Скачать презентацию Лекция 12 Вода в атмосфере 1 Абсолютная и
Лекция 12 ОЗ Вода.ppt
- Количество слайдов: 36
Скачать презентацию Лекция 12 Вода в атмосфере 1 Абсолютная и
Скачать презентацию Лекция 12 Вода в атмосфере 1 Абсолютная и
Лекция 12 Вода в атмосфере 1. Абсолютная и относительная влажность воздуха. Источники, значение, распространение. 2. Осадки. Зависимость осадков от природных факторов, зональность. Области максимального и минимального увлажнения, причины. 3. Климатические пояса. Типы климатов (по Б. П. Алисову), их основные свойства.
Влажность воздуха – содержание водяного пара в воздухе; влагосодержание – содержание воды в трех агрегатных состояниях. Влажность воздуха определяется следующими показателями. Абсолютная влажность воздуха (а) – реальное количество водяного пара в 1 м 3 воздуха, г/м 3. В единицах давления ей соответствует фактическая упругость водяного пара (е), г. Па. Значения а и е близки, при температуре 16, 4 °С совпадают. С увеличением температуры абсолютная влажность увеличивается, так как теплый воздух может содержать больше водяных паров. Максимальная влажность (А) – предельное содержание водяных паров при данной температуре, г/м 3. В единицах давления ей соответствует упругость насыщения (Е), г. Па. При увеличении температуры максимальная влажность как расчетная теоретическая величина растет быстрее, чем абсолютная влажность: t, °С -30 -20 -10 0 10 20 30 А, г/м 3 0, 44 1, 08 2, 35 4, 86 9, 41 17, 32 30, 38
Относительная влажность (r) – отношение абсолютной влажности к максимальной, выраженное в процентах, или отношение фактической упругости водяного пара к упругости насыщения: При повышении температуры относительная влажность понижается, так как с ростом температуры быстрее растет максимальная влажность. Дефицит влажности (Д) – разность между максимальной влажностью и абсолютной, г/м 3, или между упругостью насыщения и фактической упругостью водяного пара, г. Па: Д = А - а, Д = Е - е. Точка росы – температура, при которой воздух становится насыщенным при данном содержании водяного пара и неизменном давлении. При достижении температуры точки росы в воздухе начинается конденсация водяных паров.
Суточные и годовые колебания абсолютной и относительной влажности В природных условиях наблюдается два типа суточного хода абсолютной влажности. Первый тип характерен для океанов: в этом типе максимум абсолютной влажности наблюдается в середине дня, минимум – перед восходом Солнца.
Второй тип формируется над сушей. Здесь выделяется два максимума: в 9– 10 ч и 20– 21 ч. Первый максимум обусловлен быстрым испарением в связи с нагревом поверхности, второй – ослаблением конвекции продолжающемся испарении. В середине дня абсолютная влажность понижается, так как в результате конвекции влажный воздух поднимается вверх, а на его место приходит более сухой. Общее понижение абсолютной влажности наблюдается ночью.
В суточном ходе относительной влажности наблюдаются один максимум перед восходом Солнца и один минимум в 15 – 16 ч.
Годовой ход абсолютной и относительной влажности имеет простой режим. Максимум в годовом ходе абсолютной влажности приходится на лето, минимум – на зимние месяцы. Относительная влажность имеет годовой ход, обратный годовому ходу температур: максимум приходится на зиму, минимум – на лето.
Географическое распределение влажности n n зависит от температуры воздуха, испарения и переноса паров воды. Абсолютная влажность уменьшается от экватора к полярным широтам: на экваторе она равна 25 – 30 г/м 3, в тропических широтах – 20 г/м 3, в умеренных широтах – 5– 10 г/м 3, в полярных – около 1 г/м 3 воздуха. Относительная влажность n в экваториальных и полярных широтах составляет 85– 90%: на экваторе изза большого количества осадков и испарения, а в полярных широтах из-за низких температур; n в умеренных широтах летом относительная влажность равна 60%, зимой она возрастает до 75– 80%; n самая низкая относительная влажность в тропиках на материках – 30– 40%, летом может уменьшиться до 10%.
