Вопрос № 1. Предмет метеорологии. Основные разделы метеорологии, использование метеоинформации в хозяйственной деятельности человека. Метеороло́гия — наука о строении и свойствах земной атмосферы и совершающихся в ней физических процессах.Во многих странах метеорологию называют физикой атмосферы, что в большей степени соответствует её сегодняшнему значению. Значительная часть метеорологов занимается моделированием прогноза погоды, климата, исследованием атмосферы (с помощью радаров, спутников и др.). Другие работают в правительственных и военных организациях и частных компаниях, обеспечивающих прогнозами авиацию, мореплавание, сельское хозяйство, строительство, а также передают их по радио и телевидению. Регулярные наблюдения за погодой первым попытался установить царь Алексей Михайлович. По его повелению из Европы привезли астрономические инструменты и метеорологические приборы, в том числе изобретение Эванджелиста Торричелли, ученика Галилея — барометр. Однако назначенный царем вести записи о погоде Афанасий Матюшкин, сын дьяка, инструментами не пользовался и фиксировал в «Дневальных записках» в основном собственные наблюдения: когда начался дождь, когда закончился, когда замерзла Москва-река, когда вскрылся лед. Разделы метеорологии: Климатология Динамическая метеорология (изучение физических механизмов атмосферных процессов)Физическая метеорология (разработка радиолокационных и космических методов исследования атмосферных явлений)Синоптическая метеорология (наука о закономерностях изменения погоды).

Вопрос №2. Метеорологические характеристики и явления. Организация метеорологических наблюдений у поверхности земли. Всемирная служба погоды. МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ ЯВЛЕНИЯ , опасные для сельского хозяйства, атмосферные явления, к-рые могут нанести значительный ущерб с. х-ву (и зависимости от интенсивности, продолжительности, времени возникновения). К ним относятся засухи, суховеи, пыльные бури, град, гололёд , ливни, а также сильный ветер (буря, ураган). Распространение этих М. я. по большинству р-нов СССР сравнительно детально изучено и отражено в справочниках по климату СССР, агроклиматич. справочниках В новых р-нах пром. и с.-х. освоения (р-ны БАМ и др.) организованы спец. наблюдения для изучения повторяемости и интенсивности М. я., опасных для с. х-ва. Подразделения Госкомгидромста СССР предупреждают с.-х. предприятия и орг-ции о наступлении этих явлений по радиовещанию и др. средствам связи с заблаговременностью от неск. часов до 2—3 суток. Явления: Сильныйветер, в т.ч. шквал (макс. скорость,  порывы)- на побережьях морей и  в горных районах- на остальной территории, смерч, Очень сильный дождь  (дождь со снегом, мокрый снег), Сильный ливень(очень сильный ливневый дождь), Продолжительные сильные дожди, Очень сильный снег, Сильная метель (в т.ч. низовая) преобладающая средняя скорость ветра, крупный град, Сильная пыльная (песчаная) буря преобладающая средняя скорость ветра, Сильное гололедно-изморозевое отложение, сильный туман, Заморозок (температура в воздухе или на почве в период активной вегетации. Сильный мороз (в период ноябрь-март), Сильная жара (в период май-август), Чрезвычайная  пожарная опасность. Организация метеорологических измерений и наблюдений. Метеорология - наука об атмосфере, ее составе, строении, свойствах, физических и химических процессах, протекающих в атмосфере. Эти процессы оказывают большое влияние на жизнь человека.Человеку необходимо иметь представление о погодных условиях, которые были, есть и, что особенно важно, будут сопровождать его существование на Земле. Без знания метеоусловий невозможно правильно вести сельскохозяйственные работы, строить и эксплуатировать промышленные предприятия, обеспечивать нормальное функционирование транспорта, особенно авиационного и водного.В настоящее время, когда на Земле сложилась неблагоприятная экологическая обстановка, без знания законов метеорологии немыслимо прогнозирование загрязнения природной среды, а неучёт метеоусловий может привести к еще большему ее загрязнению. Современная урбанизация (стремление населения жить в крупных городах) приводит к возникновению новых, в том числе метеорологических, проблем: например, проветриваемость городов и местное повышение температуры воздуха в них. В свою очередь, учет метеоусловий позволяет снизить вредное воздействие загрязненного воздуха (а следовательно, воды и почвы, на которые эти вещества осаждаются из атмосферы) на организм человека.Задачами метеорологии являются описание состояния атмосферы в данный момент времени, прогноз ее состояния на будущее, разработка экологических рекомендаций и, в конечном счете, обеспечение условий безопасного и комфортного существования человека. Всемирная служба погоды    система, состоящая из трёх мировых и более двадцати региональных метеорологических центров, соединённых между собой каналами быстродействующей связи. Мировые центры находятся в Москве Вашингтоне и Мельбурне. Основная цель В. с. п. — централизовать сбор и обработку сведений о состоянии погоды на всём земном шаре для улучшения и облегчения работы национальных метеорологических служб. Мировые и региональные центры распространяют готовые карты и сводки текущей и будущей погоды и состояния океанов, которые используются национальными и местными метеорологическими службами. Сбор, обработка и обмен информацией по каналам связи автоматизированы. В. с. п. опирается на глобальную систему наблюдений, включающую различные виды наземных станций и метеорологические спутники

Вопрос № 3. Строение атмосферы, принципы деления атмосферы на слои и их основные характеристики. Атмосфе́ра (от. др.-греч. ἀτμός — пар и σφαῖρα — шар) — газовая оболочка (геосфера), окружающая планету Земля. Внутренняя её поверхность покрывает гидросферу и частично земную кору, внешняя граничит с околоземной частью космического пространства. Также существует определение атмосферы, как внешней геологической газовой оболочки Земли.Совокупность разделов физики и химии, изучающих атмосферу, принято называть физикой атмосферы. Атмосфера определяет погоду на поверхности Земли, изучением погоды занимается метеорология, а длительными вариациями климата — климатология. Первый "этаж"   –   тропосфера. Он получил своё название от греческого слова "тропос"   –   поворот. Этот слой простирается, в среднем до 10 – 11 км над уровнем моря, и температура в нём падает с высотой. В тропосфере сосредоточено около ⁴∕₅ всей массы атмосферы. Здесь находится почти весь водяной пар. Тропосфера - родина облаков; вообще, большинство наблюдаемых нами явлений погоды образуется именно в этом слое. Все наземные предметы не превышают по высоте этого слоя; даже высочайшая вершина в мире, гора Джомолунгма (по-другому Эверест) имеет высоту 8848 м над уровнем моря. Следовательно, выйти за пределы тропосферы человек может не иначе как с помощью специальных приспособлений    –    аэростатов, самолётов и пр. Второй "этаж"   –    стратосфера (латинское слово "стратум"   –    настил, слой). Этот "этаж" располагается между 11-м и 55-м км над уровнем моря. Ещё совсем недавно предполагали, что в стратосфере газы разделены по слоям, в зависимости от их массы. Отсюда, собственно, и её название. Однако исследования стратосферы с помощью специальных ракет и радиозондов показали, что в стратосфере газы перемешиваются сильными воздушными течениями. Стратосфера по массе составляет ¹∕₅ часть атмосферы. Здесь   –   царство стужи, с приблизительно постоянной температурой 40° ниже нуля. Тут лишь иногда появляются так называемые перламутровые облака, состоящие из мельчайших кристалликов льда и капель переохлаждённой воды. Небо стратосферы чёрного или тёмно-фиолетового цвета. Третий "этаж"   –    мезосфера. По-гречески "мезо"   –   средний, промежуточный. Этот слой занимает пространство между 55-м и 80-м км от уровня моря. Слой этот ре совершенно недостижим для аэро- и стратостатов, воздушных шаров. Воздух здесь сильно разрежен. Давление его составляет примерно ¹∕_25.000 долю нормального атмосферного давления. Иногда в мезосфере появляются туманообразные серебристые облака, которые видны только в сумерках. Четвёртый "этаж"   –    термосфера. Воздух в термосфере ещё сильнее разрежен. Здесь, на высоте 400 км, невиданная жара: 1000 – 2000 ºС, что связано с поглощением излучения солнца. Не зря этот слой так назван: по-гречески"термо"   –   тепло. Однако, очутись здесь человек, он не ощутил бы этой жары, потому что плотность воздуха (масса воздуха, содержащаяся в единице объёма) в этом слое исключительна мала. Выше 400 км температура с высотой почти не меняется. Термосферы достигают самолёты, устанавливающие рекорды высоты (около 100 км); здесь сгорают падающие на Землю метеоры (100 – 160 км). Часть атмосферы с высотами более 50 и до высоты 800 км (это включает и мезосферу и термосферу) часто называют ионосферой. Ионосфера, как отмечалось,   –   сильно разрежённая часть атмосферы. В ней газы   –   кислород и азот   –   состоят не из молекул, как в нижних слоях атмосферы, а из атомов. Под воздействием излучения Солнца молекулы газов распадаются на атомы, в свою очередь, атомы превращаются в особые заряженные частицы   –   ионы, идёт процесс ионизации. Отсюда   –   ионосфера. В ионосфере возникают удивительные полярные сияния. Частички газов начинают светиться, образуя яркие сполохи на небе. Пятый "этаж"   –    экзосфера, т.е. "внешняя" оболочка атмосферы. Находится этот слой на высоте более 800 км. Воздух здесь разрежён ещё сильнее, чем в термосфере. На сегодняшний день такие высоты доступны лишь ракетам. Этот слой называют также "слоем рассеяния", потому что частицы воздуха здесь, двигаясь с огромными скоростями, иногда улетают в межпланетное пространство и навсегда покидают Землю.

