой розы ветров. Для ее построения от направления по начала полярных координат откладываются румбам горизонта отрезками, длины которых пропорциональны повторяемости ветров данного направления. Концы отрезков соединяются ломаной линией. Повторяемость штилей указывается числом в кружке, расположенном в центре диаграммы. Климатическая обработка значений скорости ветра заключается в расчете повторяемости их величин, представляющем собой выраженное в процентах отношение скорости ветра к общему числу наблюдений. Обычно определяется повторяемость не единичной скорости ветра, а ее значений в некоторых выбранных пределах (градациях). Полученные результаты обычно представляются в табличном или графическом виде. Причиной возникновения ветра является неравномерность атмосферного давления, то есть наличие горизонтальной разности давления, или горизонтального барического градиента. Воздух стремится двигаться от высокого давления к низкому по наиболее короткому направлению, которое и представляет собой направление барического градиента. Таким образом, барический градиент есть сила, которая сообщает воздушной массе ускорение и вызывает ветер. Следует еще раз подчеркнуть, что только сила барического градиента вызывает ветер. Все другие силы, проявляющиеся при движении воздуха, лишь тормозят это движение или отклоняют его от направления градиента. Величину горизонтального барического градиента выразим следующим образом Gr dp dn , (6.1) где dp - разность атмосферного давления между двумя точками, расположенными на расстоянии dn друг от друга по направлению наибольшего изменения давления. Знак (-) показывает, что вектор градиента направлен в сторону пониженного давления. Для того чтобы получить силу барического градиента Fg , действующую на единицу массы, необходимо величину градиента разделить на плотность воздуха , т.е. Fg 1 dp dn Gr . (6.2) К силам, возникающим при движении воздуха, относятся: - отклоняющая сила вращения Земли; - сила трения; - центробежная сила. Отклоняющая сила Земли, или сила Кориолиса A, направлена под прямым углом к направлению движения воздуха (в северном полушарии вправо, в южном – влево) и изменяет направление ветра. Сила Кориолиса выражается следующим образом: A 2 sin M где - скорость (6.3) , ветра; - угловая скорость вращения Земли; φ – широта места; M – масса перемещающегося объема воздуха. Сила трения тормозит движение воздуха, но не меняет его направление. Вектор силы трения RT направлен в сторону противоположную движению, и пропорционален его скорости, т.е. RT KT , (6.4) где KT - коэффициент пропорциональности, зависящий от шероховатости подстилающей поверхности; - скорость ветра. С увеличением высоты над земной поверхностью влияние силы трения быстро ослабевает. На высоте более 1000 м она практически исчезает. Центробежная сила возникает при криволинейном движении воздуха. В расчете на единицу массы она выражается формулой: С где - скорость движения; 2 r , (6.5) r – радиус кривизны траектории. Для атмосферных процессов центробежная сила обычно мала, так как велик радиус кривизны их траекторий. Только в небольших вихрях с вертикальной осью, смерчи, торнадо радиус траекторий мал. Центробежная сила во многом превышает силу градиентного давления, она оказывает существенное влияние на движение воздуха. В реальной атмосфере в однородном барическом поле на высоте больше 1000-1500 м, где трение движущегося воздуха о земную поверхность уже не ощущается, на него действует градиентная сила Fg , направленная перпендикулярно изобарам, и отклоняющая сила вращения Земли A, направленная перпендикулярно к вектору скорости справа (рис. 14). При установившемся движении, когда в каждой точке пространства величина и направление средней скорости ветра не изменяются со временем, силы Fg Рис. 14 и A одинаковы по величине, но противоположны по направлению. Так как отклоняющая сила перпендикулярна движению, то его вектор должен быть направлен перпендикулярно градиенту давления, то есть ветер направлен вдоль изобар. Ветер, дующий вдоль прямолинейных и параллельных изобар, называется геострофическим. В слое от высоты 1000-1500 м до земной поверхности скорость ветра вследствие трения уменьшается настолько, что у земли на высоте 10-15 м над сушей она примерно вдвое меньше, чем скорость геострофического ветра. Над морем скорость ветра на этой же высоте составляет 2/3 скорости геострофического ветра. Сила трения влияет и на направление ветра (рис. 15). Установившееся движение в приземном слое становится возможным, если уравновешиваются три силы: барический градиент Fg , отклоняющаяся сила вращения Земли A и сила трения RT . Рис. 15 Отклоняющая сила вращения Земли по-прежнему отклоняется по перпендикуляру вправо от вектора скорости. Для того чтобы сила барического градиента могла уравновесить силу трения и отклоняющую силу вращения Земли, она должна лежать на одной прямой с их равнодействующей, и иметь противоположное ей направление и быть равной ей по абсолютной величине. Таким образом, вектор силы барического градиента будет составлять с вектором скорости ветра не прямой, а острый угол α. Значит, вектор скорости ветра будет направлен не по изобарам, как в случае геострофического ветра, а пересекать их, отклоняясь от барического градиента вправо на некоторый угол α. (Все рассуждения, приведенные выше, относятся к Северному полушарию.) Ветер, дующий в слое от земной поверхности до высоты 1000-1500 м, под некоторым углом к изобаре вследствие воздействия на него силы трения, называется действительным или приземным ветром. Зная общие закономерности распределения давления на поверхности Земли, можно установить направление основных потоков воздуха в нижних слоях атмосферы. Если в тропических широтах (в полосе между 20-40°с. и ю.ш) в течение круглого года удерживается повышенное атмосферное давление, а в экваториальных широтах (вдоль экватора до 10° с. и ю.ш.) – пониженное, то постоянные потоки воздуха будут направлены от тропиков к экватору. Эти постоянные ветры называются пассатами. На их направление оказывает влияние отклоняющая сила вращения Земли, поэтому в северном полушарии потоки идут с северо-востока, а в южном – юго-востока. Из тропических и субтропических областей повышенного давления часть воздуха будет оттекать к экватору, а часть – уходить в умеренные широты, образуя юго-западные, переходящие в западные ветры в северном полушарии, и северо-западные, переходящие в западные в южном. Ветра с океанов несут много осадков на материки (например, на территорию западной Европы, западную часть Канады и юг Анд). В полярных широтах ввиду повышенного давления воздуха ветры в северном полушарии северо-восточные, а в южном – юго-восточные. Ветры – пассаты тропических широт, западные ветры умеренных широт и северо-восточные и юго-восточные полярных широт называются планетарными, они распределяются зонально. Зональное распределение ветров нарушается на восточном побережье материков умеренных широт. Над материками в зимнее время устанавливается