Предмет и задачи метеорологии. Состав и строение атмосферы

Тема 1. Предмет и задачи метеорологии. Состав и строение атмосферы.

4.Что такое  ионосфера, какие явления наблюдаются  в ней.

Ионосфера - это ионизованная часть верхней атмосферы Земли, которая окружает нашу планету в виде некоторой оболочки, расположенной на высотах выше 60-70 км. Она хорошо отражает радиоволны определенного диапазона и служит для них естественным "волшебным зеркалом планеты" по меткому определению Э.С.Казимировского (специалиста по ионосфере из Иркутска). Именно благодаря этому свойству ионосферы стала возможна радиосвязь на большие расстояния, и связанные с этим радиолюбительство, трансляция на весь мир передач известных и любимых радиостанций, непрерывное функционирование крупных радиотехнических средств и систем, обеспечивающих бесперебойную работу авиации, транспорта, разбросанных по всей земле станций наблюдения за погодой, состоянием окружающей среды и т.д. Для того чтобы правильно выбирать в каждом случае подходящий диапазон радиоволн, время и условия радиопередач и радиоприема необходимо было изучить закономерности изменения ионосферы во времени и в пространстве и понять природу всех этих изменений, чтобы заранее их предвидеть и учитывать.

Главный источник образования ионосферы - ионизующее излучение Солнца, характеристики которого обусловлены изменяющейся солнечной активностью. Многие физические параметры, как солнечного ионизующего излучения, так и самой ионосферы и среды, в которой находится ионосфера, т.е. верхней атмосферы и геомагнитного поля Земли, стали доступны для измерения лишь с развитием научных исследований на ракетах и искусственных спутниках. Поскольку все эти параметры часто не зависимы, и сами находятся в непрерывном изменении, потребовалось проведение ряда комплексных программ измерения. Исследование условий и выяснение механизма образования и изменения ионосферы потребовало участия и коллективных усилий представителей самых разных разделов науки (ракетной техники, физики, химии, радиофизики, геофизики, гелиофизики). Благодаря удачному сочетанию экспериментальных и теоретических исследований все поставленные задачи были в основном успешно решены. Наша задача - изложить основные результаты этих комплексных исследований, превративших состояние изучения ионосферы из когда-то отсталого раздела в один из передовых в солнечно-земной физике (СЗФ). Изложим кратко историю изучения ионосферы, ее структуру и используемую терминологию.

Благодаря осуществлению еще в начале ХХ века трансатлантических радиопередач было получено неопровержимое доказательство того, что на большой высоте над поверхностью земли существует ионосфера. Радио стало с 20-ых годов и первым средством ее изучения, в результате применения метода зондирования с поверхности Земли с использованием набора радиоволн на разных частотах Регулярные наблюдения на ионосферных станциях начались с 1932 г. в Англии, с 40-ых годов в США и в России (г. Томск). С 1957 г. во время МГГ (Международного Геофизического Года) начались наблюдения на международной сети, включающей более сотни станций.

Тема 2. Солнечная радиация и радиационный баланс деятельной поверхности.

4.Чем и почему  отличается солнечная радиация  в лесу по сравнению с открытыми  пространствами. Что такое ФАР.

Под пологом леса создается свой фитоклимат, существенно отличный от условий в окружающей открытой местности. Сквозь кроны леса солнечная радиация проникает в ослабленной степени; в густом лесу вся или почти вся радиация будет рассеянной, а интенсивность ее – малой. Соответственно убывает и освещенность под пологом леса.  
Роль деятельной поверхности в лесу переходит к кронам. Температура днем будет максимальной непосредственно над кронами леса, где она значительно выше, чем на том же уровне в открытой местности. Внутри леса днем (в летнее время) температура значительно ниже, чем над кронами. Ночью кроны сильно охлаждаются излучением, потому максимум температуры по вертикали наблюдается в это время на высоте 1–2 м над ними, а минимум температуры не на уровне крон, а внутри леса, так как холодный воздух стекает с высоты крон вниз.  
Конечно, как радиационный, так и тепловой режим в лесу зависит от возраста и сомкнутости леса, от пород деревьев и прочих биологических факторов.  
Летом в лесу днем холоднее, чем в поле, ночью – теплее. Зимой условия сложнее, но в общем разность температуры между лесом и полем почти отсутствует. В среднем годовом лес несколько холоднее, чем поле. Годовые амплитуды температуры в лесу немного меньше. 