Вопрос №4. Состав атмосферного воздуха, характеристики основных его компонентов. Во́здух — естественная смесь газов, главным образом азота и кислорода, образующаяземную атмосферу. Воздух необходим для нормального существования подавляющего числа наземных живых организмов: кислород, содержащийся в воздухе, в процесседыхания поступает в клетки организма и используется в процессе окисления, в результате которого происходит выделение необходимой для жизни энергии (метаболизм, аэробы). В промышленности и в быту кислород воздуха используется для сжигания топлива с целью получения тепла и механической энергии в двигателях внутреннего сгорания. Из воздуха методом сжижения получают инертные газы. В соответствии с Федеральным Законом «Об охране атмосферного воздуха» под атмосферным воздухом понимается «жизненно важный компонент окружающей среды, представляющий собой естественную смесь газов атмосферы, находящуюся за пределами жилых, производственных и иных помещений». В 1754 году Джозеф Блэк экспериментально доказал, что воздух представляет собой смесь газов, а не однородное вещество.^[1]

Состав воздуха:
Вещество	Обозначение	По объёму, %	По массе, %
Азот	N2	78,084	75,50
Кислород	O2	20,9476	23,15
Аргон	Ar	0,934	1,292
Углекислый газ	CO2	0,0314	0,046
Неон	Ne	0,001818	0,0014
Метан	CH4	0,0002	0,000084
Гелий	He	0,000524	0,000073
Криптон	Kr	0,000114	0,003
Водород	H2	0,00005	0,00008
Ксенон	Xe	0,0000087	0,00004

Состав воздуха может меняться: в крупных городах содержание углекислого газа будет выше, чем в лесах; в горах пониженное содержание кислорода, вследствие того, что кислород тяжелее азота, и поэтому его плотность с высотой уменьшается быстрее. В различных частях земли состав воздуха может варьироваться в пределах 1-3 % для каждого газа.Воздух всегда содержит пары воды. Так, при температуре 0 °C 1 м³ воздуха может вмещать максимально 5 граммов воды, а при температуре +10 °C — уже 10 граммов, а это 1 моль, соответственно в объеме это примерно 22 л, т.е. 2% от 1 м³, что при полном переводе в жидкое состояние будет занимать 10^-5 м³, т.е. 0,001% от 1 м³, а если все это будет на дне этого кубического метра, т.е. на 1 м² то получится слой воды толщиной 0,01 мм, а чтобы получить 10мм осадков, надо полностью осушить столб такого перенасыщенного теплого воздуха, высотой в 1 км.

Вопрос №5. Атмосферный озон. особенности его образования в стратосфере и тропосфере. Озо́н  — состоящая из трёхатомных молекул O₃ аллотропнаямодификация кислорода. При нормальных условиях — голубой газ. При сжижении превращается в жидкость цвета индиго. В твёрдом виде представляет собой тёмно-синие, практически чёрные кристаллы. Атмосферный озон играет важную роль для всего живого на планете. Образуя озоновый слой встратосфере, он защищает растения и животных от жёсткого ультрафиолетового излучения. Поэтому проблема образования озоновых дыр имеет особое значение. Однако тропосферный озон является загрязнителем, который может угрожать здоровью людей и животных, а также повреждать растения.

Вопрос № 6. Водяной пар в атмосфере. Характеристики влажности воздуха. Суточный и годовой ход влажности воздуха. Воздух состоит из огромного количества примесей, и одним из самых важных для формирования и локального и планетарного климата является водяной пар, хотя теоретически его в воздухе его сравнительно немного.То, сколько пара попадает в атмосферу, в основном зависит от того, какова температура водоема и какова собственно площадь его поверхности. При смене водой ее состояния, то есть при поступлении водяного пара в воздух формируется, конечно же, давление. Оно может быть различным в зависимости от того, сколько пара попало в воздух. Количество молекул воды, которые могут попасть в воздух, зависит от того, какова его температура. Давление является мерой для другой величины, конечно более важной. Это абсолютная влажность. Измерение ее происходит при помощи анализа одного кубометра воздуха на количество содержащейся в нем находящейся в газообразном состоянии воды. Обычно количество воды измеряется в граммах, причем на один кубический метр.Но, не смотря на это количество влаги привычнее всего измерять далеко не в граммах на кубический метр воздуха. Это относительная влажность. Она является даже более понятной и точной характеристикой, чем влажность абсолютная. При расчете такого показателя учитывается важная характеристика воздуха – его температура. Чем выше температура воздуха, тем больше в нем может быть пара. Этот тип показателя измеряется при помощи процентного соотношения. То есть определяется количество воды, которая уже есть в воздухе и сравнивается с максимальным количеством пара в воздухе при такой температуре. При ста процентах пара в воздухе он называется насыщенным, и в результате в него уже не могут попадать молекулы пара. При охлаждении воздуха понижается его возможность впитывать влагу, и тогда его уже называют перенасыщенным. Температура, при которой в воздухе уже оказывается максимальное количество пара, называется точкой росы. Обычно именно в это время начинается конденсация. От этого может образовываться туман. А может и дождь.На климат влияет количество пара, который попадает в воздух. Но при этом не любой пар может стать основой для выпадения дождя. И тем не менее в тех частях света, в которых нет достаточной влаги, климат пустынный. Характеристики влажности воздуха В атмосфере Земли содержится около 14 тыс. км³ водяного пара. Вода попадает в атмосферу в результате испарения с подстилающей поверхности. В атмосфере влага конденсируется, перемещается воздушными течениями и вновь выпадает в виде разнообразных осадков на поверхность Земли, совершая, таким образом, постоянный круговорот воды. Круговорот воды возможен, благодаря, способности воды находится в трёх состояниях (жидком, твердом, газообразном (парообразном)) и легко переходить из одного состояния в другое. Влагооборот является одним из важнейших циклов климатообразования.Для количественного выражения содержания водяного пара в атмосфере употребляют различные характеристики влажности воздуха. Основные характеристики влажности воздуха – упругость водяного пара и относительная влажность.Упругость (фактическая) водяного пара (е) – давление водяного пара находящегося в атмосфере выражается в мм.рт.ст. или в миллибарах (мб). Численно почти совпадает с абсолютной влажностью (содержанием водяного пара в воздухе в г/м³), поэтому упругость часто называют абсолютной влажностью. Упругость насыщения (максимальная упругость) (Е) – предел содержания водяного пара в воздухе при данной температуре. Значение упругости насыщения зависит от температуры воздуха, чем выше температура, тем больше он может содержать водяного пара.Если воздух содержит водяного пара меньше, чем нужно для насыщения его при данной температуре, можно определить, насколько воздух близок к состоянию насыщения. Для этого вычисляют относительную влажность.Относительная влажность (r) – отношение фактической упругости водяного пара к упругости насыщения, выраженное в поцентах:При насыщении е = Е , r = 100%.Имеются и другие важные характеристики влажности, как дефицит влажности и точка росы.Дефицит влажности (D) – разность между упругостью насыщения и фактической упругостью:D = E - e.Точка росы τº – температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар мог бы насытить его. Пример, воздух при температуре 27ºС имеет е = 27,4 мб. Насытится он при температуре 20ºС, которая и будет точкой росы.Суточный и годовой ход влажности воздухаСуточный ход влажности может быть простым и двойным. Первый совпадает с суточным ходом температуры, имеет один максимум и один минимум и характерен для мест с достаточным количеством влаги. Он наблюдается над океанами, а зимой и осенью – над сушей.Двойной ход имеет два максимума и два минимума и характерен для летнего сезона на суше: максимумы в 9 и 20-21 часа, а минимумы в 6 и в 16 часов.Утренний минимум перед восходом Солнца объясняется слабым испарением в ночные часы. С увеличением лучистой энергии испарение растет, упругость водяного пара достигает максимума около 9 часов.В результате разогрева поверхности развивается конвекция воздуха, перенос влаги происходит быстрее, чем поступление ее с испаряющейся поверхности, поэтому около 16 часов возникает второй минимум. К вечеру конвекция прекращается, а испарение с нагретой поверхности еще достаточно интенсивно и в нижних слоях накапливается влага, обеспечивая второй максимум около 20-21 часа.Годовой ход упругости водяного пара соответствует годовому ходу температуры. Летом упругость водяного пара больше, зимой – меньше.Суточный и годовой ход относительной влажности почти всюду противоположен ходу температуры, т. к. максимальное влагосодержание с повышением температуры растет быстрее упругости водяного пара. Суточный максимум относительной влажности наступает перед восходом Солнца, минимум – в 15-16 часов.В течение года максимум относительной влажности, как правило, приходится на самый холодный месяц, минимум – на самый теплый месяц. Исключение составляют регионы, в которых летом дуют влажные ветры с моря, а зимой – сухие с материка.

