1.Атмосфера земли и ее строение .Хар-ка основных слоев атмосферы.
Атмосфера – газовая оболочка Земли с содержащимися в ней аэрозольными частицами, движущаяся вместе с землей в мировом пространстве как единое целое и одновременно принимающая участие во вращении Земли . На дне атмосферы в основном протекает наша жизнь.Строение: 1)Тропосфера, 2)Стратосфера,3) мезосфера, 4)термосфера(ионосфера ),5) экзосфера.
Хар-ка:1) до h в тропиках до 15-17км, в умеренных широтах до 10-12 и на полюсах – до 8-9км. t в среднем убывает с высотой. В сренем величина падение температуры = 0,6гр\100.Cреднегодовая t Здесь сосредоточена основная масса воздуха и почти весь водяной пар.2) до h=50-55км, с изотермическим слоем внизу и повышением t у верхней границы от +1 - +5гр. > t с высотой обуславливает низкую турбулентость стратосферы. 25-30км – мах содержание озона, сильно поглащающего солнечную радиацию, чем вызвано повышение t в стратосфере.3)до h=85-95км. Температура падает до -90гр. Давление возд. вверху мезосферы ~в 200р. Меньше, чем у земной пов-ти. 80 км заключено свыше 99,5% всей атм. У верхней границы образуются серибристые облака, состоящие из кристаллов льда. 4) в ионосфере воздух сильно ионизирован и на h=800км достигает t= +1500гр.Особенность ионосферы – резкое возрастание электропроводимости воздуха. Здесь наблюдается полярное сияние.5) внешняя атм. или сфера рассеяния. Из-за больших скоростей газа здесь происходит утечка в мировое пространство преимущественно атомов водорода.Земная корона от 2000-3000км до 20000.
2.Хим. состав атм.воздуха. Роль углекислого газа в атм.
По своему химическому составу воздух тропосферы, т. е. прилегающего к земле воздушного слоя высотой в 9 — 11 км, представляет собой механическую смесь газов, количество которых довольно разнообразно. Так, содержание в ней азота равняется 78,09%, кислорода — 20,95% и двуокиси углерода — 0,03%. Сумма же всех остальных газов несколько меньше 1%, к ним относятся аргон, гелий, неон, криптон, ксенон, радон, водород, закись азота, озон и водяные пары.
Роль углекислого газа (CO2), в жизнедеятельности биосферы состоит прежде всего в поддержании процесса фотосинтеза, который осуществляется растениями. Являясь парниковым газом, двуокись углерода в воздухе оказывает влияние на теплообмен планеты с окружающим пространством, эффективно блокируя переизлучаемое тепло на ряде частот, и таким образом участвует в формировании климата планеты.
3.Хим. состав атм. воздуха и его изменение с высотой. Озоновый экран и его роль в атмосфере.
По своему химическому составу воздух тропосферы, т. е. прилегающего к земле воздушного слоя высотой в 9 — 11 км, представляет собой механическую смесь газов, количество которых довольно разнообразно. Так, содержание в ней азота равняется 78,09%, кислорода — 20,95% и двуокиси углерода — 0,03%. Сумма же всех остальных газов несколько меньше 1%, К ним относятся аргон, гелий, неон, криптон, ксенон, радон, водород, закись азота, озон и водяные пары.
У земной поверхности в состав воздуха, помимо других газов входит водяной пар, т.е. вода в газообразном состоянии. у земной поверхности оно колеблется между сотыми долями процента и несколькими процентами.
Нижние 100 км так хорошо перемешиваются, что расслоения газов не происходит. Нижние 100 км – гомосфера. В слое от 100 до 200 км преобладающим газом ещё остается молекулярный азот N2, а О2 активно распадается на атомы, причем распад этот начинается на высоте 20 км, а на высоте 100 км он достигает своего максимума. На высоте 200 км число атомов О2 сравнивается с числом молекул N2. Гравитационное разделение газов в чистом виде наблюдается только у благородных газов(Ar, He) .В нижних слоях атмосферы аргона содержится в 1700 раз больше, чем гелия. Выше 200 км в атмосфере аргона уже совсем нет, а содержание гелия свыше 1000 км в 3 раза меньше чем у земной поверхности. Гетеросфера находится свыше 100 км, где происходит расслоение газов. Гелий и водород постоянно покидают атмосферу Земли, уходят в мировое пространство, но содержание их со временем не меняется. Водород поступает при разложении молекулы воды в верхних слоях атмосферы.
