Рабочие листы
к вашим урокам
Скачать
1 слайд
ВОДА В АТМОСФЕРЕ
Александрова А.Э.
Школа №1499 ДО 6
2 слайд
ВОДА В АТМОСФЕРЕ
3 слайд
1.ИСПАРЕНИЕ И НАСЫЩЕНИЕ
Рис. 6.1. Давление насыщенного водяного пара в зависимости от температуры
Водяной пар непрерывно поступает в атмосферу вследствие испарения с поверхностей водоемов и почвы и вследствие транспирации (испарение растительностью). Испарение в отличие от транспирации называют еще физическим испарением, а испарение и транспирацию вместе - суммарным испарением.
Одновременно с отрывом молекул от поверхности воды или почвы происходит и обратный процесс их перехода из воздуха в воду или в почву. Когда достигается состояние подвижного равновесия — возвращение молекул становится равным их отдаче с поверхности - испарение прекращается: отрыв молекул с поверхности продолжается, но он покрывается возвращением молекул. Такое состояние называют насыщением, водяной пар в этом состоянии — насыщающим, а воздух, содержащий насыщающий водяной пар, — насыщенным. Парциальное давление водяного пара в состоянии насыщения называют давлением насыщенного водяного пара.
4 слайд
Рис. 6.2. Разность давления насыщения над водой и льдом и относительная влажность при насыщении надо льдом в зависимости от температуры
При отрицательных температурах давление насыщенного водяного пара по отношению к ледяным кристаллам меньше, чем по отношению к переохлажденным каплям.
Различие в давлении насыщенного водяного пара над водой и льдом объясняется тем, что силы сцепления между молекулами льда больше, чем между молекулами воды. Поэтому состояние насыщения, т.е. состояние подвижного равновесия между потерей и приходом молекул, наступает для льда при меньшем содержании водяного пара в окружающем воздухе, чем для жидкой воды.
5 слайд
2.СКОРОСТЬ ИСПАРЕНИЯ
Скорость испарения V выражается в миллиметрах слоя воды, испарившейся за единицу времени (например, за сутки) с данной поверхности. Она прежде всего пропорциональна разности между давлением насыщенного водяного пара при температуре испаряющей поверхности и фактическим давлением водяного пара в воздухе:
Es- e (закон Дальтона).
Чем меньше разность (Es — e), тем медленнее идет испарение, т.е. тем меньше водяного пара переходит в воздух за единицу времени. Если испаряющая поверхность теплее воздуха, то Es больше, чем давление насыщенного водяного пара Е при температуре воздуха, поэтому испарение продолжается и тогда, когда воздух уже насыщен, т.е. когда e=E<Es. Кроме того, скорость испарения обратно пропорциональна атмосферному давлению р. Но этот фактор важен лишь при сравнении условий испарения на разных высотах в горах; на равнине колебания атмосферного давления не так велики, чтобы он имел существенное значение.
Испарение зависит от скорости ветра v, поскольку ветер и связанная с ним турбулентность относят водяной пар от испаряющей поверхности и поддерживают необходимый дефицит насыщения в непосредственной близости от нее. Испарение очень велико летом в степной зоне, когда большому дефициту насыщения часто сопутствуют и сильные ветры.
Итак,
6 слайд
3.ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ИСПАРЯЕМОСТИ И ИСПАРЕНИЯ
Средние годовые значения испарения с подстилающей поверхности (мм/год) (по С.Г. Любушкиной и др.)
Испаряемостью называют максимально возможное испарение, не ограниченное запасами влаги.
Испаряемость не всегда совпадает с фактическим испарением с поверхности почвы
7 слайд
4.ХАРАКТЕРИСТИКИ ВЛАЖНОСТИ
где е — в гектопаскалях (гПа); Г— в Кельвинах (К). Это выражение получим, если плотность водяного пара pvv= (0,622e)/(RdT) выразим в граммах на 1 м3, а е - в гПа.
Влажность воздуха прежде всего зависит от того, сколько водяного пара поступает в атмосферу путем испарения с земной поверхности в том же районе.
Для каждой температуры существует состояние насыщения, т.е. существует некоторое предельное влагосодержание, которое не может быть превзойдено.
Парциальное давление водяного пара е - основная и наиболее употреби
тельная характеристика влажности и относительная влажность f -
отношение фактического давления пара к давлению насыщенного
пара при данной температуре, выраженное в процентах:
Абсолютная влажность а — масса водяного пара в граммах в 1 м3 воздуха, т.е. плотность водяного пара, выраженная в граммах на кубический метр.
Для абсолютной влажности а справедливо выражение
8 слайд
Удельная влажность (массовая доля водяного пара) q — от
ношение массы водяного пара в некотором объеме к общей массе
влажного воздуха в том же объеме. Если этот объем равен 1 м3,
можно определить удельную влажность q как отношение плотно
сти водяного пара к общей плотности влажного воздуха:
q = рw/р
Удельную влажность можно вычислить, зная давление водяного пара и давление воздуха.
Близка по значению к удельной влажности другая безразмерная характеристика отношение смеси S. Отношением смеси называют отношение массы водяного пара к массе сухого воздуха в том же объеме. Если этот объем 1 м3, то S= pw / pd. С учетом формул для pw=0,622e/(RdT) и pd=(p- e)/(RJ) имеем
S= 0,622e/(p - e).