Вопрос № 7. Атмосферное давление, его изменение с высотой. Единицы измерения атмосферного давления, приборы, использующиеся для его измерения. Атмосферное давление — давление атмосферы на все находящиеся в ней предметы и Земную поверхность. Атмосферное давление создаётсягравитационным притяжением воздуха к Земле. Атмосферное давление измеряется барометром. Нормальным атмосферным давлением называют давление на уровне моря при температуре 15 °C. Оно равно 760 мм рт.ст. Атмосферное давление уменьшается по мере увеличения высоты, поскольку оно создаётся лишь вышележащим слоем атмосферы. Зависимость давления от высоты описывается т. н. барометрической формулой.

На картах давление показывается с помощью изобар — изолиний, соединяющих точки с одинаковым приземным атмосферным давлением, обязательно приведенным к уровню моря.Атмосферное давление — очень изменчивый метеоэлемент. Из его определения следует, что оно зависит от высоты соответствующего столба воздуха, его плотности, от ускорения силы тяжести, которая меняется от широты места и высоты над уровнем моря.В Си оно измеряется в паскалях. Один паскаль жто давление силой в 1 ньютон, приходящееся на площадь 1 м в кубе. Так же измеряется в миллибарах это давление силой 10 в кубе дин, приходящееся на 1 см в кубе. Следовательно 1 миллибар равен 100 паскалям или одному гектопаскалю.

Вопрос № 8. Уравнение статики атмосферы. Уравнение статики выражает закон изменения давления с высотой: -∆p=gρ∆z, где: p — давление, g — ускорение свободного падения, ρ — плотность воздуха, ∆z — толщина слоя. Из основного уравнения статики следует, что при увеличении высоты (∆z>0) изменение давления отрицательное, то есть давление уменьшается. Основное уравнение статики применимо только для очень тонкого (бесконечно тонкого) слоя воздуха ∆z. Уравнение, описывающее изменение атмосферного давления с высотой в предположении статического равновесия, т. е. при равновесии силы тяжести и вертикальной составляющей барического градиента: или Интеграл этого уравнения называется барометрической формулой.Синонимы: гидростатическое уравнение, аэростатическое уравнение.

Вопрос № 9. Основные барометрические формулы и их применение. Барометрическая формула — зависимость давления или плотности газа от высоты в поле тяжести.Для идеального газа, имеющего постоянную температуру   и находящегося в однородном поле тяжести (во всех точках его объёма ускорение свободного падения   одинаково), барометрическая формула имеет следующий вид: где   — давление газа в слое, расположенном на высоте  ,   — давление на нулевом уровне ( ),   — молярная масса газа,   — газовая постоянная,   — абсолютная температура. Из барометрической формулы следует, что концентрация молекул   (или плотность газа) убывает с высотой по тому же закону:

где   — масса молекулы газа,   — постоянная Больцмана.Барометрическая формула может быть получена из закона распределения молекул идеального газа по скоростям и координатам в потенциальном силовом поле (см. Статистика Максвелла — Больцмана). При этом должны выполняться два условия: постоянство температуры газа и однородность силового поля. Аналогичные условия могут выполняться и для мельчайших твёрдых частичек, взвешенных в жидкости или газе. Основываясь на этом, французский физик Ж. Перрен в 1908 году применил барометрическую формулу к распределению по высоте частичек эмульсии, что позволило ему непосредственно определить значение постоянной Больцмана.Барометрическая формула показывает, что плотность газа уменьшается с высотой по экспоненциальному закону. Величина  , определяющая быстроту спада плотности, представляет собой отношение потенциальной энергии частиц к их средней кинетической энергии, пропорциональной  . Чем выше температура  , тем медленнее убывает плотность с высотой. С другой стороны, возрастание силы тяжести   (при неизменной температуре) приводит к значительно большему уплотнению нижних слоев и увеличению перепада (градиента) плотности. Действующая на частицы сила тяжести   может изменяться за счёт двух величин: ускорения   и массы частиц  .Следовательно, в смеси газов, находящейся в поле тяжести, молекулы различной массы по-разному распределяются по высоте.Реальное распределение давления и плотности воздуха в земной атмосфере не следует барометрической формуле, так как в пределах атмосферы температура и ускорение свободного падения меняются с высотой и географической широтой. Кроме того, атмосферное давление увеличивается с концентрацией в атмосфере паров воды.

Барометрическая формула лежит в основе барометрического нивелирования — метода определения разности высот  между двумя точками по измеряемому в этих точках давлению (  и  ). Поскольку атмосферное давление зависит от погоды, интервал времени между измерениями должен быть возможно меньшим, а пункты измерения располагаться не слишком далеко друг от друга. Барометрическая формула записывается в этом случае в иде:   (в м), где   — средняя температура слоя воздуха между точками измерения,   — температурный коэффициент объёмного расширения воздуха. Погрешность при расчётах по этой формуле не превышает 0,1—0,5 % от измеряемой высоты. Более точна формула Лапласа, учитывающая влияние влажности воздуха и изменение ускорения свободного падения.

Вопрос № 10. Адиабатические процессы в атмосфере. Уравнение Пуассона.

Адиабати́ческий, или адиаба́тный проце́сс (от др.-греч. ἀδιάβατος — «непроходимый») —термодинамический процесс в макроскопической системе, при котором система не обменивается тепловой энергией с окружающим пространством .  Серьёзное исследование адиабатических процессов началось в XVIII веке^[1].

Адиабатический процесс является частным случаем политропного процесса, так как при нёмтеплоёмкость газа равна нулю и, следовательно, постоянна^[2]. Адиабатические процессыобратимы только тогда, когда в каждый момент времени система остаётся равновесной(например, изменение состояния происходит достаточно медленно) и изменения энтропии не происходит. Некоторые авторы (в частности, Л. Д. Ландау) называли адиабатическими толькоквазистатические адиабатические процессы^[3].

Адиабатический процесс для идеального газа описывается уравнением Пуассона.  Линия, изображающая адиабатный процесс на термодинамической диаграмме, называетсяадиабатой. Адиабатическими можно считать процессы в целом ряде явлений природы. Так же такие процессы получили ряд применений в технике

Уравне́ние Пуассо́на — эллиптическое дифференциальное уравнение в частных производных, которое, среди прочего, описывает

• электростатическое поле,

• стационарное поле температуры,

• поле давления,

• поле потенциала скорости в гидродинамике.

Оно названо в честь знаменитого французского физика и математика Симеона Дени Пуассона.

Это уравнение имеет вид: 

где   — оператор Лапласа или лапласиан, а   — вещественная или комплексная функция на некотором многообразии.

В трёхмерной декартовой системе координат уравнение принимает форму:

В декартовой системе координат оператор Лапласа записывается в форме   и уравнение Пуассона принимает вид:

Если f стремится к нулю, то уравнение Пуассона превращается в уравнение Лапласа (уравнение Лапласа — частный случай уравнения Пуассона):

Уравнение Пуассона может быть решено с использованием функции Грина; см., например, статью экранированное уравнение Пуассона. Есть различные методы для получения численных решений. Например, используется итерационный алгоритм — «релаксационный метод».

Вопрос № 11. Адиабатический подъем сухого и влажного воздуха. Процесс образования облака. Фазовое состояние облаков. при адиабатическом подъеме температура воздуха уменьшается на 1оС на каждые 100 м высоты, а при опускании на такую же величину возрастает. Полученное значение относится к сухому, а также к влажному, но ненасыщенному воздуху. Эта величина называется сухоадиабатическим градиентом и обозначается γa.  В процессе адиабатического подъема влажного, но ненасыщенного воздуха его относительная влажность увеличивается, и воздух приближается к насыщенному состоянию. Насыщение наступает на высоте, называемой уровнем конденсации. При дальнейшем подъеме насыщенный воздух охлаждается иначе, чем ненасыщенный. В насыщенной массе воздуха происходит конденсация водяного пара, в процессе которой выделяется теплота в количестве 2,501.10 6 Дж/кг. Выделение этой теплоты замедляет падение температуры воздуха при его подъеме. В поднимающемся насыщенном воздухе его температура падает по влажноадиабатическому закону с влажноадиабатическим градиентом γ'a.  При опускании воздушной массы, если в нем отсутствуют продукты конденсации, то эта масса перейдет в ненасыщенное состояние. В этом случае при дальнейшем опускании ее температура будет в соответствии с сухоадиабатическим градиентом на 10С на каждые 100м высоты.  Если же в нем содержатся капли воды или кристаллы льда, то они будут испаряться и воздух будет оставаться насыщенным до тех пор, пока все продукты конденсации не перейдут в газообразное состояние. Температура воздуха в этом случае будет повышаться в соответствии с влажноадиабатическим процессом. 

Облака состоят из воды или льда. Водяной пар, испаряющийся с поверхности морей и океанов, присутствует повсеместно в атмосфере. Его количество в данном объёме воздуха определяет относительную влажность последнего. Чем выше температура, тем больше водяного пара может содержаться в воздухе. Если в воздухе содержится максимально возможное для данной температуры количество водяного пара, он считается насыщенным, а его относительная влажность равна 100%. Соответствующая температура называется точкой росы. атмосферные, скопление в атмосфере продуктов конденсации (См. Конденсация) водяного пара (См. Пар водяной) в виде огромного числа мельчайших капелек воды или кристалликов льда либо тех и других. Аналогичные скопления непосредственно у земной поверхности называется Туманом. О. — существенный погодообразующий фактор, определяющий формирование и режим осадков, влияющий на тепловой режим атмосферы и Земли и т.д. О. покрывают в среднем около половины небосвода Земли и содержат при этом во взвешенном состоянии до 10⁹ т воды. О. являются важным звеном Влагооборота на Земле, они могут перемещаться на тысячи км, перенося и тем самым перераспределяя огромные массы воды.