Количество водяного пара убывает в 2 раза на высоте 1-2 км; масса воздуха в 2 раза уменьшается на высоте 5-6- км. Количество водяного пара в 10 раз уменьшается на высоте 5-6 км, а на высоте 10 км водяного пара будет в 100 раз меньше.
Роль озона: 1)Сильно поглощая солнечную радиацию, озон повышает t воздуха на h 30-55км, поэтому воздух в стратосфере на этих высотах очень теплый. 2) Целиком поглощая коротковолновую радиацию Солнца озон защищает живые организмы на Земле ультрофиолетовой радиации.
4.Тропосфра: основные ос-ти, изменение атм. давления , t и влажности воздуха с высотой.
Нижний слой атм., в котором t убывает с высотой . В тропиках – до 15-17км, УШ – 10-12км, ПШ – 8-9км.
В ЭШ t убывает с высотой от +26 до -80, в УШ от +3 – до -54,58, над Северным полюсом от -23 и до -60 зимой и -48 летом.
В ср. величина падения t – 0,6гр/100м.
В тропосфере сосредоточено 80% всей массы атмосферного воздуха, в нй содержится почти весь водяной пар и образуются почти все облака. Давление воздуха на верхней границе тропосферы в 3-10 раз меньше, чем у земной пов-ти.
5.Спектральный состав солнечной радиации.
В спектре С. Радиации на интервал длин волн между 0,1 и 4 мкм приходится 99% всей энергии солнечного излучения. Всего 1% остается на радиацию с меньшими и большими длинами волн, вплоть до рентгеновских лучей и радиоволн.
Видимый свет занимает узкий интервал длин волн, всего от 0,40 до 0,76мкм. Однако в этом интервале заключается 47% всей солнечной лучистой энергии. На инфракрасное излучение приходится 44% , а на ультрафиолетовое – 9% всей лучистой энергии. Мах лучистой энергии в солнечном спектре , как и в спектре абсолютно черного тела, приходится на волны с длинами ~0,475мкм, т.е. на зелено-голубые лучи видимой части спектра. Отличие наблюдается в ультрафиолетовой части спектра абсолютно черного тела при t=6000 К.
Солнце не является абсолютно черным телом .Однако t 6000К можно считать близкой к фактической t пов-ти Солнца.
6.Прямая Солнечная радиация. Факторы, определяющие ее интенсивность.
Радиация, поступающая на Земную пов-ть в виде параллельных лучей непосредственно от солнечного диска.
Инсоляция – поток прямой СР на горизонтальную пов-ть.
Факторы: 1)интенсивность прям. Радиации в перерасчете на горизонтальную пов-ть, кал\(см в кВ.*мин))2) высота Солнца или угол падения С. Лучей.
7.Рассеянная солнечная радиация. Факторы, определяющие ее интенсивность. З-н Рэлея.
Радиация. Падающая на Земную пов-ть от всего небесного свода в виде разнонаправленных лучей.
З-н.: Интенсивность рассеивания С лучей обратно пропорциональна 4-й степени длины их волны.
Активнее всего в атм. рассеиваются наиболее короткие электромагнитные волны: от ультрафиолетовых до голубых.
голубой цвет неба-это цвет самого возд.обусловленный рассеиванием в нем солнечных лучей.рас.рад.возрастает до полудня и убывает после.
8.Суммарная солнечная радиация. Факторы, определяющие ее интенсивность. Географическое распределение суммарной солнечной радиации.
Вся солнечная радиация, приходящая на земную пов-ть – прямая и солнечная называется суммарной.