Испарение и испаряемость Водяной пар поступает в атмосферу в результате испарения с поверхности суши и океана и транспирации растений. Испарение воды происходит при любой температуре, но с повышением температуры скорость испарения возрастает. Испарение и транспирация составляют суммарное испарение. Испарение – процесс перехода воды из жидкого состояния в газообразное. Одновременно идет обратный процесс – водяной пар переходит в жидкость, испарение идет тогда, когда первый процесс преобладает. В процессе испарения молекулы воды преодолевают силы молекулярного притяжения и вылетают в воздух. Следствием этого является понижение температуры жидкости. Для испарения 1 г воды при температуре 0°С требуется энергия в 2495 Дж, а 1 г льда – 2830 Дж. На Земле на испарение воды затрачивается огромное количество теплоты: 12 * 1023 Дж/год, или 25% всей солнечной энергии, достигающей поверхности Земли.
Транспирация
Интенсивность испарения определяется количеством воды в граммах, испаряющимся с 1 см 2 поверхности в 1 с. Скорость испарения увеличивается с ростом температуры, дефицита влажности, скорости ветра и с уменьшением давления. Зависимость испарения от комплекса метеорологических условий выражается формулой Дальтона где W – скорость испарения, г/(см 2 • с); а – коэффициент, зависящий от скорости ветра; (Е - е) – дефицит влажности; р – давление.
Скорость испарения с поверхности морей и океанов немного меньше по сравнению со скоростью испарения с поверхности пресноводных водоемов, так как испарение идет не из чистой воды, а из раствора. Особой сложностью отличается испарение с суши. Плотная почва с тонкими капиллярами испаряет больше влаги, чем рыхлая. Следовательно, глинистые почвы испаряют больше влаги, чем песчаные. Почвы темные теряют влаги больше, чем светлые. На вершинах холмов, где скорость ветра больше, испарение идет быстрее. Растительный покров предохраняет почву от нагревания солнечными лучами, увеличивает влажность воздуха, что заметно снижает испарение. Однако сами растения испаряют много влаги. На кронах задерживается до 30% осадков, которые затем испаряются. Корни растений подают влагу из почвы к листьям, обеспечивая большую транспирацию. Следовательно, суммарное испарение с поверхности, покрытой растительностью, больше.
Суточный ход испарения параллелен суточному ходу температур. Наибольшее испарение наблюдается в середине дня, минимум – в ночные часы. В годовом ходе испарения максимум приходится на лето, минимум наблюдается зимой. Величина испарения распределяется зонально по поверхности Земли. n Максимальное испарение наблюдается в тропических широтах над океанами – 3000 мм/год, на суше величина испарения в тропических пустынях резко сокращается до 100 мм/год. n На экваторе на суше и океане величина испарения примерно одинакова – 1500– 2000 мм/год. n В лесной зоне умеренных широт испарение составляет 600 мм/год, в пустынях уменьшается до 100 мм/год. n Минимальное испарение характерно для полярных широт – 100 мм/год.
Испаряемость – максимально возможное испарение при неограниченных запасах воды. Испарение и испаряемость совпадают над океанами, над сушей испарение всегда меньше испаряемости. Максимальная испаряемость характерна для суши тропических широт: 2500– 3000 мм в Северном полушарии, 2000 мм в Южном. В экваториальных широтах испаряемость равна 1500 мм/год, в умеренных широтах – 450– 600 мм/год, в полярных широтах – менее 200 мм/год.
Конденсация водяного пара Поднимаясь, водяной пар достигает уровня конденсации и переходит в жидкое состояние. Та высота, на которой воздух достигает предела насыщения, называется уровнем конденсации. Кроме испарения в воздухе может начаться сублимация – переход водяного пара в твердое состояние минуя жидкую фазу. Сублимация происходит при температуре около -10 °С. Конденсация начинается при достижении температуры точки росы и при наличии ядер конденсации.
Охлаждение воздуха до точки росы наблюдается при соприкосновении воздуха с холодной земной поверхностью, вследствие непосредственного излучения тепла или при адиабатических процессах. Ядра конденсации – мельчайшие частички растворимых и нерастворимых в воде веществ. Они являются центрами, вокруг которых происходит процесс конденсации. К нерастворимым ядрам конденсации относятся твердые частицы почвы, частицы дыма, органических веществ. Растворимые ядра конденсации – это морская соль, попадающая в воздух при морском волнении. Соль легко притягивает воду, при этом образуется концентрированный раствор. Обнаружено, что в чистом воздухе с малым количеством ядер конденсации процесс конденсации затруднен даже при достижении относительной влажности 100 %. Конденсация может происходить на поверхности Земли и в атмосфере. В первом случае образуются гидрометеоры, во втором – облака и туманы.