По фазовому состоянию облачных элементов облака делятся на 3 группы. Водяные( жидкокапельные) облака, сост только из капель воды. При отрицательных температурах ( -10 и ниже) капли находятся в переохлажденном состоянии. Смешанные облака состоят из смеси переохлажденных капель и ледяных кристаллов. Как правило существуют при температурах – 10 до – 40. Ледяные (кристаллические) облака состоят только из ледяных кристаллов. Они при температурах ниже -30. В теплое время годя водяные образуются в нижних слоях тропосферы, смешанные в средних, ледяные в верхних. В холодное время года при низких температурах смешанные и ледяные облака могут возникать и вблизи земной поверхности.при температурах ниже -10 преобладают смешанные облака.

Вопрос № 12. Термическая стратификация атмосферы. Вертикальный градиент температуры .Инверсии и их типы. Изотермии. Основные типы стратификации атмосферы : устойчивая, неустойчивая, безразличная Стратификация атмосферы (от лат. stratum — слой и facio — делаю), распределение температуры воздуха по высоте, характеризуемое вертикальным градиентом температуры g [1°/100 м]. В тропосфере температура падает с высотой в среднем на 0,6° на каждые 100 м, т. е. g=0,6°/100 м. Но в каждый отдельный момент g может отклоняться от этой средней величины, по-разному над каждым местом и в каждом слое тропосферы, причём иногда весьма значительно. Так, в жаркий летний день в приземном слое воздух над почвой нагревается и g сильно возрастает. Ночью почва выхолаживается благодаря излучению, температура воздуха уменьшается и иногда настолько, что падение температуры с высотой заменяется возрастанием (т. н. приземная инверсия температуры), т. е. g меняет знак. В свободной атмосфере также обнаруживаются различные значения g — от 1° на 100 м или несколько выше до сильных инверсий в отдельных слоях. В стратосфере значения g малы или отрицательны.

От С. а. зависит устойчивость по отношению к вертикальным перемещениям воздуха. Воздух, поднимаясь вверх, охлаждается по определённому закону: сухой или ненасыщенный воздух — в максимальной степени — почти на 1° на каждые100 мподъёма; насыщенный воздух — на меньшую величину (несколько десятых долей градуса на 100 м), т.к. происходит выделение скрытого тепла при конденсации находящегося в воздухе водяного пара. Нисходящий воздух аналогичным образом нагревается. Восходящий воздух будет подниматься по закону Архимеда до тех пор, пока окружающая атмосфера остаётся холоднее его; если он попадает в слой атмосферы более тёплый, чем он сам, восходящее движение прекращается. Нисходящий воздух опускается лишь до тех пор, пока его температура, повышаясь, не выравняется с температурой окружающей атмосферы. Т. о., чем сильнее падение температуры в окружающей атмосфере (т. е. при больших значениях g, тем интенсивнее конвекция, турбулентное движение и скольжение тёплого воздуха на фронтах атмосферных. Будет ли воздух двигаться вверх или вниз — между ним и окружающей атмосферой будет сохраняться разность температур, поддерживающая или усиливающая вертикальное движение. С. а. в этом случае называется неустойчивой. Напротив, при малых вертикальных градиентах или при инверсиях температуры вертикально движущийся воздух быстро выравнивает свою температуру с температурой окружающей атмосферы и вертикальные движения затухают. С. а. в этом случае называется устойчивой.

Неустойчивая С. а. — необходимое условие для развития облаков конвекции (кучевых и кучево-дождевых) и усиления фронтальной облачности. При устойчивой С. а. преобладает ясное небо или развивается слоистая облачность под слоями инверсий. В стратосфере при неизменности температуры с высотой или при инверсиях С. а. всегда очень устойчива; поэтому конвекция там отсутствует, а турбулентность слаба.

ВЕРТИКАЛЬНЫЙ ГРАДИЕНТ ТЕМПЕРАТУРЫ

скорость убывания температуры с ростом высоты. В некоторых средах (в стратосфере) температура при подъеме повышается, и тогда образуется обратный, или инверсионный, вертикальный градиент, которому присваивается знак минус.

ИЗОТЕРМИЯ

1) постоянство температуры при некоторых атмосферных процессах, например, при изотермическом расширении; 2) неизменность температуры воздуха (воды) с высотой (глубиной) в некотором слое атмосферы

Вопрос № 13. Основные законы излучения. Характеристики спектра солнечной радиации. Особенности поглощения солнечной радиации при прохождении через атмосферу. Солнечная постоянная.

Со́лнечная радиа́ция — электромагнитное и корпускулярное излучение Солнца. Следует отметить, что данный термин является калькой с англ. Solar radiation(«Солнечное излучение»), и в данном случае не означает радиацию в «бытовом» смысле этого слова (ионизирующее излучение).

Солнечная радиация измеряется по её тепловому действию (калории на единицу поверхности за единицу времени) и интенсивности (ватты на единицу поверхности). В целом, Земля получает от Солнца менее 0,5×10^-9 от его излучения.

Электромагнитная составляющая солнечной радиации распространяется со скоростью света и проникает в земную атмосферу. До земной поверхности солнечная радиация доходит в виде прямой и рассеянной радиации. Всего Земляполучает от Солнца менее одной двухмиллиардной его излучения. Спектральныйдиапазон электромагнитного излучения Солнца очень широк — от радиоволн дорентгеновских лучей — однако максимум его интенсивности приходится на видимую (жёлто-зелёную) часть спектра.

Существует также корпускулярная часть солнечной радиации, состоящая преимущественно из протонов, движущихся от Солнца со скоростями 300—1500 км/с (см. Солнечный ветер). Во время солнечных вспышек образуются также частицы больших энергий (в основном протоны и электроны), образующие солнечную компоненту космических лучей.

Энергетический вклад корпускулярной составляющей солнечной радиации в её общую интенсивность невелик по сравнению с электромагнитной. Поэтому в ряде приложений термин «солнечная радиация» используют в узком смысле, имея в виду только её электромагнитную часть.

Солнечная радиация — главный источник энергии для всех физико-географических процессов, происходящих на земной поверхности и в атмосфере (см. Инсоляция). Количество солнечной радиации зависит от высоты солнца, времени года, прозрачности атмосферы. Для измерения солнечной радиации служат актинометры и пиргелиометры. Интенсивность солнечной радиации обычно измеряется по её тепловому действию и выражается в калориях на единицу поверхности за единицу времени (см. Солнечная постоянная).

Со́лнечная постоя́нная — суммарный поток солнечного излучения, проходящий за единицу времени через единичную площадку, ориентированную перпендикулярно потоку, на расстоянии одной астрономической единицы от Солнца вне земнойатмосферы. По данным внеатмосферных измерений солнечная постоянная составляет 1367 Вт/м², или 1,959 кал/см²·мин.

Долгопериодические вариации солнечной постоянной имеют большое значение для климатологии и геофизики: несмотря на несовершенство климатических моделей, расчётные данные показывают, что изменение солнечной постоянной на 1 % должно привести к изменению температуры Земли на 1—2 K.

Вопрос № 14. Прямая и рассеянная солнечная радиация, их суточный и годовой ход. Прямая солнечная радиация — это та часть радиации, которая исходит от Солнца и, проникнув через атмосферу, достигает Земли. к Земле она приходит в виде пучка параллельных лучей, исходящих как бы из бесконечности. Наибольшая прямая солнечная радиация поступает, когда солнце находится в зените. Прям. солнеч. радиация зависит:а) от высоты солнца;б)от прозрачности атмосферы.

 Рассеянная солнечная радиация.- часть солнечного излучения (около 25%), претерпевшая рассеяние в атмосфере - преобразованная в атмосфере из прямой солнечной радиации в радиацию, идущую по всем направлениям. Причиной рассеяния солнечных лучей является :а) облачность;б)восход|закат. Рассеянной солнечной радиацией объясняется голубой цвет неба. 

Прямая и рассеянная радиация имеют суточный ход с изменением высоты Солнца. Интенсивность их возрастает от восхода Солнца до полудня, а затем падает от полудня до захода Солнца. Отклонения в суточном ходе могут быть связаны с изменением прозрачности атмосферы и облачности в течение дня.

Согласно высоты Солнца прямая солнечная радиация изменяется в течение года. Ее минимальная интенсивность приходится в умеренных широтах на декабрь, когда высота Солнца наименьшая, а максимальная на весенние месяцы, поскольку летом возрастает опыления, количество водяного пара и продуктов конденсации. Интенсивность прямой радиации очень мало возрастает от полюсов к экватору

Рассеянная радиация возрастает при увеличении опыления и облачности. Отражение радиации снежным покровом также увеличивает ее рассеяния атмосферными газами. Наибольших значений рассеянная радиация достигает в Арктике и Антарктиде, где Солнце стоит очень низко, и путь прямой радиации к земной поверхности долгое, большая часть ее отражается снежным покровом обратно в атмосферу и еще больше рассеивается.