Так же как и удельную влажность, на практике отношение смеси выражают числом граммов водяного пара на килограмм сухого воздуха:
9 слайд
Три характеристики влажности
Температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар достигает насыщения при неизменном общем давлении воздуха, называется тонкой росы τ. Так, если при температуре воздуха +27°С давление пара в нем равно 23,4 гПа, то такой воздух не является насыщенным. Для того чтобы он стал насыщенным, нужно было бы понизить его температуру до +20°С. Вот эта температура +20°С и является в данном случае точкой росы. Очевидно, что чем меньше разница между фактической температурой и точкой росы, тем ближе воздух к насыщению. При насыщении точка росы равна фактической температуре.
Разность между температурой воздуха Т и тонкой росы τ называется дефицитом тонки росы : = Т- τ.
Разность между давлением насыщенного пара Е при данной температуре воздуха и фактическим давлением е пара в воздухе (D=E-e) называется дефицитом насыщения. Иначе говоря, дефицит насыщения показывает, сколько водяного пара недостает для насыщения воздуха при данной температуре. Выражается он в гектопаскалях.
10 слайд
5.ИЗМЕРЕНИЕ ВЛАЖНОСТИ ВОЗДУХА
Психрометр ВИТ -1
Психрометр аспирационный механический МВ-4-2М
11 слайд
6.СУТОЧНЫЙ И ГОДОВОЙ ХОД ДАВЛЕНИЯ ВОДЯНОГО ПАРА
Суточный ход давления пара лучше выражен в многолетних средних значениях, чем в значениях за отдельные дни, так же как и суточный ход температуры воздуха. Амплитуда его в средних широтах мала: весной и летом 2—3 гПа, осенью и зимой 1—2 гПа.
Рис. 6.3. Суточный ход давления водяного пара в тропическом океане и пустыне (г. Нукус) зимой и летом: Ае — отклонение от средних суточных значений
Годовая амплитуда давления пара тем больше, нем больше годовая амплитуда температуры. Следовательно, в континентальном климате она больше, чем в морском. Еще больше она в муссонных областях, где существует резкая противоположность между сухой зимой и влажным летом. Над океанами и в морском климате на суше, особенно в экваториальных областях, годовая амплитуда содержания пара мала.
12 слайд
7.СУТОЧНЫЙ И ГОДОВОЙ ХОД ОТНОСИТЕЛЬНОЙ ВЛАЖНОСТИ
Рис 6.5 Суточный ход относительной влажности в Иркутске в июле
Суточный ход относительной влажности ƒ= (е-100%)/Е зависит от суточного хода фактического парциального давления пара е и от суточного хода давления насыщенного пара Е. 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 Е. Поэтому суточный ход относительной влажности с достаточным приближением обратен суточному ходу температуры. При падении температуры относительная влажность растет, при повышении температуры - падает.
13 слайд
8.ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ВЛАЖНОСТИ ВОЗДУХА
Географическое распределение влажности воздуха зависит: 1) от испарения в каждом данном районе; 2) от переноса влаги воздушными течениями из одних мест Земли в другие.
Карта распределения среднего месячного давления водяного пара в январе (гПА)
14 слайд
Карта распределения среднего месячного распределения давления водяного пара в в июле (гПА)
Рис. 6.6. распределение зонального давления водяного пара зависимости от географической широты
15 слайд
Рис. 6.7. Распределение зональной относительной влажности в зависимости от
географической широты
16 слайд
9.ИЗМЕНЕНИЕ ВЛАЖНОСТИ С ВЫСОТОЙ
С высотой давление водяного пара убывает; убывает и абсолютная, и удельная влажность
Относительная влажность меняется с высотой менее закономерно. В общем, она с высотой убывает. Но на уровнях, где происходит облакообразование, относительная влажность, конечно, повышенная. В слоях с температурными инверсиями она уменьшается очень резко вследствие повышения температуры.
Зная распределение абсолютной влажности по высоте, можно подсчитать, сколько водяного пара содержится во всем столбе воздуха над единицей площади земной поверхности. Эту величину называют влагосодержанием атмосферного столба. В иностранной литературе эту величину называют precipitable water, т.е. водой, которая может быть осаждена. В среднем над каждым квадратным метром земной поверхности в воздухе содержится около 28,5 кг водяного пара. Напомним, что общая масса такого столба при среднем атмосферном давлении более 10 т (примерно в 300 раз больше массы водяного пара).
17 слайд
Распределение средней месячной относительной влажности в январе (в%)
18 слайд
Распределение средней месячной относительной влажности в июле (в%)
19 слайд
10.КОНДЕНСАЦИЯ В АТМОСФЕРЕ
Конденсация - переход воды из газообразного в жидкое состояние.
В атмосферных условиях происходит не только конденсация, но и сублимация - образование кристаллов, переход водяного
пара в твердое состояние.
Перистые облака
20 слайд
11.ЯДРА КОНДЕНСАЦИИ
Образование капель при конденсации в атмосфере всегда происходит на так называемых ядрах конденсации.