повышенное давление, а над океаном – пониженное. Образуются потоки воздуха с материков на океан, но ввиду отклоняющей силы вращения Земли они приобретают северо-западное направление. Летом над материками возникает пониженное давление, а над океанами – повышенное. В результате образуются потоки воздуха с океана на материк (юго-восточное направление), приносящие на материк большое количество осадков. Ветры, изменяющие свое направление по сезонам, называются м у с с о н а м и (араб. маусим – сезон). Летний муссон – это поток воздуха с океана на материк, зимний – поток воздуха с материка на океан. Особенно хорошо выражены муссоны на восточном берегу Евразии (Восточный Китай, Дальний Восток). Муссоны восточной части Северной Америки выражены слабее. Местные ветры Неоднородность и разная степень нагревания подстилающей поверхности приводит к возникновению местных ветров. Бризы (от фран. Brise – легкий ветер) – береговые ветры, меняющие направление два раза в течение суток: днем они дуют с водяной поверхности, ночью с суши. Бризы образуются в результате термической циркуляции воздуха в нижних слоях атмосферы. Дневной бриз образуется в результате того, что суша нагревается сильнее, чем вода. Воздух над сушей поднимается на высоту 500-1000 м, в этом слое происходит его столкновение, что приводит к повышению давления по сравнению с давлением над водой на этой же высоте. Воздух движется к водоему. Над водоемом происходит увеличение массы воздуха, давление в нижних его слоях повысится по сравнению с сушей. Потоки воздуха у поверхности водоема устремятся на сушу, образуя дневной бриз. В тропических широтах дневные бризы – довольно сильные ветры, приносящие влагу и прохладу с моря. Ночью поверхность воды нагрета сильнее, чем суша. Воздух поднимается вверх на высоту 300-500 м, здесь он сталкивается. В это время над сушей на той же высоте воздух становится разреженным из-за оттока к поверхности воды. Потоки воздуха устремляются от моря к суше. Над поверхностью происходит уплотнение воздуха по сравнению с нижними слоями его над морем. Когда поток воздуха устремляется с суши на водную поверхность, образуется ночной бриз. А по силе он уступает дневному. Бризы наблюдаются в ясную погоду на берегах водоемов: океанов, морей, крупных озер, водохранилищ и даже рек. В горах наблюдается фён (лат. fauonius – теплый западный ветер). Это теплый сухой ветер, дующий по склону горы. Образуется он в условиях значительной разницы давления на противоположных склонах гор. Например, на левом склоне горы давление повышено, температура воздуха +10°С . Воздух поднимается по склону горы, снижая свою температуру через каждые 100м на 0,6°С, т.е. на каждый километр высоты температура падает на 6°С. На высоте 3км температура падает на 18°С, т.е. понижается до -8°С. С вершины горы воздух течет по противоположному склону вниз, температура его будет повышаться через каждые 100м на 1°С. На противоположном склоне горы воздух приобретает температуру 22°С. Вот этот поток теплого воздуха со склонов гор и называется фёном. Он сухой, т.к. при повышении температуры происходит его иссушение. Фён продолжается обычно менее суток. Фёны весной приводят к быстрому таянию снегов, резкому подъему уровня рек, образованию снежных лавин. Борá (итал. bora, греч. Boreas – северный ветер). Это сильный порывистый ветер, дующий с прибрежных гор в сторону моря, преимущественно в холодное время года. Этот ветер возникает в том случае, когда холодный воздух над сушей отделен от теплого над водой невысокими горами. Холодный воздух сталкивается перед хребтом, а затем с большой скоростью скатывается вниз к морю. Зимой бора приносит сильное похолодание. Особенно типична бора для побережья Адриатического и Черного морей. Разновидность боры является ветер сарма, характерный для Байкала. Он образуется при переваливании холодного арктического воздуха через хребты юга Сибири. Самум – знойный ветер в пустынях Аравийского полуострова и Северной Африки, несущий раскаленный песок и пыль. Возникает он при сильных прогревах поверхности земли в циклонах. Шквал длится от 20 минут до 3 часов и иногда сопровождается грозой. Сирокко (итал. Sirocco – сильный). Это жаркий и сухой ветер в Северной Африке. В Италии это, как правило, теплый и влажный южный и юговосточный ветер. Суховей – очень жаркий ветер, отмечающийся в степях, пустынях и полупустынях. Тема 7. Водяной пар в атмосфере Влажностью воздуха называется содержание в нем водяного пара. Он поступает в атмосферу в результате испарения с поверхности океанов, морей, рек, озер, почвы, растительного покрова, снега и льда, причем с поверхности Мирового океана испаряется в три раза больше влаги, чем в целом с материков. Содержание водяного пара характеризуется следующими величинами: e – упругость водяного пара, представляющая собой парциальность давления водяного пара, содержащегося в воздухе; имеет размерность мм рт. ст. или мб (гПа); Е – упругость насыщающего пара, являющаяся предельной величиной упругости, которую мог бы иметь водяной пар при заданных значениях температуры и давления; выражается также в мм рт. ст. или в мб (гПа); T – точка росы – это температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар при постоянном общем атмосферном давлении и упругости водяного пара становится насыщенным; измеряется в градусах; a – абсолютная влажность, представляющая собой количество водяного пара, который содержится в единице объема воздуха (г/см3 или кг/м3); f – относительная влажность, которая представляет собой отношение упругости водяного пара, содержащегося в воздухе, к упругости насыщающего водяного пара при данной температуре (f = e/E); выражается в процентах; d – недостаток насыщения или дефицит влажности – разность между упругостью насыщенного пара Е при данной температуре и упругостью водяного пара, содержащегося в воздухе, d = E - e; измеряется в мм рт. ст. или в мб. Наличие водяного пара в атмосфере имеет огромное значение для географической оболочки Земли. Поступая в атмосферу вследствие испарения воды с поверхности океанов, морей, рек, озер, влажной почвы и растительного покрова, водяной пар воздушными течениями переносится на большие расстояния в горизонтальном направлении, благодаря конвективному и турбулентному перемешиванию он поднимается вверх и распространяется во всей толще тропосферы. Содержащийся в атмосфере водяной пар частично конденсируется, в результате чего возникают такие образования, как иней, изморозь, роса, туман, гололед, и другие. Облака, в свою очередь, порождают атмосферные осадки – дождь, снег, град, выпадающие на земную поверхность. Испарение воды с поверхности океана, конденсация водяного пара в атмосфере и выпадение осадков на поверхность океана являются составными частями процесса, который называется малым круговоротом воды. Если же водяной пар переносится с океана на сушу, то круговорот воды становится более сложным. Часть атмосферных осадков, выпавших на поверхность суши, испаряется и поступает обратно в атмосферу, другая часть стекает в реки и озера. Процесс испарения воды и выпадения осадков на сушу может повторяться многократно, но в конце концов влага, перенесенная с океана на сушу, вновь возвращается в океан в виде речного и подземного стока. Таким образом, совершается большой круговорот воды, который играет первостепенную роль в непрерывном обмене влаги между океанами и материками, а также в образовании и распределении атмосферных осадков. Существование всех форм жизни на земле напрямую зависит от содержания влаги в атмосферном воздухе. Большинство растений в фазе созревания, когда происходит интенсивный прирост биомассы, нуждается в достаточном увлажнении воздуха, в то время как излишняя влага в фазе созревания растения может быть вредной. Применительно к сельскому хозяйству можно сказать, что от относительной влажности воздуха в сочетании с температурой воздуха зависят сроки проведения различных сельскохозяйственных работ, например уборки зерновых культур, сушки зерна и т.