Гидрометеоры поверхностью. относятся роса, жидкий налет, является особым осадков. К гидрометеорам иней, твердый и изморозь. Гололед типом атмосферных Роса – капельки воды, образующиеся в летнее время года, когда поверхность охлаждается до точки росы, но не до отрицательной температуры. Водяной пар при соприкосновении с холодными предметами (трава, почва) конденсируется – образуется роса. Днем роса испаряется.
Иней – твердый белый осадок, появляющийся в случае заморозков на почве. При этом водяной пар, соприкасаясь с холодной поверхностью, имеющей отрицательную температуру, сублимируется на ней в виде кристаллов. Благоприятными условиями для образования росы и инея служат малая облачность, котловинность рельефа и продолжительность ночей. Наиболее обильные росы наблюдаются во второй половине лета и в начале осени, когда абсолютная влажность воздуха велика, а ночное выхолаживание почвы значительно. В Московской области за лето «выпадает» в среднем за счет росы 20 мм влаги. Следовательно, при образовании росы среднесуточная температура воздуха и точка росы положительные, при образовании инея среднесуточная температура положительная, а точка росы отрицательная. Иней
Жидкий и твердый налеты образуются в холодную половину года при вторжении теплого воздуха. Если температура воздуха чуть выше нуля, то при соприкосновении водяного пара с холодными предметами (вертикальные стенки, ветви деревьев) образуется тонкая пленка воды – жидкий налет, если его температура ниже нуля, появляется корка льда – твердый налет.
Изморозь – белый рыхлый легко осыпающийся осадок, похожий на бахрому, образуется зимой в туманную погоду на деревьях, проводах. Изморозь может образоваться при соприкосновении водяного пара с предметами или при намерзании капелек воды. В первом случае изморозь называется кристаллической, во втором – зернистой. Толщина изморози небольшая, около 1 см, опасности она не представляет.
Гололед – слой гладкого прозрачного льда на земле, деревьях, проводах, мощность его может достигать метра. Образуется зимой при выпадении переохлажденного дождя. При гололеде увеличивается число дорожных происшествий, в воздухе происходит обледенение самолетов. От гололеда следует отличать гололедицу – явление подмораживания воды и мокрого снега ночью после оттепели.
Туманы Конденсация водяного пара в атмосфере приводит к образованию туманов и облаков. Туманы возникают в приземном слое воздуха, облака – в свободной атмосфере. Туман – скопление в приземном слое атмосферы капелек воды или кристаллов льда, понижающих горизонтальную видимость до 1 км. Размеры капелек в тумане колеблются от 2 до 100 мкм (1 мкм = 10 -6 м). Менее плотная взвешенная в воздухе система капель, при которой горизонтальная видимость больше 1 км, называется дымкой. В дымке капельки имеют меньшие размеры. Если в воздухе скапливаются продукты горения, образуется мгла. Туман может быть как при положительных, так и при отрицательных температурах, в последнем случае капли находятся в переохлажденном состоянии. По условиям образования туманы делятся на n туманы охлаждения, n туманы испарения n городские туманы.
Туманы охлаждения появляются в результате радиационного охлаждения поверхности, а от нее и воздуха, ночью в малооблачную погоду. Такие туманы называются радиационными. Летом туманы образуются в долинах рек, в днищах балок, где влажность выше, а температура воздуха падает гораздо быстрее, чем на холмах. С восходом Солнца радиационные туманы быстро разрушаются. Зимой и осенью охлаждение может продолжаться круглые сутки и туманы распространяются на большие площади. Адвективные туманы появляются в результате вторжения теплой воздушной массы на холодную подстилающую поверхность: при этом теплый воздух охлаждается до точки росы. Наиболее холодными становятся нижние слои воздуха, создается инверсия и устойчивая стратификация воздуха. Такие туманы могут сохраняться несколько суток. Наблюдаются адвективные туманы на границе теплых и холодных течений; на морских побережьях – в зимнее время при перемещении более теплого воздуха с моря.