Важнейшими ядрами являются частички растворимых гигроскопических солей, особенно морской соли, которая всегда обнаруживается в воде осадков.
Различают: 1) наиболее мелкие ядра радиусом r< 0,1 мкм
(так называемые «ядра Айткена»), которые при наблюдающихся в
атмосфере пересыщениях в процессе конденсации не участвуют;
2) облачные ядра конденсации (г = 0,1-1,0 мкм); именно эти ядра
обеспечивают конденсацию в атмосфере;
3) гигантские ядра (г=1,0-5-3,5 мкм, т> 10-11 г), очень немногочисленные, но важные для образования крупных капель в облаках.
21 слайд
12.ОБЛАКА
В атмосфере в результате конденсации возникают скопления продуктов конденсации - капель и кристаллов, видимых простым глазом. Их называют облаками.
Смешанные облака
22 слайд
При конденсации непосредственно у земной поверхности скопления продуктов конденсации называют туманами.
Туманы Причерноморья
23 слайд
13.МИКРОСТРУКТУРА И ВОДНОСТЬ ОБЛАКОВ
По фазовому состоянию облачных элементов облака делятся на три класса.
Водяные (капельные) облака, состоящие только из капель. Они могут существовать не только при положительных температурах, но и при отрицательных (- 10°С и ниже). В этом случае капли находятся в переохлажденном состоянии, что в атмосферных условиях вполне обычно.
Смешанные облака, состоящие из смеси переохлажденных капель и ледяных кристаллов. Они могут существовать, как правило, при температурах от —10 до — 40°С.
Ледяные {кристаллические) облака, состоящие только из ледяных кристаллов. Они преобладают, как правило, при температурах ниже -30°С
Фото 1. Водяные облака
Водяные(капельные) облака
24 слайд
Смешанные облака
Ледяные (кристаллические) облака
25 слайд
14.МЕЖДУНАРОДНАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ ОБЛАКОВ
I. Перистые — Cirrus (Ci).
В современном варианте международной классификации облака делятся на десять основных форм (родов) по внешнему виду. В основных родах различают значительное число видов, разновидностей и дополнительных особенностей; различаются также промежуточные формы.
26 слайд
МЕЖДУНАРОДНАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ ОБЛАКОВ
II. Перисто-кучевые - Cirrocumulus (Cc).
Перисто-слоистые — Cirrostratus (Cs).
27 слайд
МЕЖДУНАРОДНАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ ОБЛАКОВ
Высококучевые — Altocumulus (Ac). V.
Высокослоистые — Altostratus (As).
28 слайд
МЕЖДУНАРОДНАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ ОБЛАКОВ
VI. Слоисто-дождевыеNimbostratus (Ns).
VII. Слоисто-кучевые - Stratocumulus (Sc).
29 слайд
МЕЖДУНАРОДНАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ ОБЛАКОВ
VIII. Слоистые — Stratus (St).
IX. Кучевые — Cumulus (Cu).
30 слайд
X. Кучево-дождевые — Cumulonimbus (Cb).
31 слайд
15.ОПИСАНИЕ ОСНОВНЫХ РОДОВ ОБЛАКОВ
Облака верхнего яруса.
Перистые облака выглядят как отдельные нити, гряды или полосы волокнистой структуры. Перисто-кучевые облака представляют собой гряды или пласты, состоящие из очень мелких хлопьев, шариков, завитков (барашков). Часто они напоминают рябь на поверхности воды или песка.
Перисто-слоистые облака - тонкая прозрачная белесоватая вуаль, частично или полностью закрывающая небосвод. Иногда они имеют волокнистую структуру. В этих облаках часто возникают оптические явления: гало или различные комбинации светлых дуг.
Облака среднего яруса.
Высококучевые облака представляют собой облачные пласты или гряды белого или серого цвета(или одновременно и того и другого).
Высокослоистые облака — светлый, молочно-серый облачный покров различной плотности, застилающий небосвод целиком или частично.
32 слайд
ОПИСАНИЕ ОСНОВНЫХ РОДОВ ОБЛАКОВ
Облака нижнего яруса.
Слоисто-дождевые облака имеют такое же происхождение, как и высокослоистые. Однако слой их более мощный (несколько километров). Эти облака находятся в нижнем, среднем и часто верхнем ярусах.
Слоисто-кучевые облака представляют собой гряды или слои серых или беловатых облаков, почти всегда имеющие более темные участки.
Слоистые облака - однородный серый слой капельного строения. Из них может выпадать морось.
Облака вертикального развития.
Кучевые облака — плотные с резко очерченными контурами отдельные облака, развивающиеся вверх в виде холмов, куполов, башен. Имеют ослепительно белые клубящиеся вершины (похожи на кочаны цветной капусты).
Кучево-дождевые облака образуются в результате дальнейшего развития кучевых облаков. Они представляют собой мощные кучевообразные массы, очень сильно развитые по вертикали в виде гор и башен. Часто простираются от нижнего до верхнего яруса.