д. Здоровье и самочувствие людей напрямую зависит от климатических и погодных условий, и в первую очередь от сочетания значений влажности и температуры воздуха. Так, например, при температуре воздуха 20С на самочувствие людей благоприятно действует относительная влажность 3045%. Отклонение от этих значений температуры и влажности воздуха (диапазон оптимального режима деятельности человека) должен составлять не более 20% в ту или иную сторону. Вне указанного диапазона температурно-влажностного режима самочувствие человека ухудшится, а его способность к производительному труду резко падает. В качестве иллюстрации можно отметить, что в жарком и влажном климате любая работа, даже затруднительна, не так связанная как с физическими выделение пота, нагрузками, являющееся крайне нормальной приспособительной реакцией организма на жаре, здесь происходит особенно сильно. Высокая влажность воздуха препятствует испарению выделяющегося пота и нормальный охлаждающий эффект его почти не достигается. По мере выделения пота почти двумя миллионами потовых желез организм человека быстро теряет влагу и соль. Это приводит к “соляному истощению” организма, на первой стадии которого у человека развивается усталость, а затем судороги и задержка кровообращения. Дальнейшее обезвоживание организма приводит к смертельному исходу. Именно поэтому у коренных жителей тропических стран выработана традиция работать в условиях изнуряющей жары с перерывами для отдыха и сна в самые знойные полуденные часы. Данные об относительной влажности воздуха необходимы для химической, радиотехнической, текстильной, пищевой и других отраслей промышленности, так как применяемые ими процессы во многом зависят от влажности воздуха. Особый интерес представляют данные о влажности при проектировании зданий и других сооружений для обеспечения долговечности конструкций, комфортности проживания и работы в них. Расчеты наружных ограждений этих строительных объектов требуют учета переноса водяного пара помещений, возникающего в результате различия его упругости снаружи и внутри помещения. Температура стен в отдельных случаях может опускаться ниже точки росы окружающего воздуха. При этом возникает обильное увлажнение стен. Данные об относительной влажности воздуха в сочетании с данными о его температуре широко используются при расчетах систем кондиционирования, вентиляции и отопления. При этом необходимо учитывать суточный ход этих характеристик воздуха. Использование данных о температурно-влажностном режиме обеспечивает правильный учет климатических особенностей для принятия мер по улучшению микроклимата помещений. В приземном слое атмосферы под влиянием изменений температуры теплой поверхности и турбулентных перемещений наблюдается достаточно хорошо выраженный суточный ход содержания водяного пара. Над морями и их побережьями упругость водяного пара имеет простой суточный ход с одним минимумом перед выходом Солнца и максимумом в 14-15 часов. Минимум обусловлен наименьшей величиной испарения в это время суток. Такой же суточный ход имеет упругость водяного пара над материком зимой. В теплое время года в глубине материков суточный ход упругости водяного пара имеет вид двойной волны с минимумом перед выходом Солнца в 15-16 часов и максимумами в 8-10 часов и 20-22 часа. Первый максимум обусловлен быстрым ростом испарения после выхода Солнца к этому времени, причем величина испарения в этот момент преобладает над турбулентным переходом водяного пара в более высокие слои атмосферы. После 8-10 часов активность турбулентного перемешивания быстро возрастает, водяной пар интенсивно поднимается вверх, перекрывая скорость его поступления за счет испарения с земной поверхности. Этим обуславливается минимум в 15-16 часов. Затем турбулентность ослабевает, а продолжающаяся интенсивность испарения вызывает второй максимум содержания водяного пара в 20-22 часа. Ночью испарение с земной поверхности практически прекращается, а продолжающиеся, хотя и ослабленные турбулентные перемешивания приводят к уменьшению содержания водяного пара в воздухе в эту часть суток. В годовом ходе упругости прироста водяного пара в северном полушарии минимум наступает январе, а максимум – в июле. Максимум относительной влажности в течение суток наступает перед восходом Солнца, а минимум в 15-16 часов. Дневное ее понижение особенно резко выражено над континентами в летнее время года, когда в результате турбулентной диффузии вверх величина е в приземном слое атмосферы уменьшается, а величина Е, вследствие роста температуры, увеличивается. В ходе относительной влажности максимум ее значений отмечается в самый холодный месяц, а минимум – в самый теплый. Географическое распределение упругости водяного пара следует распределению температуры воздуха. Наибольшая упругость пара наблюдается у экватора, где многолетние среднемесячные ее значения превышают 20 мб, а в остальные месяцы составляют 35 мб. С увеличением широты упругость водяного пара убывает. Зимой упругость пара понижена над материками в сравнении с морями и океанами. В глубине больших материков в холодное время года среднемесячная упругость пара составляет около 1,0 мб. Летом контраст между упругостью водяного пара над материками и водными поверхностями сглаживается. Объясняется это тем, что, несмотря на более высокие значения дефицита влажности над материками, чем над океанами, при более высокой температуре поверхности суши поступление водяного пара в воздух ограничено запасами влаги в почве. Географическое распределение относительной влажности носит более сложный характер, чем распределение упругости водяного пара. Над экваториальной зоной вследствие высокой упругости пара относительная влажность достигает больших значений. В среднем за год она составляет здесь 85%. Но также больших значений она достигает в Северном Ледовитом океане и в прибрежных его районах, что обусловлено низкими температурами воздуха в этих областях. Тема 8. Осадки: типы, суточный и годовой ход, методы измерения Роль осадков в географической