9 Билет

1.Типы распределения атмосферного давления в плоскости земной поверхности:

Депрессия – область низкого давления

Ложбина – вытянутая область низкого давления

Гребень – вытянутая область высокого давления

Циклон – образованная замкнутыми изобарами квазикруговая область с низким давлением в центре

Антициклон – то же самое с высоким давлением в центре

Седловина – зона между двумя минимумами и двумя максимумами атмосферного давления (крест-накрест).

Воздушные массы – это большие количества воздуха, расположенные обычно над территориями в несколько тысяч квадратных километров (в пределах тропосферы), обладающие почти одинаковыми физическими свойствами (в первую очередь температурой и содержанием водяных паров). Сочетания низких и высоких значений обеих характеристик представляют четыре основных типа воздушных масс. Районы их формирования обычно центральные части субтропических антициклонов, покрытые снегом континенты, Северный Ледовитый океан, Антарктида, Гренландия и обширные пустыни, такие как Сахара; то есть зоны с однообразной температурой на обширных площадях с относительно слабым ветровым переносом.

Трансформация воздушных масс обусловлена характером подстилающей поверхности и радиационным фактором. Границы между различными воздушными массами называются фронтами. Основные фронтальные зоны в северном полушарии: арктический фронт – между арктическим воздухом и морским полярным в Атлантическом океане; полярный – между морским полярным воздухом и морским тропическим; средиземноморский, который зимой отделяет холодный воздух над Европой от теплого над Северной Африкой; внутритропическая зона конвергенции (внутритропический фронт) – зона разделения воздушных масс северо-восточного и юго-восточного пассатов.

Циклоны умеренных широт образуются на полярном фронте благодаря разнице между теплыми и холодными воздушными массами. Исландский и алеутский минимумы питаются теплым воздухом из соответствующих антициклонов северной части Атлантического и Тихого океанов. В южном полушарии реализуется аналогичный процесс, выраженный несколько слабее. Начальным условием для образования циклона является большая скорость перемещения на восток теплого воздуха по сравнению с холодным. Затем возникает небольшое волнообразное возмущение на фронтальной поверхности, переходящее в меандр и наконец в отдельное барическое образование с квазикруговой симметрией (Рис.3).

При натекании теплого воздуха на холодный (Рис.4) возникает теплый фронт, при подтекании холодного под теплый воздух возникает холодный фронт. Конвергенция теплого воздуха определяет его восходящее скольжение с последующими облачными формами и осадками. Появляются последовательно Ci, Cs, As, Ns и ниже разорвано дождевые F_rnb. Происходит падение давления, слабый рост температуры, ветер поворачивает по часовой стрелке, идет обложной дождь или снег. За теплым фронтом следует теплый сектор со значительной облачностью (St и Sc), слабой моросью, пониженной видимостью, иногда туманами. Холодный фронт - это линия вытеснения холодным воздухом теплого. Ее угол наклона больше, отсюда резкие восходящие токи, кучевые облака, конвергенция воздушных потоков у земли. Идут кратковременные ливневые осадки, происходит поворот ветра по часовой стрелке с увеличением скорости и порывистости. Затем наступает быстрое прояснение.

Вытеснение внутри циклона теплого воздуха вверх при смыкании фронтов называется окклюзией. Циклон таким образом заполняется (окклюдирует) и разрушается.

Обычно условия, появляющиеся при образовании возмущения на полярном фронте, оказываются благоприятными для возникновения последующих перемещений, которые затем перемещаются вдоль главной фронтальной зоны сериями или семействами. При этом холодный фронт каждого возмущения изгибается и переходит в теплый фронт последующего. Так как по мере углубления циклона его холодный фронт перемещается к югу, последующие циклоны серии имеют тенденцию образовываться южнее предыдущих. Обычно холодный воздух в тылу одного из членов серии прорывается к югу, сливаясь с пассатным потоком, и на этом серия обрывается. Следующий циклон образуется значительно севернее. Число циклонов в серии бывает разным, но в среднем около четырех.

Под вторичным циклоном принято подразумевать циклон, вовлекаемый в циркуляцию более обширного и более отчетливо выраженного энергичного циклона (первичного). К категории не фронтальных циклонов относятся: термические (на границе теплого и холодного воздуха в прибрежных районах, зимой над внутренними морями и т.д.); циклоны, образующиеся вследствие вертикальной неустойчивости атмосферы, например, при передвижении континентального полярного воздуха над теплой водной поверхностью; и орографические, образующиеся на подветренной стороне горных хребтов в результате возмущения, пересекающего такой хребет.