Факторы:1) угол падения солнечных лучей(увелич в теплую погоду в тропиках и на экваторе),2)облачность,
Особ-ти распределения: 1) мах – тропики (180-220 ккал/см в кВ в год) ,причины: близкое к отвесному падение солнечных лучей, низкая влажность возд. И облачность.2) минимум – субполярные широты(80-60) причины:малый угол падения и большой путь С лучей в атм., высокая облачность.3) ВЫсотта над уровнем моря(в горах <)4)влажность возд.3)запыленность возд.
9.З-нослабления солнечной радиации в атм.
Ослабление солнечной радиации обусловлено ее поглащением газами атм. , отражением облаками и рассеиванием молекулами газов и аэаэрозолями.
З-н Бугэ: солнечная радиация ослабляется в атм. тем сильнее, чем больше в ней содержится твердых и жидких вещ-в и чем ниже угол солнца над горизонтом.
10.Альбедо земной пов-ти. Планетарное альбедо Земли.
(отражательная способность земной пов-ти) - процентное отношение кол-ва отраженной пов-тью радиации к кол-ву , поступающей на эту пов-ть.
Альбедо почвы сухой - ~40%, у чернозема – 5%. У растительного покрова – 10-25%,у свежевыпавшего снега – 80-90% , у давнолежащего-50% и ниже. Альбедо верхней пов-ти облаков до 70-80 %.
Отношение уходящей в космос отраженной и рассеянной солнечной радиации к общему кол-ву солнечной радиации, поступающей к атм., носит название планетарного альбедо Земли. В целом она составляет 30%. Основную часть планетарного альбедо Земли составляет отражение солнечной радиации облаками.
11.Радиационный баланс земной пов-ти и его географическое распределение. Лучистое равновесие Земли.
Это
соотношение прихода и расхода лучистой
энергии на земную пов-ть.
географическое распр. Радиационного баланса земной пов-ти: мах – экватор(75-120 ккал/см в кВ. в год), минимум – полярные широты (5-10 ккал/см в кВ. в год),
Часть солнечной радиации представляет собой видимый свет. Тем самым Солнце является для Земли источником не только тепла, но и света, важного для жизни на нашей планете.
Земля находится в лучистом равновесии: приток коротковолновой радиации к ней уравновешивается отдачей длинноволновой радиации к ней уравновешивается отдачей длинноволновой радиации в мировое пространство.
12. Парниковый эффект и его роль в лучистом и тепловом равновесии Земли.
Это процесс накопления тепловой энергии в нижних слоях атм., обусловленный способностью водяного пара и парниковых газов поглощать длинноволновое излучение нагретой С лучами земной пов-ти приземного возд..
Природное явление, суть которого заключается в том, что прозрачная для солнечной радиации атмосфера задерживает идущее от земной поверхности тепловое излучение (подобно пленке над парником), получило образное название парниковый эффект. Газы, задерживающие тепловое излучение и препятствующие оттоку тепла в космическое пространство, называют парниковыми газами. Благодаря парниковому эффекту среднегодовая температура у поверхности Земли в последнее тысячелетие составляет примерно 15 °С (рис. 2). Без парникового эффекта эта температура опустилась бы до -18 °С и существование жизни на Земле стало бы невозможным.
13.Тепловой баланс земной пов-ти.
сумма всех видов прихода и расхода тепла на поверхность суши и океана. Характер теплового баланса и его энергетический уровень определяют особенности и интенсивность большинства экзогенных процессов.
Основными составляющими теплового баланса океана являются:
-радиационныйбаланс; - затрата тепла на испарение; - турбулентный теплообмен между поверхностью океана и атмосферой; - вертикальный турбулентный теплообмен поверхности океана с нижележащими слоями; и - горизонтальная океаническая адвекция.
14.Процессы нагревания и охлаждения атм. воздуха, почвы и водоемов.
В почве:
-поглощение коротковолновой СР пов-тью почвы.
-Длинноволновой радиационный обмен пов-ти почвы с атм.
-Теплообмен пов-ти почвы с приземным воздухом посредством молекулярной теплопроводности.
-Передача тепла в глубину почвы посредством молекулярной теплопроводности.
-Теплообмен при переходе воды между агрегатными состояниями.