оболочке Земли трудно переоценить. Процессы их образования и выпадения являются важнейшими звеньями в системе круговорота воды – могучего процесса, обеспечивающего распределение влаги на земной поверхности, существование рек, озёр, болот, подземных вод и все фазы их гидрологического режима. Благодаря переносу влажных воздушных масс атмосферной циркуляцией от мест их формирования (океан и моря) в глубину континентов человечество заселило и освоило большую часть земной поверхности, научившись использовать результаты природного жизнеобеспечения. влагообмена в атмосфере для своего Сама по себе система влагообмена в географической оболочке является наряду с атмосферной климатообразующим циркуляцией процессом на и Земле, теплообменом формируя её важнейшим природные компоненты и в целом всю её крупнейшую геосистему – ландшафтную оболочку. В настоящем пособии не ставилась задача рассмотреть механизм образования осадков – это выходит за рамки рассматриваемого материала. Необходимо сказать, что процесс выпадения осадков начинается тогда, когда размеры капель воды или кристалликов снега, находясь в облаке во взвешенном состоянии, достигают таких величин, при которых их масса становится больше удерживающей их в воздухе силы. Принято различать следующие виды осадков: 1. Твёрдые осадки Снег – ледяные или снежные кристаллы (снежинки), имеющие форму звёздочек или хлопьев (слипшихся между собой звёздочек). Снежная крупа – непрозрачные сферические снежные крупинки белого или матово-белого цвета диаметром 2-5 мм. Снежные зёрна – непрозрачные матово-белые палочки или крупинки диаметром менее 1 мм. Ледяная крупа – ледяные прозрачные крупинки, в центре которых имеется непрозрачное ядро, диаметр крупинок до 3 мм. Ледяной дождь – прозрачные ледяные шарики размером от 1 до 3 мм. Иногда внутри твёрдой оболочки находится незамёрзшая вода. Град – кусочки льда различных форм и размеров. Градина состоит из непрозрачного ядра, окружённого тонкими чередующимися непрозрачными и прозрачными слоями льда. Размеры колеблются в широких пределах. Чаще всего их радиус составляет около 5 мм, но в отдельных случаях достигает нескольких сантиметров. 2. Жидкие осадки. Дождь – состоит из капель диаметром от 0,5. Морось – капельки диаметром 0,05 – 0,5 мм, находящиеся как бы во взвешенном состоянии, так что падение их практически невозможно. 3. Смешанные осадки. Мокрый снег – осадки в виде тающего снега или смеси снега с дождём. По характеру выпадения различают осадки обложные, ливневые и моросящие. Обложные осадки выпадают обычно из облаков восходящего скольжения (слоисто-дождевых и высоко-слоистых, иногда из слоистокучевых), связанных с фронтами. Это осадки средней интенсивности, выпадают сразу на больших площадях (порядка сотен тысяч квадратных километров), способные непрерывно или с короткими интервалами продолжаться в течение нескольких часов и даже десятков часов. Для умеренных широт характерно в большинстве случаев выпадение обложных осадков. Ливневые осадки выпадают из кучево-дождевых облаков, связанных своим образованием с конвекцией. Для них характерна внезапность начала и конца выпадения, большая интенсивность и небольшая продолжительность (иногда всего до нескольких минут). Их выпавшее количество сильно колеблется по площади – на расстоянии всего 1-2 км эта величина может отличаться на 50 мм и более. Этот вид осадков прежде всего характерен для низких тропических и экваториальных широт. Моросящие осадки имеют внутримассовое происхождение и выпадают из слоистых и слоисто-кучевых облаков, типичных для тёплых или местных устойчивых воздушных масс. Интенсивность их очень мала. По синоптическим условиям образования различают следующие виды осадков. Внутримассовые – образуются внутри однородных воздушных масс. Для устойчивой тёплой воздушной массы характерны осадки в виде мороси из слоистых облаков или слабого обложного дождя из плотных слоистокучевых облаков. В неустойчивой холодной воздушной массе выпадают осадки ливневого характера. Фронтальные – связаны с прохождением фронтов. Для тёплого фонта типичны обложные осадки, для холодного – ливневые, но при этом при прохождении холодного фронта первого рода осадки, имеющие вначале ливневый характер, переходят в обложные. Осадки выпадают в том случае, когда по каким-либо причинам хотя бы часть капелек или кристаллов, составляющих облако, укрупняется. При достижении ими массы, при которой восходящие потоки в облаке не могут удерживать их во взвешенном состоянии, начинается их выпадение в виде осадков. Скорость падения капель разного размера может быть определена по эмпирическим формулам. Для капель радиусом от 0,001 до 0,2 мм можно использовать формулу Стокса: V = 1,26 · 106 · R2, (8.1), где V – скорость падения капель в см/с; R – радиус капель в см. Для более крупных капель (R>0,5мм), которые при падении испытывают большее сопротивление воздуха, формула имеет следующий вид: V = 1344√R. (8.2) Снежинки падают с меньшей скоростью, чем капли такой же массы, так как они имеют большую поверхность и поэтому испытывают большее сопротивление воздуха. Непосредственные измерения показали, что скорость падения снежинок лежит в пределах 0,1 – 1,0 см/сек. Количество выпавших осадков определяется следующим образом. Если на горизонтальную поверхность выпал слой жидких осадков в 1 мм, то это значит, что на площади 1 га выпало 0,001м·10000 м2 = 10м3 воды. Интенсивность осадков i обычно выражает количество осадков (слой осадков) h в мм, выпавших за 1 минуту. i = h/t мм/мин (8.3) Иногда интенсивность дождей выражается в литрах в секунду на 1 га (л/сек·га). Так, при выпадении дождя слоем в 1мм в течение 1 минуты на площади 1 га при общем объёме выпавших осадков 10 см3 (см. выше) интенсивность его составит i = 10·1000л/60сек = 167л/сек·га. Если слой выпавших осадков составляет не 1 мм, а n мм, то i соответственно будет равно 167·n л/сек·га. При устойчивых отрицательных температурах воздуха снег, выпавший на земную поверхность, остаётся лежать на ней в виде снежного покрова. Состояние снежного покрова характеризуется его плотностью, высотой и характером залегания. Плотность снежного покрова d определяется как отношение массы некоторой пробы снега m в г к её объёму V в см3, т.