Антициклон - система распределения давления, где замкнутые изобары ограничивают высокое давление. В соответствии с законом Бейс-Балло высокое давление находится справа от направления ветра в северном полушарии и слева в южном. В северном полушарии ветер в антициклоне поворачивает по часовой стрелке. В центральных областях антициклона как правило преобладает легкий ветер и хорошая погода. Это справедливо для субтропических максимумов и антициклонов умеренных широт. Ясная погода обусловлена дивергенцией (растеканием) воздуха у земли, опусканием и адиабатическим нагреванием воздуха. Антициклоны бывают холодные (сезонный сибирский с его климатическими особенностями) и теплые (повышенное давление на большой высоте, субтропические максимумы).

Тропические циклоны - сравнительно небольшие по размерам атмосферные вихри с низким давлением и ветрами ураганной силы, образующими круговорот против часовой стрелки в северном полушарии и по часовой в южном с небольшим отклонением к центру. Отклоняющая сила вращения Земли в низких широтах невелика, поэтому большие градиенты давления, которые смещают воздух в центр низкого давления, уравновешиваются направленной от центра наружу центробежной силой, возникающей при вращении по малому кругу. Это одно из самых грозных явлений природы. Диаметр тропического циклона бывает менее 200 км и не более 1000 км. Он возникает внезапно, сопровождается ураганным ветром и проливным дождем с прояснением в центре (“глаз бури”), резкими переходами ветра на противоположные направления, в океане - громадными волнами и повышением уровня моря у берега.

Тропические циклоны образуются между 8⁰ и 20⁰ широты и перемещаются к западу. Ближе к экватору они не могут образоваться из-за низкого значения силы Кориолиса. Обычный путь следования имеет форму параболы, опоясывающей с западной стороны квазистационарную область высокого давления. Место, где тропический циклон поворачивает с запада на восток, называется “точкой поворота”. Скорость тропического циклона меньше, чем у обычных циклонов, и достигает лишь 15 узлов, но после поворота на северо-восток она увеличивается до 20-25 узлов и более. Ряд таких циклонов имеют более сложную, иногда петлеобразную траекторию. Они ослабевают при выходе на сушу и в высокие широты и усиливаются при прохождении над морскими акваториями с повышенной температурой. Тропические циклоны фронтальной структуры не имеют.

Ураганы (в Тихом океане - тайфуны) образуются в западных тропических частях океанов в течение лета и начале осени, когда температура воды максимальна. При этом еще необходимо наличие мощного слоя влажного неустойчивого экваториального воздуха. Источником их энергии является скрытая теплота конденсации водяного пара в поднимающихся потоках воздуха. Зоны с максимальной температурой воды являются самыми благоприятными районами для таких процессов. В южной части Атлантического океана тропические циклоны не образуются.

Перемещение циклонов и антициклонов.

Барические образования у поверхности Земли в большинстве случаев перемещаются по направлению устойчивого воздушного потока над ними на высоте поверхности АТ700 или АТ500 со скоростью, пропорциональной скорости на соответствующей поверхности, т.е. по правилу ведущего потока.

В среднем коэффициент пропорциональности между скоростью ведущего потока и скоростью перемещения барических образований составляет 0.8 для АТ700 и 0.6 для АТ500.

Но расчеты показывают, что коэффициент пропорциональности зависит от скорости ведущего потока (табл. 5.):

Табл. 5. Коэффициент пропорциональности в зависимости от скорости ведущего потока.

Скорость ведущего потока, км/ч	Коэффициент пропорциональности
	АТ700	АТ500
< 30	1.5	1.2
30-35	1.2	1.0
35-45	1.0	0.8
45-55	0.8	0.6
55-85	0.7	0.5
85-100	0.6	0.4

Правило ведущего потока приближенно отражает картину перемещения барических образований. Строго говоря, циклоны и антициклоны, перемещаясь в направлении ведущего потока, нередко отклоняются от направления изогипс на поверхности АТ₇₀₀ или АТ₅₀₀.

Скорости перемещения циклонов колеблются в широких пределах. В начальной стадии развития низкие циклоны перемещаются со скоростью 40-50 км/час, а в некоторых случаях скорость увеличивается до 80-100 км/ч.

Активное перемещение циклонов происходит до тех пор пока над ними в средней тропосфере сохраняется устойчивый воздушный поток – ведущий поток. Наиболее часто перемещение циклона происходит от западной половины горизонта к восточной, в соответствии с направлением ведущего потока. Аномальность перемещения барических центров относительно ведущего потока, как показано выше, определяется рядом факторов, основным из которых является неравномерное локальное изменение градиента геопотенциала над перемещающимся центром.

Таким образом, в соответствии с основным западно-восточным переносом воздушных масс в атмосфере, восточная часть циклона является передней его частью, западная – тыловой. Отступления от этого правила имеются, если направление ведущего потока резко отличается от западно-восточного направления.