Часть прямой и отраженной радиации участвует в процессе фотосинтеза растений, поэтому ее называют фотосинтетической активной радиацией (ФАР). ФАР – часть коротковолновой радиации (от 380 до 710 нм), наиболее активная в отношении фотосинтеза и продукционного процесса растений, представлена как прямой, так и рассеянной радиацией.

Растения способны потреблять прямую солнечную радиацию и отраженную от небесных и земных объектов в области длин волн от 380 до 710 нм. Поток фотосинтетически активной радиации составляет примерно половину солнечного потока, т.е. половину суммарной радиации, причем практически вне зависимости от метеоусловий и местоположения. Хотя, если для условий Европы характерно именно значение 0,5, то для условий Израиля оно несколько больше (около 0,52). Однако нельзя сказать, что растения одинаково используют ФАР на протяжении своей жизни и в различных условиях. Эффективность использования ФАР различна, поэтому были предложены показатели «коэффициент использования ФАР», который отражает эффективность использования ФАР и «КПД фитоценозов». КПД фитоценозов характеризует фотосинтетическую активность растительного покрова. Этот параметр нашел наиболее широкое применение у лесоводов для оценки лесных фитоценозов.

Необходимо подчеркнуть, что растения сами способны формировать ФАР в растительном покрове. Это достигается благодаря расположению листьев по направлению к солнечным лучам, поворотам листьев, распределением листьев разного размера и угла наклона на разных уровнях фитоценозов, т.е. с помощью так называемой архитектуры растительного покрова. В растительном покрове солнечные лучи многократно преломляются, отражаются от листовой поверхности, тем самым формируя свой внутренний радиационный режим.

Рассеянная внутри растительного покрова радиация имеет такое же фотосинтетическое значение, как и поступающая на поверхность растительного покрова прямая и рассеянная.

Тема 3.Тепловой режим почв водоемов и атмосферы.

10. Каков суточный  и годовой ход температуры  почвы и зависит ли амплитуда  колебаний от широты места  наблюдения.

Температура на поверхности почвы имеет суточный ход. Минимум ее наблюдается примерно через полчаса после восхода солнца. К этому времени радиационный баланс поверхности почвы становится равным нулю — отдача тепла из верхнею слоя почвы эффективным излучением уравновешивается возросшим притоком суммарной радиации. Нерадиационный же обмен тепла в это время незначителен.

Затем температура на поверхности почвы растет до 13— 14 часов, когда достигает максимума в суточном ходе. После этого начинается падение температуры. Радиационный баланс в послеполуденные часы, правда, остается положительным; однако отдача тепла в дневные часы из верхнего слоя почвы в атмосферу происходит не только путем эффективного излучения, но и путем возросшей теплопроводности, а также при увеличившемся испарении воды. Продолжается и передача тепла в глубь почвы. Поэтому температура на поверхности почвы и падает с 13—14 часов до утреннего минимума.

Разность между суточным максимумом и суточным минимумом температуры называется суточной амплитудой температуры.

В Московской области в зимние месяцы многолетняя средняя суточная амплитуда температуры на поверхности почвы (снега) равна 5—10°, в летние 10—20°. В отдельные дни суточные амплитуды, конечно, могут быть и выше и ниже многолетних средних значений в зависимости от ряда причин, прежде всего от облачности. В безоблачную погоду велика солнечная радиация днем и также велико эффективное излучение ночью. Поэтому суточный (дневной) максимум особенно высок, а суточный (ночной) минимум низок и, следовательно, суточная амплитуда велика. В облачную погоду дневной максимум понижен, ночной минимум повышен и суточная амплитуда уменьшена.

Сильные ночные заморозки на почве весной и осенью обычно наблюдаются при ясном небе, т. е. при большом эффективном излучении. Суточный ход температуры почвы зависит также от экспозиции склонов, т. е. от того, как ориентирован наклон данного участка земной поверхности по отношению к странам света. Ночное излучение одинаково на склонах любой ориентации; но дневное нагревание почвы, конечно, будет наибольшим на южных склонах и наименьшим на северных. Суточный ход температуры почвы зависит также от почвенного покрова, что будет выяснено дальше.

Температура поверхности почвы, конечно, меняется и в годовом ходе. В тропических широтах ее годовая амплитуда, т. е. разность многолетних средних температур самого теплого и самого холодного месяца года, мала и с широтой растет. В северном полушарии на широте 10° она около 3°, на широте 30е около 10°, на широте 50° в среднем около 25°.