е. d = m/v (г/см3) (8.4) Пример Объём пробы снега составляет 1890 см3, а её вес 500 г. Определить плотность снега. Решение: d = 500г/1890см3 = 0,26 г/см3 В типичные зимы плотность снега меняется от 0,01 г/см3 до 0,7 г/см3, что обусловлено уплотнением снега в течение зимы под действием собственной тяжести, а также ветра и температуры воздуха. Высота снежного покрова зависит от количества выпавшего снега и его плотности. Большое влияние оказывают также рельеф местности и ветер, переносящий снег с возвышенностей в более низкие места. В центре Европейской территории России средняя высота снежного покрова к концу зимы составляет 50-60 см. Характер залегания снежного покрова. Характер залегания снежного покрова зависит от скорости ветра, плотности снега и рельефа местности. Сочетание этих факторов и создает неравномерность в залегании снежного покрова – образуются сугробы и открытие участки. Важной характеристикой снежного покрова является запас воды Z в нём, по которой рассчитывается объем воды, формирующий весеннее половодье в бассейне той или иной реки. Он определяется по высоте слоя воды, который может получиться после таяния снега при отсутствии стока, просачивания и испарения, и зависит от высоты h (см), и плотности снежного покрова d (г/см3) и выражается формулой. Z = 10·h·d. (8.5) Пример. Определить запас воды в снежном покрове, если высота его 40 см, а плотность составляет 0,2 г/см3. Решение: Z = 40·0,2·10 = 80 мм. Суточный ход количества осадков очень сложен и в конкретных случаях не всегда обнаруживает более или менее чёткие закономерности. Тем не менее, понятна его подчинённость количеству и характеру облачности. С определённой степенью допущения можно выделить два типа суточного хода осадков: континентальный и морской (или береговой). В континентальном типе главный максимум отмечается после полудня и второй – более слабый – рано утром, что связано в первом случае с дневным возрастанием конвекции, во втором – с ночным образованием слоистых облаков. Летом главный максимум выражен резче, чем зимой, что объясняется годовым ходом конвекции. Главный максимум наблюдается после полуночи, вторичный минимум – перед полуднем. В морском (береговом) типе наблюдается один максимум ночью или утром и один минимум – в послеполуденные часы. Это объясняется увеличением в морском воздухе ночью вертикального градиента температур, усиление вертикальной стратификации и соответственно интенсифицирует процесс образования облаков. Годовой ход осадков зависит от климатических особенностей конкретного региона. Выделяют следующие типы: 1. Экваториальный тип с двумя максимумами и двумя минимумами располагается между 10° ю.ш. 10° с.ш. Максимальное количество осадков выпадает после весеннего и осеннего равноденствия (апрель и октябрь), когда солнце имеет наибольшие полуденные высоты, и создаются наиболее конвективной благоприятные облачности. условия Минимальное для развития количество осадков выпадает после летнего и зимнего солнцестояния (июль, январь), когда конвекция развита слабо. 2. Тропический тип располагается на широте между 10° и 30°. Для него характерен один дождливый период в течение четырёх летних месяцев. В остальные восемь месяцев осадки почти отсутствуют. 3. Субтропический тип, для которого характерно очень малое количество осадков в течение всего года, особенно летом. Это обусловлено субтропическими областями повышенного давления, где нисходящие воздушные потоки препятствуют развитию конвективной облачности. 4. Тип умеренных широт обусловлен развитой циклонической деятельностью, особенно зимой, когда циклоны приносят большое количество осадков, особенно в прибрежных зонах. В глубине континентов летом сильно развиты конвективные процессы, вызывающие обильные ливневые осадки. В зимний период, когда над континентами устанавливаются области повышенного давления, осадков выпадает мало. При изучении географического распределения осадков на земном шаре выявляются следующие закономерности. Наибольшее количество осадков выпадает в экваториальной зоне, что объясняется наличием здесь большого количества водяного пара и высокой температурой воздуха. В среднем годовая сумма осадков здесь составляет 1000 – 2000 мм и более, а в отдельных регионах (острова Тихого океана и возвышенные берега материков) достигает 5000 – 6000 мм. С увеличением широты количество осадков уменьшается и достигает минимума в субтропической зоне высокого давления, где среднегодовое количество осадков не превышает 250 мм. Поэтому здесь расположено большинство пустынь земного шара. Наиболее сухие области на земном шаре – пустыни в Чили и Перу, а также Сахара, где осадки могут не выпадать по несколько лет. В умеренных широтах количество осадков снова увеличивается, причиной чего является активная циклоническая деятельность, с которой всегда связано образование фронтальной облачности, дающей осадки. Но распределение осадков в этих районах неравномерно: в прибрежных областях выпадает в среднем 750 – 1000 мм, а во внутренних частях материков 700 – 500 мм. В высоких широтах количество осадков снова уменьшается за счёт снижения влагосодержания атмосферы и составляет в среднем не более 300 мм в год. В горных местностях количество осадков увеличивается за счёт понижения температуры воздуха до точки росы при вынужденном его поднятии по склонам. Поэтому наибольшее количество осадков за год выпадает на южном склоне Гималаев, около индийского посёлка Черрапунджи – в среднем около 12700 мм, а в отдельные годы более 15000 мм. Рекордное количество осадков наблюдается также на Гавайских островах (около 12000 мм за год). У западных берегов России годовая сумма осадков составляет 650 – 700 мм, а в центральных областях 500 – 600 мм. Далее на восток их количество уменьшается ( в Калмыкии и южной части Заволжья до 120 – 125 мм в год). Тема 9. Погода: её характеристики, процессы формирования, прогноз В предыдущих разделах были рассмотрены основные метеорологические элементы, определена их сущность, изменения во времени и пространстве, способы наблюдений за ними и расчёты их отдельных характеристик. До сих пор метеорологические элементы рассматривались в большинстве своём обособленно друг от друга с основной целью обратить внимание на наиболее существенные физические свойства атмосферы. Однако такой подход не может быть вполне достаточным, так как он не даёт возможности выявить закономерности природных явлений и процессов в атмосфере, их взаимообусловленности и взаимоподчинённости. Поэтому при изучении атмосферы все метеорологические элементы обычно рассматривают в их совместной совокупности. Совокупность (или сочетание) значений метеорологических элементов в данном месте в данный момент или короткий промежуток времени, характеризующая общее состояние атмосферы, называется п о г о д о й . В основном погода определяется сочетанием значений температуры и влажности воздуха, атмосферного давления, направлением и скоростью ветра, количеством и типом осадков, облачности и атмосферным явлением (гроза, туман, видимость, шквалы, метели, гололед и т.д.). Перечисленные элементы и явления погоды постоянно меняются со временем, меняется и их сочетание между собой, т.