Туманы испарения возникают при наличии более теплой поверхности по сравнению с воздухом. Пары воды при поступлении в воздух охлаждаются и конденсируются. Зимой туманы испарения появляются над открытыми водными пространствами – полыньями, водопадами, теплыми течениями. Городские туманы (смог) – туманы, смешанные с дымом и газами. Они характерны для крупных промышленных районов, городов с большим количеством автомашин. Выделяют влажный Лондонский (туман с продуктами горения), сухой Лос-Анджелесский (выхлопы автомашин) и ледяной Аляскинский смог. Сейчас смог появился в крупных городах России: в Москве – смог от автомашин, в Якутске – смог зимой из-за отопительных систем. Туманы имеют суточный и годовой ход. Минимум повторяемости туманов наблюдается днем, максимум – ночью и утром. В годовом ходе над континентами максимум образования туманов характерен для зимнего сезона, над морями – для весны, когда поверхность морей наиболее холодная. Наиболее часты туманы в Арктике (до 80 дней); в умеренных широтах наибольшее число дней с туманами наблюдается около острова Ньюфаундленд (80 дней), над Курильскими островами (40 дней); над сушей в умеренных широтах повторяемость дней с туманами небольшая – 10 – 20 дней, в центрах материков – меньше. В тропических широтах у западных берегов материков отмечается до 40 дней с туманами, в пустынях в центре материков до 5 дней. В экваториальных широтах наблюдается до 20 дней с туманами.
Облака – видимое скопление продуктов конденсации в виде капелек воды и кристаллов льда на некоторой высоте в атмосфере. Капельки и кристаллы в облаке очень малы, они удерживаются восходящими потоками воздуха. Облака переносятся воздушными потоками на большие расстояния. Нижняя граница облаков определяется уровнем конденсации, верхняя – уровнем конвекции и может находиться на высоте до 20 км. В 1929– 1932 гг. Международной облачной комиссией была разработана международная классификация облаков, в ее основу положены такие признаки, как внешний вид, форма облаков. В 1957 г. Центральной аэрологической обсерваторией был издан атлас облаков. По высоте образования облака делятся на четыре семейства, каждое семейство – на виды облаков. Облака верхнего яруса появляются на высоте выше 6 км. К ним относятся n перистые Cirrus (Сl), n перисто-кучевые Cirrocumulus (Cc) n перисто-слоистые облака Cirrostratus (Cs). Облака верхнего яруса обладают рядом общих свойств. Это тонкие, белые, высоко расположенные облака, имеющие вид перьев, волн; сквозь них просвечивают Солнце и небо. Лежат они на высоте 7– 10 км в умеренных широтах и до 18 км в тропиках. Состоят в основном из кристаллов льда. Осадки из облаков верхнего яруса не выпадают.
На высотах от 2 до 6 км образуются облака среднего яруса – высококучевые Altocumulus (Ac) и высокослоистые Altostratus (As) облака. Высококучевые выглядят как небольшие белые «барашки» , высокослоистые представляют собой светлую пелену серого цвета. Облака состоят из капелек воды и кристаллов льда. Из облаков среднего яруса зимой в умеренных широтах осадки могут выпадать в виде снега, а в высоких широтах – круглый год. К облакам нижнего яруса, образующимся на высоте ниже 2 км, относятся n слоистые Stratus (St), n слоисто-кучевые Stratocumulus (Sc), n слоисто-дождевые Nimbostratus (Ns). Слоистые облака выглядят как сплошная пелена серого цвета. Слоисто-кучевые состоят из крупных волн темно-серого цвета, разделенных светлыми участками. Слоисто-дождевые облака образуют сплошной слой темно-серого цвета. Облака образованы капельками воды. Осадки из облаков нижнего яруса выпадают в виде обложных или моросящих осадков. Четвертое семейство образуют облака вертикального развития, они могут достигать высоты 18 км. К ним относятся кучевые Cumulus (Сu) и кучеводождевые Cumulonimbus (Cb) облака. На небе появляются клубы, гряды белого или темно-синего цвета. Кучевые облака образованы капельками воды, кучеводождевые – капельками и кристаллами. Осадки из кучево-дождевых облаков выпадают в виде ливней.