Водоемы:
-те же что и для почвы
+
-перераспределение тепла в рез-те адвекции(Адвекция (от лат. advectio — доставка) — в метеорологии перемещение воздуха в горизонтальном направлении и перенос вместе с ним его свойств: температуры, влажности и других. )
-Теплообмен при переходе воды между агрегатными сост.
-конвекция(вертикальное перемешивание), турбулентное перемешивание (динамич. причины)
Приземный воздух:
-те же, что и для водного объекта, но на 1 месте обмен теплом с подстилающей пов-тью.
15.Суточный и годовой ход t воздуха и пов-ти почвы. З-н Фурье.
Возд.
Суточный:
Мах – через 1-2 часа после достижения мах t подстилающей пов-ти (над почвой в 14-00 – 15-00)
Мин.-через 15-30 мин после достижения мин. T подстилающей пов-ти(над почвой через 45-60 мин после восхода солнца)
Амплитуда – на 1/3 меньше, чем на подстилающей пов-ти почвы и в 2-3 раза больше, чем на подстилающей водно пов-ти , зависит от тех же факторов что и почв.
Годовой:
Типы годового хода температуры воздуха |
Типы среднего изменения температуры воздуха у земной поверхности в течение года. Различают следующие главные Т. Г. X. Т. В.: 1) экваториальный — с небольшой годовой амплитудой (над океанами нередко меньше 1° и над материками 5—10°), двумя максимумами после равноденствий и двумя минимумами после солнцестояний; 2) тропический — с амплитудой порядка 5° над океанами и 20° над сушей, максимумом после летнего и минимумом после зимнего солнцестояния; 3) умеренного пояса — с максимумом (в северном полушарии) в июле или августе и минимумом в январе или феврале (в морском климате позже, чем в континентальном), большой амплитудой, достигающей внутри материков 60° и более. Этот тип делится на подтипы: субтропический, собственно умеренный и субполярный; 4) полярный — с очень большой, даже и в морских пунктах, годовой амплитудой, максимумом в июле — августе и минимумом в марте, ко времени появления солнца. Почва. |
Суточный.
-мах-13-00 – 14-00.
-Мин.- через 0,5 часа после восхода Солнца
-амплитуда – сут А t на пов-ти почвы ~ в 1,5 раза больше, чем на высоте метеорологической будки(2м)
Годовой.
-Мах –в июле (С. Пол ЭШ, субЭШ)
-Мин-в январе(для С.пол ТШ)
-амплитуда зависит от тех же факторов, что и суточная , за тем искл., что от экв к полюсам она >.
З-н Фурье
-период колебаний t не изменяется с глубиной независимо от типа почвы
-с увеличением глубины А t почвы уменьшается в геометрической прогрессии
-сроки наступления мах и мин t как в суточном, так и в годовом ходе запаздывают с глубиной
-глубины слоев пост. сут и год.t относятся между собой как корни квадратные из периодов их колебаний, т.е. как 1:19.
16.Сравнительная хар-ка сут. И год. Хода t возд над сушей и водной пов-тью.
При установившейся антициклональной погоде наблюдается четко выраженный суточный ход температуры. Над водной пов-тью летом и зимой: минимум—перед восходом солнца, максимум—около 13 ч. Над сушей: минимум зимой и летом—перед восходом солнца, максимум зимой—в 13—14 ч, летом—в 14—15 ч. В области циклона из-за облачности суточный ход температуры нарушается.
|
17.Годовая амплитуда t возд: географическое распределение и факторы, ее определяющие.
Это разность средних месячных температур самого теплого месяца и самого холодного месяца.
Годовая амплитуда t возд. Растет с геогр. широтой..На Экв. Приток СР меняется очень слабо. Ближе к полюсам различие в поступлении СР между зимой и летом возрастают,т.е. год.А. тоже растет
Над океаном широтное изменение А. не велико.
Годовые амплитуды t над сушей значительно больше, чем над морем(Юж.полушарие – они не превышают 15гр., а под широтой 60гр. В Якутии они достигают 60гр.)