е. погода характеризуется большим разнообразием и непостоянством. Необходимо отметить, что в настоящее время под погодой понимают состояние атмосферы не только в её нижних, приземных слоях, но и во всей толще тропосферы. Характер погоды какого-либо региона зависит, прежде всего, от свойств воздушных масс, которые располагаются или движутся над ним. Поскольку воздушные массы являются носителями определённых свойств, условия погоды в пределах одной и той же воздушной массы приблизительно одинаковы. Между воздушными массами существует промежуточный слой называемый атмосферным фронтом, где наблюдаются резкие изменения температуры, влажности, атмосферного давления, ветра и других метеорологических элементов, иными словами происходит резкая перемена погоды. В зависимости от того, какой фронт приходит на интересующую нас территорию, такой тип погоды и будет определяться на ней. При прохождении тёплого фронта (рис. 21) над данной местностью всегда наступает потепление, так как в этом случае на смену холодному воздуху приходит тёплый. Поднимаясь по поверхности тёплого Рис. 21. Тёплый фронт фронта, тёплый воздух охлаждается, и в нём образуются облака слоистых форм. Вблизи линий тёплого фронта толщина облаков достигает 7-9 км, и из них выпадают наиболее продолжительные и обильные осадки. Это в целом создаёт типичную ненастную погоду с обложным дождём или снегом. Ширина зоны осадков в пределах линий тёплого фронта может достигать 400 км для снега и 300 км для дождя, а общая ширина облачной зоны достигает 600-800 км. Признаком приближения тёплого фронта служит появление перистых, а затем перисто-слоистых облаков. Атмосферное давление при этом понижается, а температура у земли постепенно повышается. Ветер усиливается и становится порывистым. По мере прохождения фронта формы облаков меняются следующим образом: за перисто-слоистыми следуют высоко-слоистые, выпадают осадки. затем слоисто-дождевые, из которых, собственно, При прохождении холодного фронта (рис. 22) холодная воздушная масса подтекает под тёплый воздух и вытесняет его кверху. При этом наступает резкое похолодание, а в поднимающем тёплом воздухе происходит интенсивная конденсация водяного пара и образование перед фронтом сначала кучевых, мощных высокоа затем кучево- дождевых облаков. Рис. 22. Холодный фронт При прохождении холодного фронта в сравнительно узкой полосе выпадают ливневые осадки, летом часто сопровождающиеся сильными грозами и градом. За линией фронта кучево-дождевые облака иногда сменяются слоисто-дождевыми, дающими обложные осадки, затем высоко-слоистыми, перисто-слоистыми и перистыми. Таким образом, система облаков холодного фронта по сравнению с тёплым фронтом, имеет обратную последовательность. Перед холодным фронтом атмосферное давление падает, ветер усиливается и становится порывистым, резко меняя своё направление. За фронтом атмосферное давление быстро повышается, а ветер медленно ослабевает и делается ровнее. Иногда за фронтом, как уже говорилось, могут выпадать обложные осадки, но нередко небо становится безоблачным. На разделе тёплых и холодных фронтов развиваются ц и к л о н ы , представляющие собой область пониженного давления, которая обычно имеет округлую форму с системой замкнутых изобар, расположенных вокруг общего центра с наименьшим давлением воздуха. В циклоне ветры образуют круговое вихревое движение, направленное в северном полушарии против часовой стрелки. Циклон имеет обычно два фронта: тёплый (в своей юго-восточной части) и холодный (в юго-западной). Оба фронта сходятся в центре циклона, а между ними располагается так называемый тёплый сектор (рис. 23). Распределение облачности и осадков в циклоне тесно связано с расположением тёплых и холодных фронтов. Ширина зоны осадков тёплого фронта, как уже отмечалось, составляет 300-400 км, причем они носят обложной характер. Осадки на холодном фронте выпадают в более узкой полосе, и они представляют собой, обычно интенсивные ливни. Рис. 23. Тёплый сектор Характер погоды в конкретном пункте зависит от того, в какую зону проходящего циклона он попадает. Если пункт оказывается в южной части циклона, то погода будет определяться последовательным прохождением теплого фронта, тёплого сектора, холодного фронта и тыла циклона, в котором наблюдаются холодные ветры северных четвертей. Если центр циклона проходит южнее какого-либо пункта наблюдений, то есть он находится в северной части циклона, где фронтов нет, то для погоды характерно отсутствие резких изменений температуры воздуха. В циклоне, находящемся в заключительной стадии своей эволюции, могут наблюдаться фронты окклюзии (слияние холодного и тёплого фронтов, где первый догоняет последний), дающие дождливую погоду с порывистым ветром, а также вторичные холодные фронты. В а н т и ц и к л о н е , барическом образовании овально-круговой формы с наиболее высоким атмосферным давлением в его центре, а ветер в северном полушарии направлен по часовой стрелке, характер погоды коренным образом отличается от погоды в циклоне. Антициклоны развиваются обычно в однородной воздушной массе, для которой характерно нисходящее движение воздуха и, следовательно, безоблачная погода с высокими температурами за счёт прогрева в летний период и низкими температурами (до сильных морозов) в холодную часть года. Однако в антициклонах в тёплый период может возникать достаточно интенсивная конвекция, при которой образуются кучево-дождевые облака с выпадением из них ливневых осадков, сильными ветрами и грозами, которые при этом не распространяются на большую площадь и носят местный характер. Всё многообразие погоды можно свести к следующим основным её видам: 1. Ясная или малооблачная погода без осадков. 2. Облачная с прояснениями погода с кратковременными ливневыми осадками. 3. Пасмурная погода с низкой облачностью. 4. Ненастная погода с обложными осадками. Перечисленные типы погоды определяются конкретным развитием синоптических процессов, обусловленных возникновением, перемещением и разрушением барических образований и атмосферных фронтов, о которых говорилось выше. («Синоптикус» – греч. обозначает «обозримый одновременно на большом пространстве»). Человека всегда интересовала погода на некоторое время вперёд. Это обусловлено необходимостью планирования своей работы и отдыха на ближайшее и более или менее отдалённое время, защиты себя и своего жилища от опасных погодных явлений (смерчей, шквалов, града, обильных осадков, заморозков и т.д.), принятия мер по защите своего организма от резких изменений погоды, обеспечения безопасной работы всех видов транспорта, промышленного и сельскохозяйственного производства. В настоящее время в России прогнозы погоды выпускаются оперативнопроизводственными организациями Федерального агентства по гидрометеорологии и мониторингу окружающей среды, расположенными в областных и республиканских центрах. Технология выпуска прогноза погоды включает в себя следующее: производство наблюдений за элементами и явлениями погоды, осуществляемое наземными метеорологическими радиолокаторами станциями, наблюдательными метеорологическими метеорологическими искусственными спутниками Земли, сбор и обработка полученной указанными методами информации в территориальных центрах (объединяющих в среднем по 8-12 субъектов РФ) и передача её в порядке обмена в республиканские центры (Москва, Новосибирск, Хабаровск) и заграничные центры (Германия, Англия, США, Япония), и составление в этих центрах синоптических карт, содержащих информацию о погоде по определенным регионам или в целом по полушариям земного шара, после чего карты передаются в прогностические организации