Когда циклоны становятся высокими (начиная с третьей стадии развития), то их скорость резко уменьшается. Заполняющиеся циклоны являются квазисимметричными и холодными. В средней тропосфере они имеют замкнутые изогипсы, т.е. ведущий поток определенного направления над центром циклона уже отсутствует, и циклоны, как правило, становятся малоподвижными (квазистационарными). При этом циклонический центр иногда описывает петлю.

2. Классификация льдов

Льды разделяются на два типа: плавучие и неподвижные. Неподвижный лед представляет собой смерзшийся ледяной покров, скрепленный с берегом или прочно сидящий на мели.

Плавучий лед не связан ни с берегом, ни с грунтом.

Морской лед

I. Начальные формы плавучего льда:

Ледяные иглы — мелкие, мало заметные кристаллы льда.

Ледяное сало—скопление ледяных игл, плавающих на поверхности моря в виде маслянистых пятен или в виде тонкого налета сероватого цвета.

Нилас — тонкая ледяная корка, образующаяся на спокойной поверхности воды, толщиной до 10 см; ветром разламывается на куски.

Шуга—бесформенные куски белесоватого цвета, образующиеся чаще всего из сала, сбитого волнением.

Блинчатый лед — форма льда, образующаяся из сала при сравнительно небольшом волнении; размер отдельных «блинов». может доходить до 2 м в диаметре при толщине 5—6 см.

Снежура—вязкая, кашеобразная масса, образующаяся при обильном снегопаде на охлажденную воду.

Молодой лед (молодик)— светло серый, шероховатый, толщиной от 10 до 20 см.

II. Начальные формы неподвижного льда:

Ледяные забереги — тонкий неподвижный лед, распространяющийся от берега на расстояние нескольких десятков метров.

III. Вторичные формы плавучего морского льда (образующиеся при дальнейшем развитии ледяного покрова и его деформации):

Ледяные поля — протяжением не менее 2—3 миль.

Обломки ледяных полей — протяжением от 200 м до 2—3 миль.

Крупнобитый лед — льдины протяжением от 20 до 200 м.

Мелкобитый лед — льдины протяжением меньше 20 м. Ледяная каша — смесь измельченного льда с шугой и снежу рой.

Несяк — отдельное высокое глубокосидящее торосистое образование льда, имеющее сравнительно малое горизонтальное протяжение и находящееся наплаву.

IV. Вторичные формы неподвижного льда:

Припай — форма льда, образующаяся путем развития заберегов, может иметь ширину до нескольких десятков километров.

Стамуха — торосистое ледяное образование, сидящее на мели.

Подошва припая — часть припая, непосредственно связанная с берегом и не испытывающая вертикальных колебаний при колебаниях уровня моря. Некоторые ледовые термины

Водяное небо — темный отсвет на горизонте (на низких облаках) над пространствами чистой воды в пасмурную погоду.

Ледяное небо — белесоватый оттенок низких облаков на горизонте над скоплением льда.

Кромка льда — граница между чистой водой и льдом.

Разводье, полынья, канал — пространства чистой воды среди льда различного вида.

Трещина — узкая полоса воды в сплошном льду, образовавшаяся под влиянием ветров, течения и т. п.

Снежница — пресная вода на льду от таяния снега.

Проталина, промоина — отверстие во льду.

Водяной заберег — полоса воды на льду под берегом.

Сквозной водяной заберег — полоса воды между берегом и льдом, образовавшаяся в результате таяния.

Айсберг — ледяная гора — крупные обломки ледников, свободно плавающие.

Тараны— заостренные подводные продолжения краев льдин.

Подсовы — возникают при напоре льдин, они не столько громоздятся, сколько подсовываются одна под другую.

Многолетний лед — просуществовавший не менее двух зим. Толщина на гладких местах превышает 2 м.

Тяжелый лед — мощный, торосистый, сплоченный, труднопроходимый даже ледоколами.

3. Климатом данного региона называется характерный для него режим погоды, обусловленный солнечной радиацией, характером подстилающей поверхности и связанной с ними циркуляцией атмосферы. Иными словами – тепло-влагооборотом и общей циркуляцией воздуха. Указанные характеристики между собой связаны: на тепловой режим подстилающей поверхности, а следовательно и атмосферы, влияет облачность, задерживая поток прямой солнечной радиации. Образование облаков есть один из элементов влагооборота. Но он, в свою очередь, зависит от тепловых условий подстилающей поверхности и атмосферы, а эти последние в определенной степени зависят от адвекции тепла, то есть общей циркуляции атмосферы. Общая циркуляция, кроме того, дает перенос водяного пара и облаков и тем самым влияет на влагооборот.

Слово «климат» происходит от греческого «климас», то есть наклон, в данном случае – солнечных лучей. Эту основную закономерность отметили греки еще в древности, но определение не изменилось до настоящего времени. Действительно – климат определенной области зависит от угла падения солнечных лучей, разных в течение суток и года. Однако, в современной географии и геофизике это понятие включает в себя большой комплекс элементов, которые характеризуют физическое состояние атмосферы. Различия в температуре и влажности воздуха, давлении, ветре и осадках являются отличительными чертами климатов Земли.