Тема4. Вода и атмосфера в почве.

13 Каково влияние широты на суточный и годовой ход влажности воздуха.

Суточный ход относительной влажности зависит от суточного хода фактического парциального давления пара е и от суточного хода давления насыщенного пара Но последний находится в прямой зависимости от суточного хода

температуры. Давление пара е в общем меняется в суточном ходе не очень значительно. Гораздо резче меняется вместе с температурой давление насыщенного пара. Поэтому суточный ход относительной влажности с достаточным приближением обратен суточному ходу температуры. При падении температуры относительная влажность растет, при повышении температуры — падает. В результате суточный минимум относительной влажности совпадает с суточным максимумом температуры воздуха, т.е. приходится на послеполуденные часы, а суточный максимум относительной влажности совпадает с суточным минимумом температуры, т.е. приходится на время около восхода Солнца.

На море средняя суточная амплитуда относительной влажности небольшая, поскольку небольшая и суточная амплитуда температуры. На суше суточная амплитуда больше, чем на море, особенно летом.

Конечно, в ясные дни суточный ход относительной влажности выражен лучше, чем в облачные, как и суточный ход температуры.

Нарушения в суточный ход относительной влажности вносят бризы на берегах морей. При дневном бризе с моря температура падает, а относительная влажность растет вопреки нормальному суточному ходу.

Причиной двойного суточного хода влажности воздуха является развитие конвекции над сушей летом в дневные часы. Начиная с восхода Солнца почва нагревается. Вместе с этим возрастает испарение и давление пара у земной поверхности растет. Около 8—10 ч в приземном слое уже устанавливается неустойчивая стратификация, и конвекция получает достаточное развитие. В процессе конвекции устанавливается перенос водяного пара в направлении его градиента, снизу вверх, что приводит к дневному падению содержания пара у земной поверхности. В предвечерние часы конвекция ослабевает, а испарение с нагретой почвы еще велико, и потому содержание пара у земной поверхности начинает расти. Но в ночные часы испарение сильно уменьшается, а при охлаждении воздуха от земной поверхности водяной пар даже конденсируется — образуется роса. Отсюда и ночное падение давления пара. 

В годовом ходе относительная влажность также меняется обратно температуре. Однако в муссонных районах относительная влажность увеличивается летом при поступлении морского воздуха и при выпадении муссонных дождей и уменьшается зимой в период выноса сухих воздушных масс с материка.

Тема 5.Атмосферное давление и воздушные течения в атмосфере.

9. Дать понятие об  атмосферном давлении. Как оно  изменяется с высотой.

Ещё в глубокой древности человек замечал, что воздух оказывает давление на наземные предметы, особенно во время бурь и ураганов. Он пользовался этим давлением, заставляя ветер двигать парусные суда, вращать крылья ветряных мельниц. Однако долго не удавалось доказать, что воздух имеет вес. Только в XVII веке был поставлен опыт, доказавший весомость воздуха. В Италии в 1640 году герцог Тосканский задумал устроить фонтан на террасе своего дворца. Воду для этого фонтана должны были накачивать из соседнего озера, но вода не шла выше 10.3м. Герцог обратился за разъяснениями к Галилею, тогда уже глубокому старцу. Великий ученый был смущен и не нашелся сразу, как объяснить это явление. И только ученик Галилея, Торричелли после долгих опытов, доказал, что воздух имеет вес, и давление атмосферы уравновешивается столбом воды в 32 фута, или 10.3 м. Он пошел в своих исследованиях ещё дальше и в 1643 году изобрел прибор для измерения атмосферного давления – барометр.

Давление, оказываемое атмосферой Земли на все находящиеся в ней предметы, называется атмосферным давлением. Наибольшее давление, обусловленное весом воздуха, испытывает поверхность Земли, а также все тела, находящиеся на ней. Атмосферное давление можно измерять в миллиметрах ртутного столба (мм. рт. ст.), а также в миллибарах (мб). Атмосферное давление равное 760мм.рт.ст принято считать нормальным.

Но это вовсе не означает, что такая величина атмосферного давления является климатической нормой для всех регионов и в течение всего года. Жителям Владивостока, можно сказать, повезло: среднее атмосферное давление за год составляет около 761мм.рт. ст., хотя и жители горной деревушки Ток-Джалунг в Тибете на высоте 4919м, тоже не страдают, а атмосферное давление там при температуре 0˚ всего 413 мм.рт. ст.