Малые А-во многих обл. над сушей, если в эти обл. часто приходят возд. Массы с моря(зап. европа).Повышенные А – над океаном, если в эти районы попадают возд. Массы с материка(зап. части Сев полушария).
=>А зависит от повторяемости в данном месте возд. Масс морского и континент. Происхождения, т.е. от условий общ. Циркуляции атм..
Большие озера(байкал 30-31гр.)
С высотой год. А. t убывает(в горах внетропич.пояса t убывает в ср. на 2 гр каждый км.)
18.Типы годового хода t воздуха.
Экв.: два мах –март-апрель, сентябрь-октябрь(+27 - +28), мин-январь, июль(+24-+25), Амп.-2-3гр.
Субэкв:два мах – апрель-май, сентябрь-октябрь(+28-+32), мин – январь(+20-+25),Амп – 5-10гр.
Тропич:мах – июль-авг(+30-+35), мин – январь(+15-+20), Амп – (12-+20).
Умерен.морской: мах-июль-авг(+15-+25), мин-январь-февраль(+2-+4),Амп – (15-20)
Умерен.континент: мах-июль(+18-+25), мин-январь(-5--20), амп(25-40гр.)
Полярный:мах-июль(-5-+5),мин-февраль-март(-20--60), Амп-25-50
19.Стратификация воздушных масс и ее типы.
Выздушные массы делятся на:теплые ВМ, Холодные ВМ, .местные возд.массы.
Холодной является масса, движущаяся в более тёплую среду, т. е. обычно в более низкие широты и на более тёплую подстилающую поверхность; её приход в тот или иной район создаёт в последнем похолодание. Тёплой является масса, перемещающаяся в более холодную среду, т. е. обычно в более высокие широты и на более холодную поверхность; её приход создаёт потепление. Местной является Воздушные массы, в течение длительного времени не меняющая существенно своего географического положения. Режим погоды в массах указанных типов существенно различен.Типы:массы арктического,умеренного, тропического и экваториального воздуха.
20.Конвекция атм. возд. и условия ее возникновения.
Конвекция в атмосфере, вертикальные перемещения объёмов воздуха с одних высот на другие, обусловленные архимедовой силой: воздух более тёплый и, следовательно, менее плотный, чем окружающая среда, перемещается вверх, а воздух более холодный и более плотный — вниз. При слабом развитии Конвекция имеет беспорядочный, турбулентный характер. При развитой Конвекциянад отдельными участками земной поверхности возникают восходящие и нисходящие токи воздуха, пронизывающие атмосферу иногда до высот стратосферы..Развитие Конвекция зависит от распределения температуры в атмосфере по высоте. Восходящий воздух поднимается до тех пор, пока его температура остаётся выше температуры окружающего воздуха; нисходящий воздух, в свою очередь, опускается, пока он холоднее окружающего воздуха. для поддержания Конвекция нужно, чтобы вертикальный градиент температуры в атмосферном столбе был больше сухоадиабатического градиента до уровня, на котором начинается конденсация, и больше влажнодиабатического над этим уровнем, т. е. атмосфера должна обладать неустойчивой стратификацией. Такие условия создаются летом в воздухе над прогретой сушей и во все времена года в воздухе, движущемся с более холодной на более тёплую поверхность. Слои с малыми вертикальными градиентами температуры, особенно с инверсиями температуры, являются для Конвекция задерживающими слоями. (Адиабати́ческий или адиаба́тный проце́сс (от др.-греч. ἀδιάβατος «непроходимый») — термодинамический процесс в макроскопической системе, при котором система не получает и не отдаёт тепловой энергии)
21.Инверсии температуры воздуха и их типы.
Инверсия в метеорологии означает аномальный характер изменения какого-либо параметра в атмосфере с увеличением высоты. Наиболее часто это относится к температурной инверсии, то есть к увеличению температуры с высотой в некотором слое атмосферы вместо обычного понижения.Различают два типа инверсии:приземные инверсии температуры, начинающиеся непосредственно от земной поверхности инверсии температуры в свободной атмосфере Инверсия температуры препятствует вертикальным перемещениям воздуха и способствует образованию дымки, тумана, смога, облаков, миражей. Инверсия сильно зависит от местных особенностей рельефа. Увеличение температуры в инверсионном слое колеблется от десятых долей градусов до 15—20 °C и более. Наибольшей мощностью обладают приземные инверсии температуры в Восточной Сибири и в Антарктиде в зимний период.