Вопрос № 15. Суммарная радиация. Географическое распределение суммарной радиации

Вопрос № 16. Альбедо и его характеристики для разных типов ландшафтов. Планетарное альбедо Земли. Приходящая на земную поверхность суммарная радиация в большей своей части поглощается в верхнем тонком слое почвы или более толстом слое воды и переходит в тепло, а частично отражается. Величина отражения солнечной радиации земной поверхностью зависит от характера этой поверхности. Отношение количества солнечной радиации, отраженной данной поверхностью, к приходящей суммарной радиации называется отражательной способностью или Альбедо. А = R_k/Q. где р- поток отраженной радиации. Обычно альбедо выражают в долях еденицы или в процентах. Альбедо земной поверхности зависит от ее свойств и состояния: цвета, влажности, шероховатости, наличия и характера растительного покрова. Темные и шероховатые почвы отражают меньше, чем светлые и гладкие. Влажные почвы отражают меньше, чем сухие, т.к. они темнее. Из таблицы видно что наибольшей отражательной способностью обладает свежевыпавший снег. Слежавшийся, подтаявший и более грязный снег отражает гораздо меньше. Альбедо различных почв и растительного покрова различается сравнительно мало. Альбедо естественных поверхностей несколько изменяется в течение суток, причем наибольшие значения альбедо отмечаются утром и вечером, а в дневные часы немного уменьшаются. Альбедо водных поверхностей в среднем меньше, чем альбедо поверхности суши. Объясняется этот тем что солнечные лучи значительно глкбже проникают в прозрачные для них верхние слои воды., чем в почву. В воде они рассеиваются и поглощаются. для рассеянной радиации альбедо воды в среднем составляет 8-10% , а для прямой оно зависит от высоты Солнца и увеличивается при его уменьшении. При отвесном падении лучей альбедо воды сосот лишь 2-5% а при малых высотах солнца – уже 30-70%. Очень велика отражательная способность облаков: в среднем их альбедо сост около 80%. Преобладающая часть радиации, отраженной земной поверхностью облаков, уходит за пределы атмосферы в мировое пространство. Тужа уходит около одной трети рассеянной радиации. Отношение уходящей в космос отраженной и рассеянной солнечной радиации . отношение уходящей в космос отраженной и рассеянной солнечной радиации к общему кол –ву солнечной радиации, поступающей к атмосфере, носит название планетарного альбедо Земли. В целом планетарное Альбедо Земли оценивается в 30% причем основную его часть сост отражение солнечной радиации облаками. Зная альбедо поверхности и суммарную радиацию, можно определить кол во коротковолновой радиации, поглощенной данной поверхностью. Величина 1-А представляет собой коэффициент поглощения коротковолновой радиации данной поверхностью. Он показывает, какая часть суммарной радиации, приходящей на данную поверхность, ею поглощается.

поверхность	Альбедо.	Поверхность	Альбедо.
Снег и лед Свежий сухой снег Чистый влажный снег загрязненный снег Морской лед.	0, 80-0, 95 0,60-0, 70 0,40-0,5 0, 30-0,40	поля луга тундра. Рожь и пшеница Картофель Хлопок Луга Сухая степь. тундра	0,10-0, 25 0,15- 0, 25 0,20-0, 25 0,15-0, 25 0, 20-0,30 0,15 – 0, 20

Обнаженные почвы Темные почвы Влажные серые почвы Сухие глинистые или серые почвы сухие светлые песчаные почвы.

0, 05-0,15 0,10-0, 20 0,20-0, 25 0,25-0, 45

Древесная растительность Хвойные леса Лиственные леса

0,10-0,15 0, 15-0, 20

Вопрос № 17. Характеристики земного излучения. Парниковый эффект

Вопрос № 18. Основные компоненты радиационного баланса земной поверхности. Суточный и годовой ход радиационного баланса.

Вопрос № 19. Барическое поле, изобарические поверхности, изобары. Основные барические системы. Барический градиент. БАРИЧЕСКОЕ ПОЛЕ, распределение давления воздуха в атмосфере. Б. п. в каждый данный момент времени и в среднем характеризуется поверхностями, соединяющими места с равными давлениями - изобарическими поверхностями. При пересечении с поверхностями равного уровня, в т. ч. с уровнем моря, изобарич. поверхности образуют линии равного давления -изобары (см. рис. при ст. Барические системы). По густоте изобар на карте распределения давления можно судить о степени изменения давления в горизонтальном направлении или о горизонтальном барическом градиенте, к-рый является важной характеристикой Б. п.

Б. п. Земли состоит из многочисл. областей пониж. и повыш. давления -барических систем. Неоднородность давления на поверхностях уровня является причиной возникновения воздушных течений. Б. п. непрерывно меняется во времени, что приводит к соответствующим изменениям в воздушных течениях.

Изобарические поверхности, поверхности равного давления воздуха в атмосфере. Взаимное расположениеИзобарические поверхности даёт представление о пространственном распределении давления воздуха. В циклоне, т. е. области пониженного давления. Изобарические поверхности представляет собой вогнутую поверхность, а в антициклоне, т. е. области повышенного давления, — выпуклую (рис.). Наклон Изобарические поверхностиопределяет скорость ветра: чем больше наклон Изобарические поверхности, тем больше, при прочих равных условиях, скорость ветра. Пересечение Изобарические поверхности горизонтальной плоскостью (уровнем моря и другими поверхностями уровня) даёт изобары. Вертикальный разрез изобарических поверхностей над циклоном (Н) и антициклоном (В). Поверхности проведены через равные интервалы давления p.

Изобары линии на карте погоды, соединяющие точки с одинаковым атмосферным давлением. С одной стороны от изобары давление больше отмеченного на ней, с другой – меньше. Поле изобар на карте позволяет очень наглядно представить осн. характеристики погоды на большой территории. Замкнутые изобары обычно очерчивают барические системы – циклоны и антициклоны. Количество и густота изобар означают интенсивность барических систем. Зоны сгущения изобар соответствуют областям сильного ветра, а редкие изобары – слабому ветру или безветрию. Осн. перенос воздуха в тропосфере параллелен изобарам, а направление определяется разницей в давлении: в Сев. полушарии ветер дует вправо, если впереди расположена область пониженного давления, и наоборот. Барическая ложбина (изгиб изобар в сторону повышенного давления) обычно отмечает неблагоприятные условия погоды; в ней часто располагается атм. фронт; барический гребень (изгиб изобар в сторону понижения давления) обычно соответствует менее облачной погоде.

Барические системы, области пониженного и повышенного атмосферного давления, части барического поля атмосферы. Основные Б. с. — циклоны (с пониженным давлением) и антициклоны (с повышенным давлением) — ограничены на приземных картах распределения давления (см. рис.) замкнутыми изобарами — линиями, соединяющими места с одинаковым давлением. Различают также Б. с. с незамкнутыми изобарами — ложбина низкого давления и гребень высокого давления. Чаще всего они являются несколько обособленными периферийными частями циклонов и антициклонов. Различают ещё седловину — область между двумя циклонами и двумя антициклонами, расположенную крест-накрест. Размеры Б. с. различны, но обычно они сравнимы с размерами материков и океанов или их больших частей. Б. с. непрерывно перемещаются, меняют свои размеры и интенсивность, возникают заново и исчезают. С Б. с. связаны определённые системы воздушных течений (ветров), распределение температуры, облачности, осадков и т.д.

БАРИЧЕСКИЙ ГРАДИЕНТ, барометрический градиент, изменение атмосферного давления на единицу расстояния по нормали к поверхности равного давления (изобарич. поверхности) в сторону убывания давления. В метеорологии обычно пользуются горизонтальным Б. г., т. е. горизонтальной составляющей Б. г. на уровне моря или на др. уровне; в этом случае берётся нормаль к изобаре на данном уровне. Обычно горизонтальный Б. г. составляет 1-3 мбар на 100 км, но в тропических циклонах иногда достигает десятков мбар на 100 км (1 мбар = 100 н/м2).Вместо вертикального Б. г. чаще пользуются понятием барической ступени.

Вопрос № 20. Силы, действующие в атмосфере на воздушные частицы: барический градиент, сила Кориолиса.

Вопрос № 21. Геострофический ветер. Барический закон ветра Ветер-движение воздуха относительно земной поверхности.Градиентный ветер-установившееся движение воздуха при отсутствии силы трения(на высотах более 1000-1500м).В однородном барическом поле градиентная сила везде одинакова по значению и направлению,поэтому движение воздуха в таком поле будет будет равномерным и прямолинейным.Геострофический ветер- градиентный ветер, дующий вдоль прямолинейных изобар.Скорость геостр.ветра прямо пропорциональна градиенту давления и обратно пропорциональна широте места и плотности воздуха=>чем больше градиент давления,тем больше скорость геостр.ветра(как и ветра вообще). С увеличением широты при неизменном градиенте и плотности воздуха скорость геостр.ветра уменьшается.На экваторе понятие "геостр.ветер" теряет смысл,т.к широта(фи)=0.Плотность воздуха с высотой уменьшается=>скорость геостроф ветра при постоянном градиенте давления возрастает с высотой.Градиентный ветер,дующий вдоль круговых изобар,называется геоциклострофическим.В этом случае при отсутствии силы трения на движущийся воздух действует градиентная,отклоняющая и центробежная силы.