33 слайд
16.СВЕТОВЫЕ ЯВЛЕНИЯ В ОБЛАКАХ
В ледяных облаках верхнего яруса, особенно в перисто-слоистых, возникают явления гало. К ним относятся световые круги радиусом 22 или 46 угловых градусов, центры которых совпадают с центром солнечного (или лунного) диска. Круги слабо окрашены в радужные цвета (красный внутри). Кроме этих основных форм гало наблюдаются ложные солнца - слегка окрашенные светлые пятна на одном уровне с солнцем и на угловом расстоянии от него также 22 или 46°. К основным кругам присоединяются иногда различные касательные дуги к ним. Наблюдаются еще неокрашенные вертикальные столбы, проходящие через солнечный диск, т.е. как бы продолжающие его вверх и вниз, а также неокрашенный горизонтальный круг на одном уровне с Солнцем.
Гало
34 слайд
СВЕТОВЫЕ ЯВЛЕНИЯ В ОБЛАКАХ
В тонких водяных облаках, состоящих из мелких однородных капель (обычно это высококучевые облака) и закрывающих диск светила, за счет дифракции возникают явления венцов. Венцы возникают также в тумане около искусственных источников света.
Венцы вокруг искусственных источников света малых размеров (по сравнению с дисками светил) имеют более богатые радужные цвета.
Глория подобна венцу, но возникает она не вокруг солнца или луны, а вокруг точки, прямо противоположной диску светила. Наблюдается глория на облаках, расположенных прямо перед наблюдателем или ниже его, т.е. в горах или с самолета.
Радуга наблюдается на фоне облаков, из которых выпадает дождь, если эти облака освещены Солнцем и, следовательно, расположены против него.
Радуга объясняется преломлением солнечных лучей при входе и выходе из капель, их отражением внутри капель и явлениями дифракции на каплях.
Радуга в горах
35 слайд
17.КУЧЕВООБРАЗНЫЕ ОБЛАКА
Рис. 6.8. Схема возникновения облаков конвекции
Различия в структуре и во внешнем виде облаков объясняются различиями в условиях их возникновения. Поэтому облака можно разделить на несколько генетических типов.
Различаются облака внутримассовые и фронтальные.
В неустойчивых воздушных массах (холодных, а летом над
сушей также и местных) облакообразование связано с сильно развитой конвекцией при неустойчивой стратификации. В результате адиабатического охлаждения воздуха в восходящих токах и возни
кают облака конвекции .
В холодных воздушных массах, движущихся над теплой поверхностью, облака конвекции возникают и над сушей, и над морем. Над сушей летом они развиваются также в местных воздушных.
36 слайд
18.ВОЛНООБРАЗНЫЕ ОБЛАКА
Рис. 6.9. Схема возникновения волнообразных облаков
Облака растянуты в горизонтальном направлении и часто обнаруживают волновую структуру, поэтому и называются волнообразными.
Волнообразные облака в суточном ходе имеют максимум повторяемости ночью. Слоистые облака особенно характерны для ночного времени и для холодного сезона.
37 слайд
19.СЛОИСТООБРАЗНЫЕ ОБЛАКА
С фронтами связаны облака упорядоченного крупно масштабного восходящего движения.
Облачная система упорядоченного восходящего движения особенно хорошо выражена на теплом фронте.
На фронтах возможно образование облаков и некоторых других типов. Например, для холодного фронта характерны перисто-кучевые облака, для фронта окклюзии типичны разнообразные виды высококучевых облаков. Летом над сушей кучево-дождевые облака нередко развиваются и на теплом фронте.
Фронтальные облака могут усиливаться при приближении фронта к горному хребту. При подъеме воздушного течения по горному склону в нем могут развиваться и самостоятельные орографические облака, чаще всего кучево образные.
Фронтальная облачность в наименьшей степени обнаруживает суточный ход. Но все же днем она немного усиливается.
Во внетропических широтах преобладают облака упорядоченного восходящего движения. В тропиках основное место принадлежит облакам конвекции.
Москва Высококучевые слоистообразные
38 слайд
20.ОБЛАЧНОСТЬ, ЕЕ СУТОЧНЫЙ И ГОДОВОЙ ХОД
Рис. 6.10. Суточный ход облачности в Потсдаме
Степень покрытия небесного свода облаками называют
количеством облаков или облачностью.
Суточный ход облачности сложен и в большей степени за
висит от родов облаков.
В годовом ходе облачность в разных климатических областях меняется по-разному.
39 слайд
21.ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ОБЛАЧНОСТИ ПО НАЗЕМНЫМ ДАННЫМ
Средние годовые значения облачности в разных широтных зонах над сушей и над морем составляют:
40 слайд
Средняя облачность в январе г. Москва 2012 г.
41 слайд
Средняя облачность в марте г. Москва 2010 г.
42 слайд
22.ГЛОБАЛЬНОЕ ПОЛЕ ОБЛАЧНОСТИ ПО ДАННЫМ МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИХ СПУТНИКОВ
43 слайд
23.ПРОДОЛЖИТЕЛЬНОСТЬ СОЛНЕЧНОГО СИЯНИЯ
Продолжительностью солнечного сияния называется время, в течение которого прямые солнечные лучи освещают земную поверхность. На метеорологических станциях она измеряется гелиографами, которые основаны обычно на том, что под действием фокусированных солнечных лучей остается либо прожог на специальной бумажной ленте прибора, либо след на фотобумаге.