Каждое утро в сводках погоды передаются данные об атмосферном давлении на уровне моря.

Почему же атмосферное давление, измеренное на суше, чаще всего приводят к уровню моря? Дело в том, что атмосферное давление убывает с высотой и довольно существенно. Так на высоте 5000 м оно уже примерно в два раза ниже. Поэтому для получения представления о реальном пространственном распределении атмосферного давления и для сравнимости его величины в различных местностях и на разных высотах, для составления синоптических карт и т.п., давление приводят к единому уровню, т.е. к уровню моря.

Измеренное на площадке метеостанции расположенной на высоте 187 м над уровнем моря атмосферное давление, в среднем на 16-18 мм.рт. ст. ниже, чем внизу на берегу моря. При подъеме на 10,5 метра атмосферное давление понижается на 1 мм ртутного столба.

Атмосферное давление изменяется не только с высотой. В одном и том же пункте на земной поверхности атмосферное давление, то увеличивается, то уменьшается. Причина колебаний атмосферного давления заключается в том, что давление воздуха зависит от его температуры. Воздух при нагревании расширяется. Теплый воздух легче холодного, поэтому 1м3 воздуха на одной и той же высоте весит меньше, чем 1 м3 холодного. Значит, давление теплого воздуха на земную поверхность меньше, чем холодного.

Существует такое понятие - барическая ступень, это та высота, на которую нужно подняться или опуститься, чтобы атмосферное давление изменилось на единицу измерения давления (или мм рт. ст, или гПа) . В настоящее время в технике давление переводится в гПа (1мм=1,333гПа; 1гПа=0,75мм) . 
Давление изменяется с высотой неравномерно (нелинейно) - оно резко изменяется (падает с высотой) на малых высотах (до 5 км) , потом с меньшей скоростью падает с высотой (на высотах от 5 до10 км) и ещё медленнее - на больших высотах Соответственно, ступень будет тем больше, чем ниже само атмосферное давление. Поэтому с высотой барометрическая ступень увеличивается.  
Вблизи уровня моря, при давлении в 1000 гПа и температуре воздуха 0°С, барическая ступень близка к 8 м перепада высот для изменения атмосферного давления на 1 гПа. В связи с тем, что 1 мм рт. ст. = 1,333 гПа, то пересчёт показывает, что это будет соответствовать тому, что изменение давления в 1 мм рт. ст произойдёт в этих условиях при изменении высоты на 10,7 м.  
На высоте около 5 км, где давление почти в 2 раза ниже, чем на уровне моря, барическая ступень существенно больше и близка к 15 м на 1 гПа, т. е. это будет соответствовать 20 м изменения высоты для перепада давления на 1 мм рт. ст. 
С понижением температуры воздуха барическая ступень уменьшается на 0,4% на каждый градус температуры.  
Понятие барической ступени является очень важным для решения целого ряда технических задач и используется при барометрическом нивелировании (определении высот с помощью измерения атмосферного давления) , конструировании барометрических высотомеров (определении высот с помощью датчика атмосферного давления) для всех типов воздушных судов и других задач.

Тема 6. Погода и ее изменения.

4.Привести схему  общей циркуляции атмосферы. Объяснить  закономерности распределения давления  воздуха и направления воздушных  течений в разных зонах. Какие  факторы влияют на общую циркуляцию атмосферы и какого его значение.

Воздух перемещается не только в горизонтальном, но и в кортикальном направлении. Сильно нагретый воздух близ экватора расширяется, становится легче и поэтому поднимается, т. е. происходит восходящее движение воздуха. В связи с этим у поверхности Земли близ экватора образуется низкое давление. У полюсов из-за низких температур воздух охлаждается, становится более тяжелым и опускается, т. е. происходит нисходящее движение воздуха (рис. 17). В связи с этим у поверхности Земли близ полюсов давление высокое.

В верхней тропосфере, наоборот, над экваториальной областью, где преобладает восходящее движение воздуха, давление высокое (хотя оно и ниже, чем у поверхности Земли), а над полюсами низкое. Воздух все время движется из областей повышенного давления в области пониженного. Поэтому поднявшийся над экватором воздух растекается к полюсам. Но вследствие вращения Земли вокруг своей оси движущийся воздух постепенно отклоняется к востоку и не доходит до полюсов. Охлаждаясь, он становится тяжелее и опускается примерно у 30° с. и ю. ш. При этом он образует в обоих полушариях области высокого давления. Над тридцатыми широтами, так же как и над полюсами, преобладают нисходящие воздушные токи.