Процесс нагревания поверхности земли или воды реализуется двумя основными условиями: количеством солнечной радиации, падающей на земную поверхность, и свойствами самой поверхности. Какова окажется разница в поглощении солнечной радиации, настолько велико будет различие в нагревании земной поверхности из-за разницы в альбедо. При равенстве остаточной радиации и альбедо в двух каких-либо пунктах нагревание в них все равно не будет одинаковым, поскольку влияет также качество нагреваемой поверхности. Так, почва обладает теплоемкостью в три раза меньшей, чем вода, и в три раза тысячи раза большей, чем воздух. Поэтому она будет нагреваться втрое быстрее воды и в тысячи раз медленнее воздуха. Но и сама почва будет нагреваться по-разному в зависимости от того сухая она или влажная, плотная или пористая, с растительностью или без нее. Воздух при этом нагревается при турбулентном обмене более холодного слоя с нагретым приземным, а также при поглощении теплового излучения Земли. Прямыми солнечными лучами он не нагревается, пропускает их через себя по причине высокой частоты указанного излучения. Влажность воздуха также определяется интенсивностью радиации и характером подстилающей поверхности.С более влажной поверхности происходит большее испарение, следовательно будут большие затраты тепла на этот процесс и выше абсолютная влажность воздуха.

Неравномерное нагревание различных макромасштабных пространств суши и моря создает температурный градиент и зависящий от температуры градиент давления. Последний же определяет перемещение воздуха от высокого давления к низкому что и создает ветер – еще одну климатическую характеристику.

Из всех элементов климата главнейшими являются: температура воздуха и количество осадков, определяющих влажность. Отсюда основные качества климата: теплый и влажный, жаркий и сухой, сырой и холодный. Очевидно, что чем больше остаточной радиации будет тратиться на нагревание почвы и воздуха, тем выше будет температура. И наоборот, чем больше ее будет тратиться на испарение, тем температура будет ниже.

Основными географическими факторами климата являются: географическая широта; высота над уровнем моря; распределение суши и воды на поверхности земного шара; орография поверхности суши; океанические течения; растительный, снежный и ледяной покров. Деятельность человека, как оказалось, тоже влияет на климатообразующие процессы.

Географическая широта определяет угол падения солнечных лучей,а следовательно и количество тепла, поступающее на единицу поверхности данного региона. Солнце находится в зените над экватором в период весеннего и осеннего равноденствия, над северным тропиком летом северного полушария и над юным зимой (летом южного полушария).Более высокие широты имеют все более низкий максимум в высоте солнца над горизонтом. Тем не менее они получают дополнительное количество солнечной радиации в летний период за счет продолжительности дня.

Высота над уровнем моря заведомо снижает температуру воздуха относительно подножья гор (где реализуются широтные изменения), поскольку она уменьшается с высотой на 6-7⁰ на километр.

Наличие обширных материков в северном полушарии обусловливает возникновение муссонной циркуляции атмосферы. Выхолаживание Евразийского континента зимой и прогрев его летом создают устойчивые сезонные переносы воздушных масс с суши на море зимой и с моря на сушу летом. На севере Индийского океана муссонная циркуляция существенно редуцирует пассатную. С уменьшением континентов (Австралия) или при их расположении в более низких широтах (Африка) муссонная циркуляция ослабевает.

Влияние орографии сказывается в расчлененности, изрезанности побережья континентов. Заливы и моря делают местные климаты более морскими, с циклонической циркуляцией и уменьшением годовой амплитуды температуры воздуха. Например, климаты Западной и Восточной Антарктиды.

Теплые океанические течения смещают границы климатических зон в высокие широты (Гольфстрим), холодные – в низкие (Лабрадорское течение). Растительный, снежный и ледяной покров изменяют количество приходящей радиации за счет отражательной способности (роль альбедо).

Количество остаточной радиации можно определить по температуре воздуха, например в сумме за сезон или год. Для этого, в частности, используется сумма температур выше 10⁰ (Т₁₀). Показатель представляет собой условную эффективную температуру, при которой у большинства растений происходит рост и развитие. Ее принятое выражение: ΣОР = ΣТ₁₀/100. Каждой сумме остаточной радиации соответствует определенный тепловой режим, своя климатическая зона (Таблица 4):

Районы, где среднесуточная температура воздуха весь год бывает ниже 10⁰ и за год их сумма близка к 0⁰, соответствуют зоне арктических пустынь. Если эта сумма равна 1000^0,, то она соответствует юной границе тундры. Зона со значением 1000-2200⁰ является зоной хвойных лесов, а от 2200 до 4400⁰ – зоной смешанных и широколиственных лесов.