Продолжительность солнечного сияния, как в часах, так
и в процентах от возможного возрастает от полярных широт к
тропикам. В Арктике относительная продолжительность не превышает 25%, в Северной Европе - около 40, в Италии - 50, вМадриде - 65%. Продолжительность солнечного сияния достигает максимума в субтропических пустынях. Например, в Аризонеона составляет в среднем годовом 88%, а в июне даже 97% от
возможной. В дождливых областях вблизи экватора продолжительность снижена до 35%. Очень велика относительная продолжительность солнечного сияния в Восточной Антарктиде.
Максимум солнечного сияния в центральной части Европы в среднем годовом приходится на 12-13 ч; летом - на10-11 ч, зимой - на 13-14 ч. На горных вершинах максимум солнечного сияния отмечается на два часа раньше, а в тропиках
приходится на 8-9 ч.
44 слайд
24.ДЫМКА, ТУМАН, МГЛА
Воздух часто представляется замутненным вследствие наличия в нем различных примесей и мельчайших продуктов конденсации. Примеси рассеивают проходящий свет и приводят к ухудшению видимости. Если помутнение воздуха невелико (дальность видимости 1-10 км), оно называется дымкой. Помутнение вызывают микроскопические частицы - капли (или кристаллы) и пылинки. Помутнение на высоких уровнях придает небесному своду белесоватость.
Туманом называют скопление продуктов конденсации
(капель, кристаллов или тех и других) у земной поверхности и связанное с ним сильное помутнение воздуха, при котором дальность
видимости становится менее 1 км.
Если сильное помутнение вызвано не продуктами конденсации, а твердыми частицами, то оно называется мглой. Мгла особенно часто возникает в районах эродированных почв и пыльных бурь в пустынных и степных районах, а также в результате задымления воздуха при лесных пожарах и над промышленными городами.
45 слайд
25.УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ ТУМАНОВ
Туманы охлаждения и туманы испарения
Туман возникает в том случае, когда у земной поверхности создаются благоприятные условия для конденсации водяного пара. Нужные для этого ядра конденсации существуют в воздухе всегда.
В зависимости от причин образования туманы делят на два основных класса: туманы охлаждения и туманы испарения. Первые абсолютно преобладают.
Туманы, которые при этом возникают, называются адвективными. Во-вторых, воздух может охлаждаться при радиационном охлаждении подстилающей поверхности. Такие туманы называются радиационными. В-третьих, охлаждение может происходить под влиянием обоих факторов. Туманы, возникающие в этом случае, называются адвективно-радиационными.
Радиационные туманы бывают двух типов: поземные и высокие.
Туман — атмосферное явление , скопление воды в воздухе.
Туманная дымка над рекой
46 слайд
26.ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ТУМАНОВ
Причины частых туманов - перенос теплых воздушных масс на холодную поверхность льда и перемещение холодного воздуха со льда или с холодной суши на открытую воду. Высока повторяемость туманов и над водами Южного океана в высоких широтах. В умеренных широтах Северного полушария наиболее часто туманы наблюдаются в районе Ньюфаундленда (до 80 дней и более), где они связаны с переносом воздуха с теплых вод Гольфстрима на холодные воды Лабрадорского течения. В субтропических широтах Южного полушария особенно богаты туманами (также до 80 дней и более) прибрежные пустыни Южной Африки и Южной Америки и омывающие их воды. Теплый воздух здесь распространяется на холодные океанические течения. Мало туманов во внутренних частях материков, особенно в пустынях, где содержание водяного пара в воздухе невелико, а температуры высокие. Мало туманов в Сибири и Канаде. Здесь в теплое лето воздух далек от насыщения, а в холодную зиму влажность воздуха настолько мала, что даже при насыщении туманы редко образуются.
47 слайд
27.ОСАДКИ, ВЫПАДАЮЩИЕ ИЗ ОБЛАКОВ (КЛАССИФИКАЦИЯ ОСАДКОВ)
При определенных условиях из облаков выпадают осадки, т.е. капли или кристаллы достаточно крупных размеров, которые не могут удерживаться в атмосфере во взвешенном состоянии. Наиболее типичны и важны дождь и снег.
Из облаков упорядоченного восходящего движения (слоисто-дождевых и высокослоистых), связанных с фронтами, выпадают обложные осадки.
Из кучево-дождевых облаков, связанных с конвекцией, выпадают интенсивные, но малопродолжительные ливневые осадки.
Кроме обложных и ливневых осадков различают еще осадки моросящие. Это внутримассовые осадки, выпадающие из слоистых и слоисто-кучевых облаков, типичных для теплых или местных устойчивых воздушных масс.
Морось - жидкие осадки, состоящие из капель диаметром порядка 0,5—0,05 мм с очень малой скоростью падения. Они легко переносятся ветром в горизонтальном направлении.
Снег - твердые осадки, состоящие из сложных ледяных кристаллов (снежинок). Формы их очень разнообразны и зависят от условий образования.
ОСАДКИ
48 слайд
28.ОБРАЗОВАНИЕ ОСАДКОВ
Дождь
Осадки выпадают в том случае, если хотя бы часть элементов, составляющих облако (капель или кристаллов), по каким-то причинам укрупняется. Когда облачные элементы становятся настолько тяжелыми, что сопротивление и восходящие движения воздуха больше не могут удерживать их во взвешенном состоянии, они выпадают из облака в виде осадков.