Для выяснения наиболее общих и устойчивых особенностей циркуляция атмосферы применяется осреднение многолетних наблюдений над атмосферным давлением и ветром на различных уровнях атмосферы. При таком осреднении колебания циркуляция атмосферы, связанные с циклонической деятельностью, в большей мере взаимно погашаются. Наряду с этим изучаются также ежедневные изменения режима циркуляция атмосферы по синоптическим картам - приземным и высотным и по снимкам облаков со спутников. Это позволяет выделять типы циркуляция атмосферы, их повторяемость, преобразования и смены.

Тема 7. Основы климатологии.

13. Каковы основные  факторы, влияющие на распределение  климатических элементов по земной  поверхности?

Природа находится в процессе изменения и развития, в связи элементами рельефа, почвой, растительностью и с этим меняется и климат, один из элементов этой среды. При этом изменение совершается необособленно, а в тесной связи, взаимодействуя с другими элементами: рельефом, почвой, раст. покровом, животным миом и т.д. О климатических усл. за отдельные эпохи можно судить косвенно по минеральным отложениям. В третичный период климат был теплый. особенно в раннее время, рос болотный кипарис, магнолия и др. В сев. Якутии росли тополь, сосна и др. растения. На Волге обитали тропическая и субтропическая флора. Существует ряд гипотез изменения климата: космическая, астрономическая, геологические гипотезы. Космическая гипотеза изм. климата. колебаниями величины солнечной постоянной за счет изм. интенсивности солнечного излучения и его спектрального состава . Астрономич. факторы - колебания климата за счет наклона плоскости земной орбиты к плоскости земного экватора. Гипотеза СО2- в воздухе увелич. кол-во СО2,вызвавшее повышение температуры, а его уменьшение к понижении температуры. 
При распределении температуры воздуха на земной поверхности пользуются геогр. картами, на кот. пункты с повышенной температурой соединены линиями, называемым изотермами. Такие карты показывают, что температура воздуха понижается с продвижением в высокие широты. Оно проявляется сильнее зимой, чем летом. Над сушей убывание температуры с возрастанием широт идет быстрее, чем над океаном. Отклонение средней многолетней температуры от средней температуры той широты, на кот. она находится, называется аномалией температур. Линии, соединяющие на карте пункты с одинаковыми величинами аномалий, называются изаномалами. Они наглядно показывают области, как с положительными, так и с отрицательными аномалиями температур. 
На поверхности земного шара облачность распределяется неравномерно. В экваториальном поясе она в течение года велика. По направлению к тропикам она уменьшается, достигая наименьшей величины в широтах 20-30 градусов, где имеют большое распространение пустыни. К высоким широтам она увеличивается, достигая наибольшего значения в широтах 70-80 градусов, а к полюсам она опять уменьшается из-за уменьшения количества водяного пара. Набольшая облачность на земном шаре располагается в северной части в Атлантике и в Арктике, где средняя годовая величина ее достигает 81-84%, а в Антарктиде до 86%.  
Представление о среднем распределении осадков на земном шаре дают карты, где места с одинаковым кол-вом осадков за месяц в год соединены линиями, называемыми гезогистами. Наибольшее кол-во осадков выпадает в экваториальной зоне от 1000 до 2000 мм. Местами до 10000 мм. В умеренных широтах кол-во осадков, особенно на западном побережье материков, где преобладают западные ветра, выпадает до 1000 мм и более. А по мере удаления от западных берегов кол-во осадков внутри континента до 250 мм и менее в год. На распределение осадков значительно влияет рельеф. В горах выпадение осадков с высотой возрастает до определенного предела, а затем уменьшается. Большое влияние на осадки оказывает морское течение. На побережьях, омываемых теплым течением осадков, выпадает много, часто дожди сопровождаются громами. А на побережьях с холодным течением осадков выпадает мало, но часто образуются туманы. 

Список литературы.

1. Иванов А.В. лесная метеорология : Конспект лекций- Йошкар-Ола: МарГТУ

2003г

2. Косарев В.П. , Таранков В.И. Лесная метеорология . – М. «Экология», 1991г