Вопрос №22. Сила трения в атмосфере. Слой трения. Скорость и направление ветра в слое трения. Сила трения тормозит движение воздуха. Она складывается из силы внешнего трения, связанной с тормозящим действием земной поверхности, и из силы внутреннего трения ,связанного с молекулярной и турбулентной вязкостью воздуха. Сила внешнего трения тормозит движение, не меняя направления. Она направлена в сторону, противоположную движению , и пропорциональна его скорости. Сила внутреннего трения не совпадает с направлением силы внешнего трения. Общая сила трения у земной поверхности есть векторная сумма сил внешнего и внутреннего трения, отклоненная влево на некоторый угол. Общая сила трения уменьшается с высотой, так как не усиливается турбулентность и влияние внешнего трения.

Слой атмосферы, в котором заметно влияние трения ,называется слоем трения ,а высота ,до которой распространяется это явление-уровень трения. На уровне трения ветер близок к изобаре. Если направление изобар с высотой быстро меняется ,обнаруживается левое вращение ветра в слое трения(или неизменность ветра с высотой) . Скорость ветра в слое трения растет с высотой. Измерения скорости и направления ветра с высотой можно представить кривой, соединяющей концы векторов, изображающих ветер на разных высотах и отложенных от одной точки.

Vo-скорость ветра , Vg - скорость ветра на уровне трения

Рис.Спираль Экмана.

В слое трения обнаруживается суточный ход скорости ветра. У земной поверхности над сушей наблюдается максимум скорости ветра в 14 часов. Ночью и утром – минимум.

Вопрос № 23. Различия в тепловом режиме почв и водоемов: основные механизмы теплообмена. Нагревание и тепловые особенности поверхностных слоев почвы и верхних слоев водных бассейнов существенно различны, поскольку в почве тепло распространяется по вертикали с помощью механизма молекулярной теплопроводности, а в воде - путем турбулентного перемешивания водных слоев, намного более эффективного. Радиация глубже проникает в воду в сравнении с почвой и теплоемкость воды значительно больше, чем почвы, и одно и тоже количество тепла нагревает массу воды до меньшей температуры, чем такую же массу почвы. Поэтому суточные колебания темп-ры в воде распространяются на глубину порядка десятков метров, а почве - менее 1 м. Годовые колебания темп-ры в воде распространяются на глубину сотен метров, а в почве – только на 10-20м.

Тепло, приходящее днем и летом на поверхность воды, проникает до значительной глубины и нагревает большую толщу воды. Темп-ра верхнего слоя и самой поверхности воды повышается при этом мало. В почве приходящее тепло распределяется в тонком верхнем слое, который сильно нагревается.

Ночью и зимой вода теряет тепло из поверхностного слоя, но взамен его приходит накопленное тепло из нижележащих слоев. Поэтому темп-ра на поверхности воды понижается медленно. На поверхности почвы темп-ра при отдаче тепла падает быстро: тепло накоплено в тонком верхнем слое, быстро из него уходит без восполнения снизу. В результате днем и летом темп-ра на поверхности почвы выше темп-ры на поверхности воды. Это значит, что суточные и годовые колебания темп-ры на поверхности почвы значительно больше, чем на поверхности воды.

Вследствие указанных различий в распространении тепла водный бассейн за теплое время года накапливает в достаточно мощном слое воды большое количество тепла, которое отдает в атмосферу в холодный сезон. Почва в течение теплого сезона отдает по ночам большую часть того тепла, которое получает днем, и мало накапливает его к зиме. В результате темп-ра воздуха над морем летом ниже, а зимой выше, чем над сушей.

основные механизмы теплообмена.

Земная поверхность, т. е. поверхность почвы или воды (а также и растительного, снежного, ледяного покрова), непрерывно разными способами получает и теряет тепло. Через земную поверхность тепло передается вверх — в атмосферу и вниз — в почву или в воду.

1. на земную поверхность поступают суммарная радиация и встречное излучение атмосферы. Они в большей или меньшей степени поглощаются поверхностью, т. е. идут на нагревание верхних слоев почвы и воды. В то же время земная поверхность излучает сама и при этом теряет тепло.

2. к земной поверхности приходит тепло сверху, из атмосферы, путем теплопроводности. Тем же способом тепло уходит от земной поверхности в атмосферу. Путем теплопроводности тепло также уходит от земной поверхности вниз, в почву и воду, либо приходит к земной поверхности из глубины почвы и воды.

3. земная поверхность получает тепло при конденсации на ней водяного пара из воздуха или, напротив, теряет тепло при испарении с нее воды. В первом случае выделяется скрытое тепло, во втором тепло переходит в скрытое состояние.

В любой промежуток времени от земной поверхности уходит вверх и вниз в совокупности такое же количество тепла, какое она за это время получает сверху и снизу. Если бы было иначе, не выполнялся бы закон сохранения энергии: следовало бы допустить, что на земной поверхности энергия возникает или исчезает. Однако возможно, что, например, вверх может уходить больше тепла, чем пришло сверху; в таком случае избыток отдачи тепла должен покрываться приходом тепла к поверхности из глубины почвы или воды. Итак, алгебраическая сумма всех приходов и расходов тепла на земной поверхности должна быть равной нулю. Это и выражается уравнением теплового баланса земной поверхности - В+P+G_n+L*E_u=0

В - радиационный баланс, Р- приход тепла из воздуха или отдача его в воздух путем теплопроводности, G_n – приход или расход тепла путем теплообмена с более глубокими слоями почвы или воды, L*E_u- потеря тепла при испарении или приход при конденсации на земную поверхность, L- удельная теплота испарения, E_u- масса испарившейся или сконденсировавшейся воды.

Вопрос № 24. Понятие о континентальности климата. Основные характеристики . Индекс континентальности климата

Вопрос № 25. Основные механизмы теплообмена между атмосферой и подстилающей поверхностью. Уравнение теплового баланса деятельного слоя и земной поверхности. Структура теплового баланса и её геоэкологическое значение.

Вопрос № 26. Океанические течения и климат. Их влияние на образование береговых пустынь и увлажнение территории

Вопрос № 27. Образование облаков и туманов. Механизмы образования осадков. Воздушные массы и атмосферные фронты. Главные фронты атмосферы Облаками называются скопления мелких водяных капель или кристаллов льда в атмосфере.

Туманом называют скопление продуктов конденсации у земной поверхности и связанное с ним сильное помутнение воздуха,при котором дальность видимости становится менее 1 км.

Образование частиц облаков и туманов в естественных условиях связано с конденсацией водяного пара на взвешенных в воздухе ядрах конденсации, которая обычно происходит при относительной влажности воздуха, несколько превышающей 100%.

Источником водяного пара в атмосфере является испарение воды с поверхности почвы и водоемов, а также испарение частиц облаков и осадков. Однако этот процесс, естественно, не может вести к повышению относительной влажности до значений, превышающих 100%, без дополнительного понижения температуры.

Атмосферными осадками называют капли воды и кристаллы льда, выпадающие из атмосферы на земную поверхность. Выпадают на землю в том случае если хотя бы часть элементов составляющих облако, становятся настолько тяжелыми, что движения воздуха не могут удерживать их во взвешенном состоянии.

Дождь может возникнуть как в результате происходящих в облаке процессов укрупнения жидких частиц благодаря конденсации и коагуляции, так и в результате таяния образовавшихся в облаке твердых частиц при их падении через слои с положительной температурой воздуха.

Процесс образования твердых осадков слагается из замерзания капель или сублимационного образования кристаллических частиц, роста образовавшихся ледяных частиц за счет диффузионных процессов и коагуляции ледяных частиц с каплями и друг с другом. Наиболее благоприятны условия для роста кристаллических частиц в облаках смешанного строения.

Ледяной дождь — твёрдые осадки, выпадающие при отрицательной температуре в виде твёрдых прозрачных шариков льда диаметром 1-3 мм. Внутри шариков находится незамёрзшая вода — падая на предметы, шарики разбиваются на скорлупки, вода вытекает и образуется гололёд.

Снег — твёрдые осадки, выпадающие (чаще всего при отрицательной температуре воздуха) в виде снежных кристаллов (снежинок) или хлопьев.

Морось — жидкие осадки в виде очень мелких капель, как бы парящих в воздухе.

Воздушные массы - большие по объему массы воздуха, занимающие пространства, соизмеримые с частями материков и океанов и имеющие одинаковые свойства.

Атмосферные фронты – промежуточные, переходные зоны между разнородными воздушными массами в тропосфере.

Атмосферный фронт возникает при сближении и встрече масс холодного и тёплого воздуха в нижних слоях атмосферы или во всей тропосфере, охватывая слой мощностью до нескольких километров, с образованием между ними наклонной поверхности раздела.

Основные фронты Арктический фронт — пограничная зона между арктическими воздушными массами и воздушными массами умеренных широт. Схематически арктический фронт может быть представлен в виде поверхности раздела, наклоненной в сторону арктического воздуха. Обычно в атмосфере различается несколько арктических фронтов; чаще всего они формируются к северу от Европы и на севере Северной Америки, в широтах порядка 60—70°. На арктическом фронте наблюдается образование циклонов.

Полярный фронт, возникает на границе между воздушными массами внетропических и тропических широт, т. е. между полярным (умеренным) воздухом, с одной стороны, и тропическим воздухом — с другой.