22.Географическое распределение t возд. И его сезонные особенности.
Влияет прежде всего Широта местности.(t убываетет экв к полюсам). > t значительно в каждом полушарии зимой, потому что в близи экв. T мало меняется в годовом ходе, а в высоких широтах зимой она значительно ниже, чем летом)
В сев полушарии сильно влияет -
расчленение Земной пов-ти на сушу и море
наличие снежного и ледяного покрова, горных хребтов, теплых(холодных) течений) ,
особ-ти общей циркуляции атмосферы(t определяется адвекцией(перемещение воздуха в горизонтальном направлении) воздуха из других районов)
Меньше всего отклонений в среднегодовых t для уровня моря.Зимой материки холоднее океанов, летом теплее.ТРОПИКИ МАТЕРИКОВ ТЕПЛЕЕ ТРОПИКОВ ОКЕАНОВ,
Самые теплые места Земли – Ходейд(йемен), массуа, Австралия(до55гр), Долина смерти(57гр)
Самые холодные места Земли – Оймякон, Верхоянск, Гренландия, Станция «Восток -89гр.»
23.Основные хар-ки влажности воздуха.
-св-во воздуха, определяемое содержанием в нем водяного пара.
Хар-ки:
-Фактическая упругость(парциальное давление) водяного пара – часть атм. давл., создаваемая содержащимся в воздухе водяным паром.
-Мах упругость ВП – мах возможное парциальное давление пара при данной t .Воздух, в котором факт.содерж. водяного пара достигает мах при данной t , называется насыщенным.
-Абс. Влажность возд. – масса ВП , содержащегося в едобъема воздуха
-Относ влажн. – процентное отношение факт. Упругости ВП к мах возможной при данной t.
-дефицит влажности – разность между мах возможной при данной t упругостью ВП и факт .упр. ВП
-Точка росы – t , при которой возд. С данным содержанием водяного пара достигает состояния насыщения.
24.Абсолютная и относительная влажность воздуха. Их географическое распределение.
Относит Вв.
-напрямую зависит от факт. содержания ВП, однако обратно пропорциональна t возд.
Сут.ход: мах-на восх.Солнца, мин – в 15-16часов.
Год .ход: мах-зимой, мин летом.
Абсолютн. Вв.
Зависит прежде всего от t возд.(активирует испарение) и конвекции(явление переноса теплоты в жидкостях или газах путем перемешивания самого вещества) вызывает перенос вод пара в вышележащие слои атм. и уменьш его содерж. У земной пов-ти.
Сут. Ход
-над океанами и зимней сушей простой ход – мин-на восходе Солнца, мах в 14-15 часов.
-над сушей летом двойной ход: мин после восх. С, зетем рост до 98 часов, далее с развит. Конвекции достигает второго мин – (15-16 часов) ,после затухания конвекции – второй мах – в 21-22 часа.
Год.ход:
Мах-летом,, мин-зимой
25.Абсолютная и относительная влажость воздуха. Их географическое распределение.
Относит Вв.
-напрямую зависит от факт. содержания ВП, однако обратно пропорциональна t возд.
Геогр. Распр.
Мах-на экв.и в полярных широтах(более 80 %), мин – внутри материков и тропиках(50% и менее)
Абсолютн. Вв.
Зависит прежде всего от t возд.(активирует испарение) и конвекции(явление переноса теплоты в жидкостях или газах путем перемешивания самого вещества) вызывает перенос вод пара в вышележащие слои атм. и уменьш его содерж. У земной пов-ти.
Геогр.распр
Убывает от экв.(20-30гПа)к полюсам(> 5гПа).
26.Испарение и Испаряемость, их геогр. распр.
Испарение- процесс перехода воды , содержащейся в подстилающей пов-ти, из жидкого сос. В газообразн.
Геогр. Распр.
