Предмет и задачи землеведения. Место общего землеведения в системе географических наук.

Путь, описываемый Землей вокруг Солнца, называется ее орбитой.

Ось суточного вращения Земли наклонена к плоскости эклиптики на 66°33', а плоскость экватора наклонена к плоскости эклиптики на угол 90°-66°33'=23°27'. Ось суточного вращения Земли (при движении Земли) остается параллельной, самой себе, не меняя наклона к плоскости земной орбиты.

Поскольку мы не чувствуем своего движения вместе с Землей, нам кажется, что мы неподвижны, а Солнце перемещается по эклиптике. Таким образом, движение Солнца по эклиптике есть отражение движения Земли.

Рисунок 46 - Движение Солнца по эклиптике через зодиакальные созвездия есть отражение движения Земли вокруг Солнца.

Уяснить это можно, рассматривая рисунок 46, на котором в плане изображено движение Земли.

Известно, что от высоты Солнца над горизонтом зависит количество тепла, падающего на данную площадь; чем выше поднимается Солнце над горизонтом, тем жарче оно греет. Разной высотой Солнца над различными местами земного шара объясняется то, что на Земле имеются различные тепловые пояса - жаркий, умеренные и холодные. В связи с этим в каждом году бывают холодные и теплые сезоны, постепенно приходящие на смену один другому. Это явление природы называется сменой времен года.

Атмосферное давление

Понятие об атмосферном давлении. Воздух невидимое и легкое. Однако и оно, как и всякая вещество, имеет массу и вес. Поэтому оно оказывает давление на земную поверхность и на все тела, на ней находятся. Это давление определяется весом столба воздуха высотой с всю атмосферу - от земной поверхности до самой ее верхней границы. Установлено, что такой столб воздуха давит на каждый 1 см² поверхности с силой в 1 кг 33 г (соответственно на 1 м² - Более 10 т!) Итак, атмосферное давление - Это сила, с которой воздух давит на земную поверхность и на все предметы на ней.

Поверхность тела человека составляет в среднем 1,5 м². Согласно воздуха давить на нее весом в 15 т. Такое давление способно раздавить все живое. Почему же мы его не ощущаем? Это связано с тем, что внутри человеческого организма также существует давление - внутренний, и он равно атмосферному. Если это равновесие нарушается, человек чувствует себя плохо.

Измерение атмосферного давления. Атмосферное давление измеряют с помощью специального прибора - барометра. В переводе с греческого это слово означает "Измеритель тяжести".

На метеостанциях используют ртутный барометр. Основная его часть - стеклянная трубка длиной 1 м, запаянная с одного конца. В нее налито ртуть - тяжелый жидкий металл. Открытым концом трубка погружена в широкую чашу, также заполненную ртутью. При переворачивании ртуть из трубки вылилась только до определенного уровня и остановилась. Почему же она остановилась, а не вылилась вся? Потому что воздух оказывает давление на ртуть в чаше и не выпускает ее всю из трубки. Если атмосферное давление уменьшается, то ртуть в трубке опускается и наоборот. По высоте столба ртути в трубке, на которую нанесена шкала, определяют величину атмосферного давления в миллиметрах.

На параллели 45⁰ на уровне моря при температуре воздуха 0 ⁰С под давлением воздуха столбик ртути поднимается в трубке на высоту 760 мм. Такое давление воздуха считается нормальным атмосферным давлением. Если столб ртути в трубке поднимается выше 760 мм, то давление повышенный, Ниже - снижен. Следовательно, давление столба воздуха всей атмосферы уравновешивается весом столба ртути высотой 760 мм.

В походах и экспедициях пользуются более удобным прибором - барометром-анероид. "Анероид" в переводе с греческого означает "безридинний": в нем нет ртути. Главной его частью является металлическая упругая коробочка, из которой скачали воздуха. Это делает ее очень чувствительной к изменениям давления извне. При повышенные давления она сжимается, при снижении - расширяется. Эти колебания через особый механизм передаются стрелке, которая указывает на шкале величину атмосферного давления в миллиметрах ртутного столба.

Зависимость давления от высоты местности и температуры воздуха. Атмосферное давление зависит от высоты местности. Чем выше уровня моря, тем давление воздуха меньше. Он снижается, так как с поднятием уменьшается высота столба воздуха, который давит на земную поверхность. Кроме того, с высотой давление падает еще и потому, что уменьшается плотность самого воздуха. На высоте 5 км атмосферное давление снижается наполовину по сравнению с нормальным давлением на уровне моря. В тропосфере с подъемом на каждые 100 м давление уменьшается примерно на 10 мм рт. ст.

Зная, как изменяется давление, можно вычислить и абсолютное и относительное высоту места. Существует и особый барометр - высотомер, В котором наряду со шкалой атмосферного давления, есть и шкала высот. Итак, для каждой местности будет характерен свой нормальное давление: на уровне моря - 760 мм рт. века, в горах в зависимости от высоты - ниже. Например, для Киева, лежащей на высотах 140-200 м над уровнем моря, нормальным будет среднее давление 746 мм рт. ст.