По агрегатному состоянию облака могут быть водяными, ледяными и смешанными. Как правило, ледяными облаками бывают облака верхнего яруса, смешанными – облака среднего яруса, водяными – облака нижнего яруса. По происхождению выделяют облака конвективные, восходящего скольжения, волнистые и турбулентного перемешивания. Облака термической конвекции образуются при подъеме теплого влажного воздуха в результате нагрева поверхности. Открытое поле и холмы прогреваются особенно интенсивно, над ними возникают восходящие токи воздуха. При достижении уровня конденсации начинается образование облака. Если уровень конвекции лежит высоко, кучевое облако бурно растет вверх. Облака динамической конвекции формируются при подъеме воздуха по склону горы. Так образуются кучевые и кучево-дождевые облака. Облака восходящего скольжения появляются при движении теплого воздуха по фронтальной поверхности и постепенном его охлаждении. Облачность развивается в виде сплошной полосы. К этой группе относятся слоисто-дождевые, высокослоистые, перистослоистые и перистые облака. Вначале появляются перистые облака, они лежат на высоте 8 – 9 км. С приближением фронта облачность понижается, образуются перисто-слоистые и высокослоистые облака. Самые низкие – слоисто-дождевые облака, они появляются последними. Слоистые облака являются облаками турбулентного перемешивания и образуются при соприкосновении воздуха с холодной подстилающей поверхностью. Слоистые облака могут возникать из туманов. С восходом Солнца нижние слои воздуха прогреваются и туман внизу будет рассеиваться. Вверху при охлаждении воздуха продолжается образование слоистых облаков.
Волнистые облака возникают, если в атмосфере инверсионный слой располагается на уровне конденсации. Тогда на гребнях инверсионного слоя образуются высококучевые, слоисто-кучевые и перисто-кучевые облака, в понижениях облакообразования не происходит. На небе появляются полосы облаков, рядами следующих друг за другом. Разделяются они полосами голубого неба. Степень покрытия неба облаками называется облачностью, она выражается в баллах. Если все небо покрыто облаками – 10 баллов, если небо ясное – 0 баллов. В суточном ходе облачности над сушей обнаруживаются два максимума – ранним утром и после полудня. Ночное понижение температуры и увеличение относительной влажности способствуют образованию слоистых облаков в утреннее время, после полудня благодаря развитию конвекции в небе появляются кучевые облака. На океане максимум облачности приходится на ночь, минимум – на дневное время. Годовой ход облачности очень разнообразен. На экваторе облачность в течение года существенно не меняется. В муссонных областях максимум облачности приходится на лето. В умеренных широтах на западных берегах максимум облачности наблюдается зимой, на восточных берегах – летом. В Европейской части России максимум облачности наблюдается зимой, минимум – весной. В Москве облачность в декабре составляет 8, 5 балла, в мае – 5, 4 балла. В Восточной Сибири зимой стоит ясная погода, летом облаков тоже немного. В полярных широтах максимум облачности наблюдается летом. Распределение облачности на Земле зонально. Наиболее покрыто небо облаками в экваториальных широтах: на суше – 5– 6 баллов, на океане до 7 баллов, развиты конвективные облака. В пустынях тропических широт облачность очень мала – 2– 4 балла, в умеренных и полярных широтах облачность составляет 6– 7 баллов. При увеличении широты возрастает доля облаков восходящего скольжения. Для Земли в целом облачность составляет 6 баллов.
Атмосферные осадки Атмосферными осадками называют капли и кристаллы воды, выпавшие на земную поверхность из атмосферы. Капли и кристаллы в облаке очень малы, их легко удерживают восходящие токи воздуха. Чтобы капли начали расти, желательно присутствие в облаке капель разных размеров или капель и кристаллов. Если в облаке присутствуют капли разных размеров, начинается перемещение водяного пара к более крупным каплям и их рост. Растут капли и при соударении друг с другом. Благоприятным условием для образования осадков является наличие в облаке кристаллов льда и капелек воды. При этом наблюдается испарение капелек воды и сублимация водяного пара на поверхности кристаллов.