Снег
Град
49 слайд
50 слайд
29.ИСКУССТВЕННЫЕ ВОЗДЕЙСТВИЯ НА ОБЛАКА
Выпадение осадков прямо не связано с вертикальной протяженностью и водностью облаков. Конечно, чем больше вертикальная протяженность облаков, тем больше вероятность того, что они достигнут уровня оледенения и из них начнут выпадать осадки. Чем больше водность облаков, тем интенсивнее должны быть осадки.
Чаще всего в облаках рассеивают твердую углекислоту с очень низкой температурой. Это вызывает замерзание некоторых капель, что приводит к возникновению тех зародышевых ледяных ядер, которые дают начало выпадению осадков. Дальше процесс развивается уже в виде цепной реакции.
Другой распространенный способ - введение в облака паров йодистого серебра (Agl), которые, охлаждаясь, образуют в воздухе ультрамикроскопические кристаллы. При температурах ниже -4°С они являются в облаке ядрами кристаллизации: на них растут ледяные кристаллы. Есть и другие химические реагенты, приводящие к замерзанию облачных элементов и, как следствие, к выпадению осадков.
Практическое значение получил в нашей стране и в некоторых странах за рубежом метод искусственного воздействия на градовые кунево-дождевые облака, служащие источником опасных для народного хозяйства градобитий. Метод основан на введении в зону накопления переохлажденных капель большого количества искусственных ядер кристаллизации йодистого серебра.
51 слайд
30.ЭЛЕКТРИЧЕСТВО ОБЛАКОВ И ОСАДКОВ
Средний заряд капель в туманах - от десятков до тысяч элементарных зарядов (элементарным зарядом называют заряд электрона). К условиям в туманах, по-видимому, близки и условия в мелкокапельных облаках, не дающих осадков.
Дожди значительно чаще выпадают на земную поверхность с положительными зарядами; относительно снега сведения менее определенные.
Разделение зарядов в кучево-дождевых облаках, т.е. скопление электричества одного знака в одной части облака, а противоположного - в другой, приводит к огромным значениям напряженности электрического поля атмосферы в облаках и между облаками и Землей.
52 слайд
31.ГРОЗА
Фронтальные грозы
Типичное развитие кучево-дождевых облаков и выпадение из них осадков связано с мощными проявлениями атмосферного электричества, а именно с многократными электрическими разрядами в облаках или между облаками и Землей. Такие разряды искрового характера называют молниями, а сопровождающие их звуки - громом. Весь процесс, часто сопровождаемый еще и кратковременными усилениями ветра - шквалами называется грозой. По происхождению грозы делятся на внутримассовые и фронтальные.
Внутримассовые грозы наблюдаются двух типов: в холодных воздушных массах, перемещающихся на теплую земную поверхность, и над прогретой сушей летом (местные, или тепловые, грозы).
Фронтальные грозы связаны главным образом с холодными фронтами где теплый воздух вытесняется вверх продвигающимся вперед холодным воздухом.
53 слайд
32.МОЛНИЯ И ГРОМ
Молния
Необходимым условием грозы является возникновение очень больших разностей электрического потенциала в облаках, или между облаками, или между облаками и земной поверхностью. Это возможно при сильной электризации облаков.
Молния состоит из нескольких, иногда многих последовательных разрядов - импульсов, следующих по одному и тому же пути, называемому каналом молнии.
Освещение облаков невидимыми молниями при отдаленной грозе (когда не слышен гром) носит название зарниц.
54 слайд
33.ШАРОВАЯ МОЛНИЯ. ОГНИ СВЯТОГО ЭЛЬМА
Шаровая молния
Шаровая молния - светящийся шар диаметром в десятки сантиметров, перемещающийся вместе с ветром или вообще с током воздуха (если попадает внутрь помещения). При соприкосновении с наземными предметами он может взорваться.
При достаточно больших разностях потенциалов в атмосфере кроме искровых разрядов наблюдается истечение электричества с остроконечных предметов (с остриев), которое иногда сопровождается свечением. Эти тихие (или сопровождающиеся слабым треском) разряды называют огнями святого Эльма. Они могут наблюдаться и в отсутствии грозовых облаков, особенно при метелях и пыльных бурях, наиболее часто в горах.
55 слайд
Огни святого Эльма
56 слайд
34.НАЗЕМНЫЕ ГИДРОМЕТЕОРЫ
Роса
Росой называются мельчайшие капли воды, образовавшиеся в процессе конденсации на земной поверхности, особенно на траве, а также на горизонтальных поверхностях предметов, вечером и ночью в теплое время года. Роса возникает на самой поверхности предметов при отсутствии тумана.
Жидким налетом называется пленка воды, возникающая на холодных, преимущественно вертикальных поверхностях в пасмурную и ветреную погоду.
Твердый налет возникает на вертикальных поверхностях, особенно каменных (стены, цоколи зданий), с наветренной стороны при таких же условиях, как и жидкий налет, но при температурах ниже нуля.
Изморозью называют рыхлые белые кристаллы, нарастающие на ветвях деревьев, на хвое, проводах, проволочных изгородях и других тонких предметах.