Тропический фронт (внутритропическая зона конвергенции, ВЗК), переходная зона между пассатами Северного и Южного полушарий или между пассатом и муссоном, либо между пассатом и экваториальными западными ветрами. Характеризуется значительной сходимостью воздушных потоков и периодическими волновыми возмущениями с пониженным атм. давлением.

Вопрос № 28. Общая циркуляция атмосферы. Среднее распределение давления по поверхности земного шара вследствие ОЦА. Западный перенос. Масштабы атмосферных циркуляций

Вопрос № 29. Тропические циркуляции: пассаты, внутритропическая зона конвергенции, её типы; муссоны

Вопрос № 30. Образование и эволюция внетропических циклонов. Погода в циклоне. Общей циркуляцией атмосферы называют совокупность воздушных течений большого масштаба, соизмеримых с большими частями материков и океанов. Она представляет собой сложную и постоянно меняющуюся систему воздушных течений. Разнообразие проявлений общей циркуляции атмосферы зависит главным образом от постоянно возникающих в ней огромных волн и вихрей, по-разному развивающихся и перемещающихся. Тропический циклон — тип циклона, или погодной системы низкого давления, что возникает над теплой морской поверхностью и сопровождается мощными грозами, выпадением ливневых осадков и ветрами штормовой силы. Тропические циклоны получают энергию от поднятия влажного воздуха вверх, конденсации водяных паров в виде дождей и опускания более сухого воздуха, что получается в этом процессе, вниз.  Тропические циклоны переносят большое количество энергии от тропических широт в направлении умеренных, что делает их важной составляющей глобальных процессов циркуляции атмосферы. Пассаты — это устойчивые в общем восточные ветры умеренной скорости (5—8 м/сек), дующие на обращенной к экватору стороне субтропической зоны высокого давления в каждом полушарии . Вертикальная мощность пассатов растет от нуля вблизи центров субтропических антициклонов до всей толщи тропосферы вблизи экватора. Внутритропическая зона конвергенции - Переходная зона между пассатами северного и южного полушарий или между пассатом и, муссоном, или между пассатом и. экваториальными западными ветрами. Она характеризуется конвергенцией скорости, т. е. ослаблением, скорости ветра и сходимостью линий тока, по крайней мере в слое трения. Муссон — устойчивые ветры, периодически меняющие свое направление; летом дуют с океана, зимой с суши; свойственны тропическим областям и некоторым приморским странам умеренного пояса (Дальний Восток). Муссонный климат характеризуется повышенной влажностью в летний период. Муссоны - это устойчивые воздушные течения с сезонной сменой направления ветра. Устойчивость муссонов связана с устойчивым распределением атмосферного давления в течение сезона, а их смена — с изменением в распределении давления от сезона к сезону. Основной причиной возникновения тропических муссонов является различное нагревание полушарий в течение года.

Вопрос № 31. Антициклон: характеристики поля давления и воздушных потоков в антициклоне

Вопрос № 32. Виды атмосферных осадков и их характеристики

Вопрос № 33. Местные ветры. Причины их возникновения Местные ветры — ветры, отличающиеся какими-либо особенностями от главного характера общей циркуляции атмосферы, но, как и постоянные ветры, закономерно повторяющиеся и оказывающие заметное влияние на режим погоды в ограниченной части ландшафта или акватории.

Возникновение местных ветров связано :а)главным образом с разностью температурных условий над крупными водоемами (бризы) или горами; б)их простиранием относительно общих циркуляционных потоков и расположением горных долин (фен, бора, горно-долинные); в)с изменением общей циркуляции атмосферы местными условиями (самум, сирокко, хамсин). г)некоторые из них по существу являются воздушными течениями общей циркуляции атмосферы, но в определённом районе они обладают особыми свойствами, и потому их относят к местным ветрам и дают им собственные названия.

Вопрос № 34. . Неблагоприятные метеорологические условия при загрязнении приземного слоя воздуха Неблагоприятные метеорологические условия (НМУ) – метеорологические условия, способствующие накоплению вредных (загрязняющих) веществ в приземном слое атмосферного воздуха. Предупреждения о повышении уровня загрязнения воздуха в связи с ожидаемыми неблагоприятными метеорологическими условиями составляют прогностические подразделения местных органов Росгидрометцентра. В зависимости от ожидаемого уровня загрязнения атмосферы составляются предупреждения трех степеней, которым соответствуют три режима работы предприятий в периоды НМУ. Эти режимы работы предприятий должны обеспечивать снижение концентрации загрязняющих веществ в приземном слое атмосферы по первому режиму на 15-20%, по второму режиму на 20-40% и по третьему режиму на 40-60%.

Это могут быть разнообразные осадки, разные степени ветра, состояние самой атмосферы и тд

Вопрос № 35 Основные причины изменения и колебаний глобальной климатической системы в прошлом, настоящем и будущем

Вопрос № 36. Понятие о мезо и микроклимате. Микроклимат большого города. Основные географические факторы климата (климатообразующие факторы)

Вопрос № 37. Микроклимат как явление приземного слоя атмосферы. Микроклиматы водоемов и прибрежных территорий. Влияние географической широта местности на климат. Мезоклиматы– это климаты территорий размером в несколько квадратных километров, например, межгорных впадин, котловин больших озер. По площади распространения и характеру различий мезоклиматы являются промежуточными между макроклиматами и микроклиматами. Последние характеризуют климатические условия на небольших участках земной поверхности. Микроклиматические наблюдения проводятся, например, на улицах городов или на пробных площадках, заложенных в пределах однородного растительного сообщества.  Большой современный город сильно влияет на климат. Он формирует свой местный климат, а на отдельных его улицах и площадях создаются своеобразные микроклиматические условия. Город с сильно развитой промышленностью, загрязняет атмосферу, увеличивает ее мутность и тем самым уменьшает приток солнечной радиации. Вследствие той же пелены дыма и пыли на территории города снижено эффективное излучение, а значит, и ночное выхолаживание. Крыши и стены домов поглощая радиацию, нагреваются в течение дня и отдают тепло воздуху. Поле температуры над городом характеризуется одной или несколькими замкнутыми изотермами, получившими название городского острова тепла. Лучше всего контрасты температуры между городом и окружающей сельской мест. выражены в спокойную антициклональную погоду. Автомобильный транспорт вносит наибольший вклад в загрязнение воздуха городов.  Географическая широта. При удалении от экватора прогревание поверхности Земли солнцем уменьшается, климат становится все более холодным. Высота над уровнем моря. С увеличением высоты над уровнем моря климат становится более холодным. Океанические течения Теплые течения способствуют образованию осадков, делая климат более влажным и мягким, холодные течения препятствуют образованию осадков и проникновению влажного воздуха на материк, приводя к формированию на суше пустынь .Рельеф Горы препятствуют движению воздушных масс. Удаленность от океана Чем дальше местность находится от океана, тем меньше осадков до неё доходит. Характер подстилающей поверхности Тропические леса, каменистые пустыни или, к примеру, огромные пространства льдов по-разному отражают и поглощают солнечный свет, это способствует неравномерному прогреванию поверхности земли и также в значительной мере влияет на климат местности.

Вопрос № 38. Изменение климатических характеристик в зависимости от орографии и высоты местности над уровнем моря

Вопрос № 39. Краткосрочные, среднесрочные и долгосрочные прогнозы погоды

Вопрос № 40. Основные критерии классификации климатов Земли В.Кёппена и Л.С. Берга.

Вопрос № 41. Генетическая классификация климатов Б.П. Алисова. Б. П. Алисов предложил выделять климатические зоны и области исходя из условий общей циркуляции атмосферы. Семь основных климатических зон: экваториальную, две тропические, две умеренные и две полярные (по одной в каждом полушарии) – он выделяет как такие зоны, в которых климатообразование круглый год происходит под преобладающим воздействием воздушных масс только одного типа: экваториального, тропического, умеренного (полярного) и арктического (в южном полушарии антарктического) воздуха.

Между ними Алисов различает шесть переходных зон, по три в каждом полушарии, характеризирующихся сезонной сменой преобладающих воздушных масс. Это две субэкваториальные зоны, или зоны тропических муссонов, в которых летом преобладает тропический, а зимой полярный воздух; две субтропические; зоны субарктическая и субантарктическая, в которых летом преобладает полярный, а зимой арктический или антарктический воздух. Границы зон определяются по среднему положению климатологических фронтов. Так, тропическая зона находится между летним положением тропических фронтов и зимним положением полярных фронтов. Поэтому она будет круглый год занята преимущественно тропическим воздухом. Субтропическая зона находится между зимним и летним положением полярных фронтов; поэтому она и будет зимой находится под преобладающим воздействием полярного воздуха, а летом – тропического воздуха. Аналогично определяется и границы других зон.

Вся система Б. П. Алисова включает следующие климаты:

Экваториальный климат; Тропический климат; Субэкваториальный (субэкваториальных муссонов, или саванновый) климат; Субтропические климаты; Сухие и влажные субтропики; Умеренные климаты; Морской, или западноевропейский климат; Материковый, или климат тайги; Аридный степной и пустынный умеренный климат; Муссонный климат умеренных широт; Субарктический материковый тундровый климат; Океанический тундровый климат.