для использования при составлении прогнозов; время между моментом производства наблюдений и получением прогностической организацией синоптической карт не превышает 2,5-3 часа; составление прогноза погоды и передача его в заинтересованные организации. Методика составления прогноза погоды заключается в следующем. Путём сопоставления синоптических карт за ряд сроков наблюдений в исторической последовательности устанавливается географическое положение воздушных масс, их характеристики, распределение барических образований, определяется траектория их перемещения и производится расчёт трансформации воздушных масс к сроку, на который составляется прогноз. При этом прогноз включает в себя ожидаемый тип погоды, значения её характеристик. Особое внимание при этом уделяется определению возможностей возникновения опасных явлений погоды, перечисленных выше. Конечно, приведённая схема составления прогноза погоды является сильно упрощенной, так как сейчас для этой цели используются многочисленные гидродинамические методы расчёта метеоэлементов и их трансформации с широким использованием современной электронновычислительной техники, но суть самого метода при этом не меняется. Прогнозы делятся на краткосрочные, имеющие заблаговременность 1-3 суток, среднесрочные – на 4-10 суток, долгосрочные – с заблаговременностью до 1 месяца и больше. Понятно, что чем меньше заблаговременность прогноза, тем легче составить модель перемещения и трансформации воздушных масс. Поэтому из 100 выпущенных прогнозов на первые сутки точно указывают ожидаемый тип погоды 93-95 прогнозов (по терминологии синоптиков оправдываемость таких прогнозов составляет 9395%). Среднесрочные прогнозы оправдываются на 83-88%, а долгосрочные – на 65-75%. Таким образом, задачей прогнозов погоды любой заблаговременности является предупреждение об ожидаемых изменениях погоды и, прежде всего, о возникновении ее опасных явлений. Естественно, что человек не может довольствоваться лишь прогнозами погоды, поэтому издавна существовала идея об активном воздействии на атмосферные процессы, т.е. о получении возможности управлять погодой. Под силу ли это человеку? Уже отмечалось, что энергия, которая формирует погоду на Земле, поступает от Солнца. Но воздействовать на количество поступающей солнечной радиации в масштабах всей Земли напрямую человек не может. В какой-то степени можно перераспределить её, изменяя характер подстилающей поверхности. Но нужно ещё раз подчеркнуть, что в масштабах всей земной поверхности решение этой задачи носит утопический характер, а ведь атмосферная циркуляция, обуславливающая погоду, формируется в глобальном масштабе. Таким образом, этот путь решения задачи управления погодой является тупиковым. Существует другой вариант – используя энергетические ресурсы Земли, сделать их основным источником для формирования погодообразующих процессов. Энергетические запасы Земли огромны – это и органическое топливо, и гидроэнергетика, и атомная энергетика и другие альтернативные её виды. Однако расчёты показывают, что во время средней по силе единичной грозы затрачивается примерно столько же энергии, сколько содержат около 15 средних по мощности водородных бомб. А для того, чтобы искусственным путём вызвать шторм на море, надо было бы взрывать приблизительно по одной водородной бомбе в секунду. И ещё пример. При возникновении и развитии нескольких облачных кучевых систем в течение 34 часов расходуется около 30 млн. квт-ч. Такое количество энергии за это время могут дать примерно все гидроэлектростанции Волжско-Камского каскада. Из приведённых примеров видно, что идея воздействия на циркуляцию атмосферы с использованием энергетических ресурсов Земли также маловероятна. Поэтому в настоящее время можно говорить лишь о внесении некоторых корректив в погоду в отдельных, сравнительно небольших по площади регионах. И здесь уже есть вполне определённые успехи. Практически решена задача искусственного вызывания осадков из достаточно насыщенных влагой облаков или рассеивание облаков там, где выпадение осадков нежелательно, путём введения в воздух или облако определённых веществ (реагентов). Достаточно успешно осуществляется предотвращение выпадения града из грозовых облаков, рассеивание тумана, предохранение сельскохозяйственных культур от заморозков. Но выполнение этих работ является весьма дорогостоящим предприятием, да и результат от них, как уже говорилось, заметен только на небольших площадях. Между тем поиски «ключа» к решению проблем воздействия на атмосферные процессы и, следовательно, на погоду продолжаются в России, США, Германии, Японии и других странах Местные признаки предсказания погоды Прежде всего, перед этим разделом необходимо обратить внимание на то, что «прогноз погоды» - это научно обоснованный расчёт, имеющий определённую степень точности, а «предсказание погоды» - метод, основанный на экспериментальном ряде наблюдений, не прошедшем научную обработку и поэтому не имеющем право на оценку методами статистической обработки. Тем не менее, метод «предсказания погоды по местным признакам» имеет право на жизнь, и поэтому рассмотрим их применительно к Нижегородской области. При этом необходимо помнить, что под «методами предсказания погоды» понимают те изменения значений метеорологических элементов и те атмосферные явления, по характеру которых можно с большей или меньшей вероятностью предполагать о предстоящих изменениях погоды, основываясь на наблюдениях в отдельных пунктах. Сохранится устойчивая хорошая погода, если: ~ атмосферное давление сравнительно высокое в течение последних дней медленно и непрерывно повышается или же остаётся без изменений; ~ ветер ночью слабый, днём отмечается усиление; ~ температура летом: днём высокая, ночью прохладно и даже холодно; зимой: холодно при ясном небе; ~ облачность зимой отсутствует, летом ночью ясно, днём могут наблюдаться кучевые облака, увеличивающиеся в послеобеденные часы и исчезающие к вечеру; ~ осадки отсутствуют, ночью появляется роса. Сохранится устойчивая плохая погода, если: ~ атмосферное давление низкое, не изменяется или понижается в течение суток; ~ ветер имеет значительную скорость, по направлению меняется мало (направление юго-западное, южное или юго-восточное); ~ температура постоянная, с малозаметным суточным ходом; ~ облачность зимой сплошная, летом облака редко образуют сплошной покров; ~ осадки слабые, непрерывные и продолжительные. Погода будет изменяться к лучшему, если: ~ атмосферное давление повышается; ~ ветер переходит на северо-западное направление и становится порывистым; ~ температура зимой почти не меняется, летом обычно сопровождается значительным понижением температуры и увеличением амплитуды суточного хода; ~ облачность становится переменной, появляются просветы; ~ осадки временами могут выпадать и быть довольно продолжительными, но сплошного выпадения уже не наблюдается. Погода изменится к худшему, если: ~ атмосферное давление понижается, чем быстрее, тем вернее этот признак; ~ ветер