57 слайд
35.ГОЛОЛЕД И ОБЛЕДЕНЕНИЕ САМОЛЕТОВ
Обледенение самолетов.
Образование слоя плотного льда на земной поверхности и на предметах в результате намерзания капель переохлажденного дождя, мороси или обильного тумана называется гололедом.
Образование гололеда (как и твердого налета) может про
исходить также на самолетах. Это явление называют обледенением самолетов.
58 слайд
36.ХАРАКТЕРИСТИКА РЕЖИМА ОСАДКОВ
Измерение осадков на метеорологических станциях про
изводится простыми приборами — дождемерами (осадкомерами).
длительного времени.
Количество осадков, выпавших в том или ином месте за определенное время, выражается в миллиметрах слоя выпавшей воды.
Для характеристики климата подсчитывают многолетние средние количества (суммы) осадков по месяцам и за год.
В дополнение к средним суммам осадков подсчитывают еще среднее число дней с осадками за месяц и за год, среднюю месячную и годовую продолжительность осадков в часах, общую продолжительность в течение дня с осадками, а также вероятность осадков, т.е. отношение числа часов с осадками к общему числу часов в месяце или в году и вероятность осадков для различных градаций их количества.
Определяют среднюю интенсивность осадков в миллиметрах за сутки с осадками, а также интенсивность осадков в миллиметрах за минуту или за час для осадков различной продолжительности.
59 слайд
дождемер (осадкомер).
60 слайд
37.СУТОЧНЫЙ ХОД ОСАДКОВ
Для определения суточного хода количества осадков выражают осадки, выпавшие за определенный часовой интервал суток, в процентах от общего суточного количества.
На суше различают два основных типа суточного хода осадков - континентальный и береговой, которыми, однако, не ограничивается все разнообразие явлений. В связи с местными условиями наблюдаются многочисленные отступления от этих типов и их усложнения.
61 слайд
38.ГОДОВОЙ ХОД ОСАДКОВ
Рис. 6.11. Распределение сезонов с осадками в различных широтах Северного полушария
Экваториальный тип. Вблизи экватора (примерно до 10° широты в каждом полушарии) в году имеются два дождливых сезона, разделенных сравнительно сухими сезонами.
Тропический тип. По мере приближения к внешним границам тропического пояса два максимума в годовом ходе температуры сливаются в один — летний.
Тип тропических муссонов. В тех районах тропиков, где
хорошо выражена муссонная циркуляция (например, Индия,
юго-восточный Китай, район Гвинейского залива, Северная Австралия).
Средиземноморский тип. В субтропических широтах на
островах и в западных частях материков также наблюдается различие (иногда очень резкое) между влажным и сухим сезонами.
Внутриматериковый тип умеренных широт. Внутри материков в умеренных широтах максимум осадков приходится на лето, минимум — на зиму при преобладании антициклонов.
Морской тип умеренных широт. В умеренных широтах в
западных частях материков циклоны чаще бывают зимой, чем летом.
Муссонный тип умеренных широт. В муссонных районах
умеренных широт, преимущественно на востоке материка Азии, максимум осадков приходится на лето, как и внутри материка, а минимум — на зиму.
Полярный тип. Годовой ход осадков полярного типа над
материками характеризуется летним максимумом, так как летом
влажность воздуха, выше, чем зимой, а интенсивность циклони
ческой деятельности не очень сильно меняется в течение года.
62 слайд
39.ПОКАЗАТЕЛЬ НЕРАВНОМЕРНОСТИ ОСАДКОВ
Степень неравномерности в годовом распределении осадков можно охарактеризовать некоторым числовым индексом — показателем неравномерности (или показателем периодичности):
63 слайд
40.ИЗМЕНЧИВОСТЬ СУММ ОСАДКОВ. ЗАСУХИ
Изменчивость месячных и годовых сумм осадков весьма значительна, особенно в условиях континентального климата. Изменчивость месячных сумм больше, чем годовых (карта)
64 слайд
41.ПРОДОЛЖИТЕЛЬНОСТЬ И ИНТЕНСИВНОСТЬ ОСАДКОВ
Продолжительность твердых осадков
На европейской части России число дней с осадками в году 200-220 на севере, 180-190 на западе и 120—140 на востоке средней полосы, 70-100 на юге Украины и в северном Крыму, 120-140 на Черноморском побережье Кавказа и на Южном берегу Крыма, 50-60 в Прикаспийской низменности. В Москве в году 187 дней с осадками.
65 слайд
42.ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ОСАДКОВ
Распределение средних годовых осадков
Распределение осадков связано с распределением облачности и температуры и, следовательно, также обладает зональностью.
66 слайд
6.12. Распределение средних зональных составляющих водного баланса с широтой: 1 — осадки, 2 — испарение, 3 — сток
67 слайд
43.ХАРАКТЕРИСТИКИ УВЛАЖНЕНИЯ
Для оценки условий увлажнения нужно учитывать не только выпадающие осадки, но и возможность их испарения.