По агрегатному состоянию выделяют жидкие, твердые и смешанные осадки. К жидким осадкам относятся дождь и морось. Капли дождя имеют диаметр от 0, 05 до 7 мм, максимальный размер капли 9, 4 мм. Капли диаметром до 0, 5 мм образуют морось, падение капелек мороси на глаз незаметно. К твердым осадкам относятся снежная и ледяная крупа, снег и град. Снежинки представляют собой шестигранные кристаллы. Иногда снег выпадает в виде больших хлопьев, достигающих в поперечнике 1 см и более. Снежная крупа – мягкие непрозрачные крупинки сферической формы белого цвета до 2– 5 мм. Ледяная крупа – круглые ледяные частички, сверху прозрачные, внутри могут иметь белое непрозрачное ядро. Град – кусочки льда разных форм и размеров, образуются в кучево-дождевых облаках. Град имеет вид плотного льда размером от горошины до кусков диаметром 30 см. Масса градин может достигать 1 кг. В январе 2000 г. в Испании выпадали градины массой до 4 кг и диаметром 20 см. Причины образования градин такого размера пока точно не установлены. Условия возникновения града – большая водность облака и обледенение его вершины. Капли воды с воздушными потоками поднимаются в слои с отрицательной температурой, где они испаряются, начинают расти кристаллы льда. При достижении определенного размера кристаллы опускаются в слои с положительной температурой и сверху покрываются пленкой воды. Такой процесс происходит неоднократно, градина в разрезе приобретает слоистое строение. Иногда на поверхность земли выпадают необычные осадки. Бывают белые, красные, черные дожди. Их цвет зависит от цвета ядер конденсации: черный цвет придает дождям вулканический пепел, красный – микроводоросли. В XX в. начали выпадать радиоактивные и кислотные дожди.
По характеру выпадения атмосферные осадки подразделяют на ливневые, обложные и моросящие. Ливневые осадки характеризуются большой интенсивностью (больше 1 мм/мин), малой продолжительностью и охватывают небольшие площади. Отмечены отдельные ливни интенсивностью до 38 мм/мин (Гваделупа). Обложные осадки характеризуются меньшей интенсивностью (0, 1– 1 мм/мин), большей продолжительностью и охватывают большие площади. Моросящие осадки имеют самую малую интенсивность; как и обложные осадки, они распространены на большой площади и характеризуются значительной продолжительностью. В умеренных широтах отмечено 56 % обложных осадков, 14% ливневых и 30% моросящих. Количество осадков измеряется толщиной слоя воды (мм), который бы образовался в результате выпадения осадков при отсутствии просачивания, стока, испарения. Интенсивность выпадения осадков – это слой воды (мм), образующийся за 1 мин. По происхождению осадки могут быть внутримассовыми (конвективными) и фронтальными. Внутримассовые осадки формируются в одной воздушной массе при развитии конвекции в результате нагрева поверхности или при подъеме по склону гор. Фронтальные осадки образуются при соприкосновении двух воздушных масс. Осадки выпадают всегда из более теплой воздушной массы, именно теплый воздух поднимается, достигает уровня конденсации и в нем происходит конденсация водяных паров.
Осадки по земной поверхности распределены зонально. Наглядное представление о распределении осадков дает карта изогнет. Изогиеты – линии, соединяющие на карте точки с одинаковым количеством осадков. Максимальное количество осадков приходится на области пониженного давления с восходящими токами воздуха: в экваториальных 1500– 2000 мм в год и в умеренных широтах до 1000 мм в год. На экваторе осадки внутримассовые, объясняются термической конвекцией и неустойчивой стратификацией воздуха; в умеренных широтах осадки, в основном фронтальные, образуются на фронтах при движении атмосферных вихрей – циклонов. Минимальное количество осадков характерно для областей с повышенным давлением и нисходящими токами воздуха. В тропических широтах количество осадков составляет 100 – 200 мм в год (кроме восточных берегов), в полярных широтах над ледяными щитами Антарктиды и Гренландии – до 100 мм в год. Абсолютный максимум осадков приходится на предгорья Гималаев (Черрапунджи – 12660 мм), Анд (Тутунендо, Колумбия 11770 мм). Минимальное количество осадков характерно для пустыни Атакама – 1 мм.
В годовом режиме осадков выделяют четыре типа годового хода осадков. Для экваториального типа годового хода осадков характерно практически равномерное выпадение осадков в течение года с двумя небольшими максимумами после дней равноденствия, общее количество составляет 1500 – 2000 мм. В муссонном типе годового хода осадков наблюдается один абсолютный летний максимум осадков, зимой осадков мало. Количество осадков в тропических широтах равно 1500 мм, во внетропических широтах оно уменьшается до 1000– 700 мм. Средиземноморский тип годового хода осадков отличается зимним максимумом, связанным с активизацией полярного фронта. Летом при господстве тропической воздушной массы количество осадков резко уменьшается. В этом типе общее количество осадков уменьшается от 1000 мм на западных берегах материков до 300 мм внутри континента. В умеренном типе выделяется два подтипа – морской и континентальный. В умеренном морском подтипе наблюдается практически равномерное выпадение осадков в течение года с небольшим зимним максимумом; общее количество осадков 1000 – 700 мм. Зимний максимум осадков связан с усилением циклонической активности в зимний сезон. В умеренном континентальном подтипе отмечается летний максимум осадков, количество зимних осадков немного меньше. Летний максимум осадков объясняется увеличением абсолютной влажности воздуха при повышении температур. Кроме того, прибавляются конвективные осадки, которых зимой нет. Для Московской области среднегодовое количество осадков составляет 560– 600 мм.