-на суше: мах –экв.широты(800-1000мм), мин-ТШ и ПШ (<200мм), УШ – 300-600мм,
-над океаном: мах – СЭШ и ТШ(1800-2000мм), мин- ПШ(< 500мм), ЭШ-100-1200мм.УШ – 600-1000мм.
Испарямость- расчетная величина, хар-ая мах возможное испарение, не ограниченное запасами влаги.
Геогр.распр.
-на суше: мах – Т.пустыни (2000мм), мин – ПШ(< 200мм)
-над океаном: так же, как и испарение
27.Конденсация и сублимация в атмосфере. Облака и их строение.
Конденсация – процесс перехода содерж.в возд. ВП в жидкое состояние, активнее всего происходит на ядрах конденсации или непосредственно на земной пов-ти.
Сублимация – процесс перехода содерж. В переохлажденном возд. водяного пара в твердое сост. Минуя жидкую фазу;
Активнее всего происходит на ядрах конденсации или непосредственно на земной пов-ти.
Облака – скопления продуктов конденсации или сублимации водяного пара в свободной атм.
Строение облака:
28.Облачность. Международная классификация облаков.
Облачность – степень покрытия небесного свода облаками, выражается в баллах по 10-балльной шкале или в процентах.
Международная Класс.обл.
-облака верхнего яруса(>6км., ледяные обл.)
1)перистые
2)перисто-кучевые
3)перисто-слоистые
-облака среднего яруса(26 км, смешанные)
4)высококучевые
5)высокослоистые
-облака нижнего яруса(до высоты2 км, водяные или смешанные )
6)слоисто-дождевые
7)слоисто-кучевые
8)слоистые
-облака вертикального развития (смешанные обл., занимают нижние или при яруса)
9)кучевые
10)Кучево-дождевые
29.Генетические типы облаков.
1.Внутримассовые облака-образуются внутри однородной воздуш.массы.а)облака теплой конвекции(кучевообразные)-форм-ся в воздуш.массе с неусточивой стратификацией.б)волнистые(слоистообразные)-форм-ся в воздуш.массе с учтойчивой или приподнятой термической инверсией. 2Фронтальные облака-об-ся на атм.фронтах.а)облака теплого фронта-образуются при восход.скольжении теплого воздуха по пологовой поверх.б)облака холодного фронта-обр-ся при быстром вертикальном подьеме теплого возд. в перед. ч. фронта вследствие его вытеснения холодным воздухом.
-обл.теплого фронта – обр. При восходящем скольжении теплого воздуха по очень пологой фронтальной пов-ти.
-обл. холодного фронта- при быстром вертикальном подъеме теплого возд. В передней части фронта вследствие его вытеснения холодным.
30.Туманы: условия их образования и географическое распределение.
Туман — атмосферное явление, скопление воды в воздухе, когда образуются мельчайшие продукты конденсации водяного пара.По способу возникновения туманы делятся на два вида:Туманы охлаждения — образуются из-за конденсации водяного пара при охлаждении воздуха ниже точки росы.Туманы испарения — являются испарениями с более тёплой испаряющей поверхности в холодный воздух над водоёмами и влажными участками суши.Кроме того туманы различаются по синоптическим условиям образования:Внутримассовые — формирующиеся в однородных воздушных массах.Фронтальные — образующиеся на границах атмосферных фронтов.Дымка — очень слабый туман. При дымке дальность видимости составляет несколько километров. В практике метеорологического прогнозирования считается: дымка — видимость более/равна 1000 м, но менее 10 км, а туман — видимость менее 1000 м. Сильным туман считается при видимости менее или равной 500 м.Внутримассовые туманы преобладают в природе, как правило они являются туманами охлаждения. Их также принято разделять на несколько типов:Радиационные туманы — туманы, которые появляются в результате радиационного охлаждения земной поверхности и массы влажного приземного воздуха до точки росыАдвективные туманы — образуются вследствие охлаждения тёплого влажного воздуха при его движении над более холодной поверхностью суши или воды.Морской туман — адвективный туман, возникший над морем в ходе переноса холодного воздуха на тёплую воду.