Испаряемостью называют величину испарения, возможную в данной местности при неограниченном запасе влаги. Она зависит от всего комплекса климатических условий местности, в первую очередь от температуры. Поэтому естественно характеризовать условия увлажнения за год, за месяц или за сезон отношением суммы осадков R к испаряемости ЕИ за тот же период. Такое отношение, выраженное в процентах, называют коэффициентом увлажнения:
68 слайд
44.ВОДНЫЙ БАЛАНС НА ЗЕМНОМ ШАРЕ
Водный баланс земного шара в среднем за год.
Осадки, испарение и сток являются составляющими водного баланса на земной поверхности.
На всем земном шаре за год выпадает 577 тыс. км3 осадков, т.е. средняя высота слоя осадков — 1130 мм. Из них 458 тыс. км3 выпадает над Мировым океаном, давая среднюю высоту слоя воды 1270 мм, и 119 тыс. км3 — над сушей, со средней высотой слоя воды 800 мм. Таким образом, 21% всех осадков выпадает над сушей и 79% над океаном, хотя он занимает лишь 71% всей площади земной поверхности. Почти половина всех осадков выпадает между 20° с.ш. и 20° ю.ш. На обе полярные зоны приходится только 4% осадков.
69 слайд
45.ВНЕШНИЙ И ВНУТРЕННИЙ ВЛАГООБОРОТ
Выпадение осадков на ограниченной территории суши за счет водяного пара, испарившегося с этой территории, называется внутренним влагооборотом для данной территории. Выпадение осадков из водяного пара, принесенного извне, называется внешним влагооборотом.
Подсчитано, что на территории европейской части России и Украины в среднем за год только 10% осадков выпадает за счет воды, испарившейся с данной территории, т.е. выпадает в процессе внутреннего влагооборота. Остальные 90% осадков выпадают за счет водяного пара, попавшего в воздух за границами этой территории, в особенности испарившегося над Атлантическим океаном. В 10% оценивается и доля внутреннего влагооборота в бассейне Миссисипи. Это значит, что внутренний влагооборот даже для значительной территории суши ненамного увеличивает общее количество осадков
70 слайд
46.СНЕЖНЫЙ ПОКРОВ
При устойчивых отрицательных температурах воздуха
снег, выпавший на земную поверхность, остается лежать на ней в виде снежного покрова (карта XXV). В высоких полярных широ
тах (Антарктида, Гренландия, Арктический бассейн) снежный
покров сохраняется круглый год. В умеренных и тропических
широтах снег удерживается круглый год только на больших высотах в горах. На равнинах умеренных широт снежный покров стаивает весной и устанавливается вновь осенью.
карта XXV. Число дней по снежны покрова в России
71 слайд
47.КЛИМАТИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ СНЕЖНОГО ПОКРОВА
Снежный покров - продукт атмосферных процессов и, следовательно, климата, но в то же время он сам влияет на климат, как и на другие составляющие географического ландшафта. Температура на поверхности снежного покрова ниже, чем на поверхности почвы, не покрытой снегом, так как снег обладает исключительно высоким альбедо (80-90%).
72 слайд
48.СНЕГОВАЯ ЛИНИЯ
Снеговой линией (снеговой границей) называют границу в горах, выше которой круглый год сохраняется снежный покров (в многолетнем среднем). Это значит, что годовой приход твердых атмосферных осадков выше этой линии равен их расходу путем таяния и сползания ледников.
С увеличением континентальности климата, т.е. с повышением летних температур и с общим уменьшением осадков, снеговая линия повышается.
73 слайд
еговая лин
СНЕГОВАЯ ЛИНИЯ.
74 слайд
49.МЕТЕЛИ
Общая метель и низовая метель
Метелью называется атмосферное явление, состоящее в переносе снега более или менее сильным ветром. Различают несколько типов метелей.
Низовая метель, при которой снег поднимается ветром с поверхности снежного покрова. Если перенос снега ветром ограничивается самым нижним слоем атмосферы, непосредственно над
снежным покровом (несколько сантиметров или дециметров), явление называют поземком.
Общая метель, когда снег выпадает при достаточно сильном ветре и практически нельзя различить, в какой мере ветер переносит выпадающий снег, а в какой мере он срывает снег
с поверхности снежного покрова.
75 слайд
Список литературы
Хромов С.П., Петросянц М.А. Метеорология и климатология. – М.: Наука, 2006
Рабочие листы
к вашим урокам
Скачать
6 663 247 материалов в базе
Настоящий материал опубликован пользователем Усеинова Вероника Валерьевна. Инфоурок является информационным посредником и предоставляет пользователям возможность размещать на сайте методические материалы. Всю ответственность за опубликованные материалы, содержащиеся в них сведения, а также за соблюдение авторских прав несут пользователи, загрузившие материал на сайт
Если Вы считаете, что материал нарушает авторские права либо по каким-то другим причинам должен быть удален с сайта, Вы можете оставить жалобу на материал.
Удалить материал
Ваша скидка на курсы
40%
Курс профессиональной переподготовки
500/1000 ч.
Курс повышения квалификации
72 ч.
Курс повышения квалификации
36 ч. — 144 ч.
Курс повышения квалификации
36 ч. — 180 ч.
Мини-курс
4 ч.
Мини-курс
4 ч.
Оставьте свой комментарий
Авторизуйтесь, чтобы задавать вопросы.