Вопрос № 42. Понятие о синоптическом коде. Приземные и высотные ( АТ и ОТ) синоптические карты. Синоптический код- цифровой код для передачи по телеграфу и радио результатов наблюдений метеорологических станций; Метеорологический код, система условных обозначений, применяемая для обмена метеорологической информацией (результатами наблюдений за состоянием атмосферы на различных уровнях, производимых на метеорологических и аэрологических станциях, включая данные метеорологических радиолокаторов и искусственных спутников Земли, анализ карт погоды и др.). Для каждого вида информации имеется специальная кодовая форма, состоящая из символических букв или буквенных групп (обычно пятизначных), которые преобразуются в цифры, обозначающие величину или состояние описываемых метеорологических элементов. Применение Метеорологический код позволяет представить сведения о погоде в виде цифровых сводок, удобных для международного и внутригосударственного обмена по радио и проводным средствам связи, а также для обработки на ЭВМ.

Синоптические карты-карты погоды, географические карты, на которые цифрами и условными знаками наносят данные одновременных наблюдений за погодой. Из многих видов С. к., применяемых для прогнозирования погоды и изучения атмосферных процессов, наиболее важными и распространёнными являются приземные С. к. с данными метеорологических наблюдений, характеризующих погоду у поверхности земли, и высотные С. к., на которые наносятся данные аэрологических наблюдений, характеризующих распределение метеорологических элементов на определённых уровнях или в некоторых слоях свободной атмосферы.

На С. к.: кружком обозначается местоположение пункта наблюдения, внутри этого кружка (N) показывается степень закрытия неба облаками (H, CM, CL — форма облаков верхнего, среднего и нижнего ярусов; Nh — количество низких облаков, h — их высота; TT — температура воздуха в целых градусах С, TdTd — температура точки росы; WW — погода в срок наблюдения; VV — дальность видимости, РРР — атмосферное давление в десятках, единицах и десятых долях мб, pp — его изменение за последние 3 ч, а — характеристика изменения давления воздуха, dd — направление и ff — скорость ветра. На рис. 2 дан пример нанесения на С. к. данных о погоде одной метеостанции, из которого следует, что облаками покрыто всё небо, высота нижнего основания их 150 м, а количество 7 баллов, температура воздуха — 7 °С; точка росы — 9 °С, в срок и между сроками наблюдении снег, видимость 2 км, давление воздуха 1008,5 мб, а его изменение за 3 часа 2,6 мб, ветер северный — северо-западный 12 м/сек. На рис. 3 дана схема расположения данных наблюдений на картах абсолютной барической топографии, причём hnhnhn — высота изобарической поверхности; TnTn — температура воздуха, DnDn — дефицит точки росы, dndn — направление ветра, fnfn — скорость ветра. На рис. 4 — пример нанесения этих данных для уровня 500 мб, здесь высота изобарической поверхности 525 геопотенциальных декаметров, температура воздуха — 34°С, точка росы — 38°С, ветер южный 35 м/сек.

Практика

1

2

3

4

5

6

7

8

9 Климатодиаграммы – наглядные схемы взаимосвязи двух климатических факторов (количество осадков и температура) обуславливающие существование крупных зон растительности на Земле.

Сходные климатодиаграммы, даже если они построены в разных районах земного шара, свидетельствуют о сходных экологических условиях и сходных типах растительности, в первую очередь, высокого синтаксономического ранга, а также о сходстве общего внешнего облика растений.

На горизонтальной нулевой –месяцы

На вертикальной левой шкале–температуры. ( у нижнего конца - самая низкая зарегистрированная абсолютная отрицательна температура.)

На вертикальной правой шкале – осадки (Деление 20 мм на шкале осадков = делению 10 градусов на шкале температур, 40мм=20градусов. И т.д. )

Пунктирная жирная линия - последовательность средних температур каждого месяца .

Непрерывная жирная линия - среднее количество осадков выпадающих каждый месяц.

Обе кривые характеризуют водный баланс местности.

Кривая осадков проходит выше кривой температур– избыток влаги ( гумидные условия).

Кривая осадков проходит ниже кривой температур– недостаток влаги (аридные условия).

Если за месяц выпадает более 100 мм осадков (как часто бывает в тропиках), то соответствующая часть диаграммы штрихуется перекрещивающимися линиями. При этом вертикальный масштаб, для удобства воспроизведения, уменьшается в 10 раз.

Первая классификация облаков была разработана в 1803 году Говардом (Англия). В дальнейшем она уточнялась и дополнялась. В её основу был положен морфологический признак, т.е. внешний вид облаков. Согласно этому облака по высоте делятся на 4 семейства.

• Семейство облаков верхнего яруса, находящиеся на высотах выше 6000 м (CH);

• Семейство облаков среднего яруса, находящиеся на высоте от 2000 до 6000 м (CM);

• Семейство облаков нижнего яруса, находящиеся ниже 2000 м (CL);

• Семейство облаков вертикального развития. Основания этих облаков находится на уровне нижнего яруса, а вершины могут достигать положения облаков верхнего яруса.

Облака верхнего яруса располагаются на высотах более 6 км, облака среднего яруса — на высотах 2-6 км, облака нижнего яруса до высоты 2 км. Основания облаков вертикального развития располагаются на высоте облаков нижнего яруса, а вершины — на высоте облаков среднего или верхнего яруса. В зависимости от внешнего вида все облака делятся на 10 форм (родов), а формы — на виды и разновидности.

I. Семейство облаков верхнего яруса.

Cirrus — перистые облака (Ci). Отдельные белые волокнистые облака тонкие и прозрачные. Обычно наблюдаются в небольшом количестве, но могут занимать и значительную часть неба. Закрывая солнце, они лишь немного ослабляют солнечное сияние. Днем перистые облака не уменьшают освещенности, так что предметы продолжают отбрасывать тени. В перистых облаках вокруг солнца и луны часто наблюдается гало. перистые облака состоят преимущественно изи ледяных кристаллов в виде столбиков высотой 0.01-0.1 мм.

1. Перистые нитевидные (Ci fil.)

2. Перистые когтевидные (Ci unc.)

3. Перистые хребтовидные (Ci vert.)

4. Перистые плотные (Ci sp.)

5. Перистые грозовые (Ci ing.)

6. Перистые радиальные (Ci rad.)

Cirrocumulus — перисто-кучевые облака (Cc). Более тонкие облака, состоящие из очень мелких волн, хлопьев, ряби, без серых оттенков, частично имеющие волокнистое строение. Как правило, наблюдаются в небольшом количестве. В этих облаках может наблюдаться гало и венцы вокруг солнца и луны.

Cirrocumulus — перисто-кучевые облака (Cс)

1. Перисто-кучевые хлопьевидные (Cc floc.)

2. Перисто-кучевые волнистые (Cc und.) 3. Перисто-кучевые кучевообразные (Cc cuf.)

Cirrostratus — перисто-слоистые облака (Cs). Тонкая беловатая или голубоватая пелена слегка волокнистого строения, сквозь которую просвечивает Солнце и Луна. От перистых (Ci) отличается тем, что одноводна и непрерывна. Днем при наличии Cs тени наземных предметов обычно не ослаблены.

Элементы перисто-слоистых облаков представляют собой кристаллы в форме игл или шестигранных столбиков. Cs почти всегда являются признаками ухудшения погоды.

Cirrostratus — перисто-слоистые облака (Cs)

1. Перисто-слоистые (Cs)

2. Перисто-слоистые нитевидные (Cs fil.)

3. Перисто-слоистые туманообразные (Cs neb.)

II. Семейство облаков среднего яруса.

Altocumulus — высоко-кучевые облака (Ac). Белые иногда синеватые облака в виде волн или гряд, состоящих из отдельных пластин или хлопьев, обычно разделенных просветами голубого неба, но иногда сливающихся в почти сплошной покров. От переисто-кучевых отличаются большей плотностью и большими видимыми размерами отдельных пластин или хлопьев. Высоко-кучевые облака являются, как правило, водяными. Состоят из переохлажденных капель воды радиусом 5-7 мкм. Коллоидально-устойчивые, осадков не дают.

Altocumulus — высоко-кучевые облака (Ac)

1. Высоко-кучевые волнистые (Ac und.)

2. Высоко-кучевые просвечивающие (Ac trans.)

3. Высоко-кучевые плотные (Ac op.)

4. Высоко-кучевые чечевицеобразные (Ac lent.)

5. Высоко-кучевые хлопьевидные (Ac floc.)

6. Высоко-кучевые башенкообразные (Ac cast.)

Altostratus — высоко-слоистые облака (As). Серая или синеватая однородная пелена слегка волокнистого строения. Как правило постепенно занимает всё небо. Иногда на нижней поверхности заметны слабовыраженные волны. As являются смешанными облаками (состоят из кристаллов и переохлажденных водяных капель). Тонкие As состоят преимущественно из ледяных кристаллов. Свет Солнца и Луны при прохождении через As обыкновенно ослаблен или непросвечивает вовсе. As коллоидально-неустойчивые облака. В зимнее время дают слабый снег, в летнее время осадки как правило не достигают земли.

Altostratus — высоко-слоистые облака (As)

1. Высоко-слоистые волнистые (As und.)

2. Высоко-слоистые просвечивающие (As trans.)

3. Высоко-слоистые плотные (As op.)