усиливается, но делается более ровным, направление его чаще всего юго-восточное, южное и восточное; ~ температура зимой всегда повышается, летом её суточная амплитуда становится меньше; ~ облачность увеличивается, причём часто на западе появляются сначала перистые облака, затем перисто-слоистые, высоко-слоистые и, наконец, слоисто-дождевые. Чтобы добиться наилучших результатов при использовании указанных признаков погоды для её предсказания необходимо помнить о следующем: Любой правильный признак может привести к ошибочному выводу, если его использовать оторвано от других, без ясного понимания общего хода изменения погоды. Полагаться можно только на несколько совпадающих признаков, совместно указывающих на одно и то же предсказание изменения погоды. Если различные признаки дают несогласные или даже противоречивые указания, то следует обращать внимание на то, какие из этих признаков резче выражены, и руководствоваться ими. С течением времени надо систематически проверять надёжность того или иного известного признака. Тема 10. Климат: общие понятия, классификация, его изменчивость под воздействием различных факторов. В отличие от погоды, являющейся сиюминутным состоянием атмосферы, климат представляет собой среду обитания человека, которая определяет его условия жизни, социального уклада, менталитет, формирование мировоззрения, физическое и нравственное состояние нации и даже расы. В современном представлении климат данной местности определяется как характерный для нее многолетний режим погоды, обусловленный солнечной радиацией, ее преобразованиями в деятельном слое земной поверхности и связанной с ними циркуляцией атмосферы и океанов. Местные особенности климата, обусловленные неоднородностью строения деятельной поверхности, принято называть микроклиматом. Климат какой-либо определенной зоны земного шара формируется под воздействием взаимосвязанных и взаимообусловленных процессов влагообмена, теплообмена и типа атмосферной циркуляции, характерных для этой зоны. Эти процессы протекают в конкретных географических условиях, которые накладывают свой отпечаток на их интенсивность и направленность. Географические условия определяют климатообразующие факторы, основными из которых являются: - географическая широта; - высота местности над уровнем моря; - распределение суши и водных объектов в целом по земному шару и в его отдельных зонах; - рельеф поверхности суши, наличие на ней растительного, снежного или ледового покрова; - распределение холодных и теплых морских течений; - деятельность человека, связанная с воздействием на отдельные составляющие характеристики климата или на формирующие его процессы. Вопрос о классификации климатов подробно рассматривается в теоретическом (лекционном) курсе соответствующего раздела землеведения. Здесь лишь напомним, что наибольшего внимания заслуживают классификация Кеппена, основанная на учете режима температуры и осадков, ландшафтно-географическая классификация климатов суши Берга и классификация Алисова, в основу которой положено деление поверхности на климатические зоны и области в соответствии с условиями общей циркуляции атмосферы, выражающимися в преобладании воздушных масс определенного географического типа. Более подробно остановимся на взаимодействии климата и человека, его деятельности. В том, что человек может воздействовать на местные особенности климата, нет сомнения. За время своей истории человек всегда стремился защитить себя от неблагоприятных воздействий климатических условий региона своего проживания – длительных периодов холода или жары, сильных осадков и ветров, выбрать наиболее благоприятный период для земледельческих и скотоводческих работ. В результате длительных, часто бессознательных экспериментов было установлено, что изменяя характер деятельной поверхности, можно не вполне определенных, правда относительно небольших территориях, добиться заметных изменений режима радиации, влажности, температуры и ветра. И часто, нисколько не заботясь о будущем, человек вырубал или выжигал леса, распахивал земли, орошал или осушал земельные угодья, без всякого ограничения использовал их для выпаса домашних животных. Когда численность населения на Земле была небольшой, а его технические возможности были ограничены, его воздействие на природу и, в частности, на климат, было невелико. Однако сейчас, оснащенное современными производительными технологиями многомиллиардное человечество, даже при всех принимаемых защитных мерах как специалистами, так и общественностью, оказывает такое влияние на окружающую среду, в том числе и на климат, что тенденция ее изменения способна подойти к вероятности перехода (если уже не перешла?!) той черты, за которой лежат разрушение и хаос цивилизации. Сейчас можно выделить три типа воздействия человека на климат: 1. Непосредственные воздействия в процессе развития производительной деятельности, часто неосознанное. 2. Воздействие в результате изменения компонентов природной среды для производственных нужд, когда такие последствия, по крайней мере, локальные, более или менее известны и, как микроклиматические, учитываются или даже используются. 3. Планомерные крупные воздействия на природную среду с целью изменения микроклимата или климата в более крупных масштабах. С тем, чтобы во всех трех случаях ситуация не вышла из-под контроля, задача современной науки в области климатологии заключается в создании наиболее полной и обоснованной модели изменения климата, включающей в себя оценку распределения и количественных характеристиках всех факторов, формирующих климат и обуславливающих процессы во всей географической оболочке. При этом является необходимым, чтобы создание климатической модели позволило рассчитать региональные и локальные изменения климата, а также частоту и интенсивность возникновения опасных явлений погоды. Литература 1. Калесник С.В. Общие географические закономерности Земли. М., 1970. 2. Неклюкова Н.П. Общее землеведение. М., 1976 (ч.I), 1975 (ч.II). 3. Неклюкова Н.П. Практикум по общему землеведению. М., 1977. 4. Пашканг К.В. Практикум по общему землеведению. М., 1977. 5. Шубаев Л.И. Общее землеведение. М., 1977. 6. Бобков В.А., Селиверстов Ю.П. Общее землеведение. Л., 1988. 7. Будыко М.И. Климат и жизнь. Л., 1971. 8. Гурольский И.И., Мамикова С.В. Сборник задач и упражнений по метеорологии. Л., 1968. 9. Дроздов О.А., Васильев В.А., Кобашева Н.В. и др. Климатология. Л., 1989. 10. Зверев А.С. Синоптическая метеорология. Л., 1977. 11. Зверева С.В. В мире солнечного света. Л., 1988. 12. Мильков Ф.Н. Общее землеведение. М., 1990 13. Сезаков Б.И. Космос у наших дверей. Л., 1983. 14. Судакова С.С. Общее землеведение. М., 1987. 15. Хромов С.П., Петросянц М.А. Метеорология и климатология. М., 1994. 16. Атлас облаков / Под ред. Н.И. Новотилова. Л., 1978. 17. Географический энциклопедический словарь. Понятия и термины. М., 1988. 18. Метеорологический словарь / Под ред. Хромова С.П., Мамонтова Л.И. Л., 1974. 19. Физико-географический атлас мира. М., 1964.