Снежный покров В зимнее время в умеренных и в высоких широтах весь год осадки выпадают в виде снега. Снежный покров характеризуется высотой и плотностью. Высота снежного покрова измеряется в сантиметрах или метрах и зависит от количества осадков, плотности снега, рельефа местности. Мощность снежного покрова на Камчатке равна 200 см, в Восточной Сибири 8– 30 см, в Западной Сибири 50– 70 см. В Московской области высота снежного покрова колеблется от 30 до 60 см. В горах мощность снежного покрова может достигать нескольких метров, например в горных долинах Норвегии мощность снежного покрова равна 5 м. Плотность снега определяется отношением его массы к объему. Свежевыпавший снег имеет плотность 0, 4– 0, 04 г/см 3. В весеннее время плотность снега возрастает до 0, 7 г/см 3. Плотность снега возрастает при образовании оттепельных корок или под воздействием ветра. Снежный покров обладает малой теплопроводностью и хорошо предохраняет почву от промерзания. Слабая теплопроводность снега объясняется большим количеством пор в снеге, в порах находится воздух, обладающий низкой теплопроводностью. Установлено, что под снегом температура почвы может быть на 15– 16° выше. Суточная амплитуда температуры на поверхности снега достигает 30°, на поверхности почвы под снегом – 0, 3°. Снег отражает большой процент солнечных лучей. Альбедо свежевыпавшего снега равно 90– 95%. Из-за высокого альбедо снег способствует понижению температур приземных слоев воздуха, особенно в ясную погоду. Талая вода снабжает влагой растительность, пополняет горизонты подземных вод, является источником питания рек.
Снежный покров, сохраняющийся в течение месяца, называется устойчивым. На Крайнем Севере он сохраняется 8– 9 месяцев, в центральных районах 4– 6 месяцев, на Черноморском побережье 40 дней. В Северном полушарии площадь снежного покрова зимой достигает 100 млн км 2, к концу лета она сокращается до 47 млн км 2. Общая площадь покрытых снегом территорий (вместе со снежным покровом Южного полушария и морскими льдами) равна 105 млн км 2, или 21 % поверхности Земли.
Увлажнение территории Большое значение для земной поверхности имеет увлажнение, оно зависит не только от осадков, но и от величины испаряемости. Для оценки условий увлажнения пользуются коэффициентом увлажнения, он представляет собой отношение количества выпавших осадков к испаряемости (Н. Н. Иванов, Г. Н. Высоцкий): где К – коэффициент увлажнения; r – количество осадков; Е – испаряемость. Для территорий с избыточным увлажнением К > 1 (100%); к ним относятся заболоченная тундра, тайга, экваториальные леса. Саванны, лесостепи являются территориями с нормальным увлажнением, здесь коэффициент равен 0, 8– 1 (80– 100 %). К территориям с недостаточным увлажнением относятся степи – К равен 0, 3– 0, 6 (30 -60 %), полупустыни – 0, 1– 0, 3 (10– 30 %) и пустыни – 0, 12 (меньше 12 %). Увлажнение характеризуется также радиационным индексом сухости (М. И. Будыко): где К – индекс сухости; Rб – радиационный баланс; L – скрытая теплота парообразования; r – количество осадков. Ничтожное увлажнение характерно для пустынь (К > 3), недостаточное увлажнение для полупустынь (К = 1– 3). Достаточное увлажнение (К = 1) наблюдается в саваннах, лесостепях. Увлажнение избыточное (К = 1– 0, 45) характерно для экваториальных лесов и лесов умеренного пояса.
Скачать презентацию Лекция 12 Вода в атмосфере 1 Абсолютная и
Лекция 12 ОЗ Вода.ppt