Атмосферное давление зависит и от температуры воздуха. При нагревании объем воздуха увеличивается, оно становится менее плотным и легким. За этого уменьшается и атмосферное давление. При охлаждении происходят обратные явления. Следовательно, с изменением температуры воздуха непрерывно меняется и давление. В течение суток он дважды повышается (утром и вечером) и дважды снижается (После полудня и после полуночи). Зимой, когда воздух холодный и тяжелое, давление выше, чем летом, когда оно более теплое и легкое. Итак, за изменением давления можно предсказать изменения погоды. Снижение давления указывает на осадки, повышение - на сухую погоду. Изменение атмосферного давления влияет и на самочувствие людей.

Распределение атмосферного давления на Земле. Атмосферное давление, как и температура воздуха, распределяется на Земле полосами: различают пояса низкого и высокого давления. Их образование связано с нагревом и перемещением воздуха.

Над экватором воздух хорошо прогревается. От этого оно расширяется, становится менее плотным, а потому легче. Легче воздуха поднимается вверх - происходит восходящее движение воздуха. Поэтому там у поверхности Земли течение года устанавливается пояс низкого давления. Над полюсами, где в течение года температуры низкие, воздух охлаждается, становится более плотным и тяжелым. Поэтому оно опускается - происходит нисходящее движение воздух - и увеличивается давление. Поэтому у полюсов образовались пояса высокого давления. Воздух, поднявшееся над экватором, растекается к полюсам. Но, не доходя до них, на высоте оно охлаждается, становится тяжелее и опускается на параллелях 30-35⁰ в обоих полушариях. Как следствие - там образуются пояса высокого давления. В умеренных широтах, на параллелях 60-65⁰обоих полушарий образуются пояса низкого давления.

Таким образом, наблюдается тесная зависимость атмосферного давления от распределения тепла и температур воздуха на Земле, когда восходящие и нисходящие движения воздуха обуславливают неравномерное нагревание земной поверхности.

 

14. Ветром называется горизонтальное движение воздушных масс над поверхностью суши или воды.
Скорость ветра измеряется в метрах в секунду или в баллах (один балл приблизительно равен 2 м/с). Скорость зависит от барического градиента: чем больше барический градиент, тем выше скорость ветра.

От скорости зависит сила ветра (табл. 1). Чем больше разность атмосферного давления между соседними участками земной поверхности, тем сильнее ветер.

 

 

15. Вода в атмосфере

Этот раздел физики атмосферы является чрезвычайно важным т.к. он раскрывает теорию одного из основных погодо и климатообразующих процессов – влагооборота. Важен он и с практической точки зрения, т.к. одним из элементов влагооборота являются осадки, учет которых имеет прикладное значение во многих отраслях хозяйства: с/х, водоснабжении и т.д.

Испарение и конденсация Это 2 противоположных процесса в атмосфере, которые приводят к переходу воды в разные фазовые состояния. Соответственно они являются основными механизмами влагооборота, а следовательно и следствиями множества явлений в атмосфере, таких как: туманы, облака, осадки, роса, иней, дымка. Для понимания физики этих вопросов следует начать с изучения условий фазовых переходов воды.

Фазовые переходы воды Вода – единственное вещество, которое встречается в атмосфере во всех 3-х агрегатных состояниях: твердом(лед), жидком(вода), газообразном(пар). В облаках часто встречаются системы, образованные из воды, находящейся в различных агрегатных состояниях. Причем, в таких системах наблюдается непрерывный переход воды из одной в другую фазу. В какие-то моменты система может находится в состоянии подвижного равновесия, т.е. переход молекул из одной фазы в другую не осуществляется. Для характеристики фазовых переходов и фазового равновесия в метеорологии широкое применение нашло понятие о «термодинамическом потенциале»: ФункцияS=U–Tφ+Apvи носит название термодинамический потенциал, гдеU– внутренняя энергия системы;T– температура;φ– энтропия;Apv– характеризует приток(отток) энергии за счет внешних сил; А – термический эквивалент работы. В том случае еслиdS= 0, то система находится в состоянии равновесия. А это достигается лишь в том случае если имеет место определенное соотношение между давлением пара и температурой. Такое соотношение наблюдается, кода водяной пар в системе находится в состоянии насыщения. Поэтому для изучения фазовых переходов необходимо выяснить от каких факторов зависит величина упругости насыщенного пара.

Упругость насыщенного пара в зависимости от температуры над водой и надо льдом. Используя уравнение Клаузиуса-Клайнерона или выражение для термодинамического потенциала, можно вывести фомулы зависимости упругости насыщения от температуры: - над водой (уточненная эмпирическая формула Магнуса) , где 6,1=Е₀- надо льдом Сравнивая отношение Е_л / Е_в при одной и той же отрицательной температуре, можно сделать вывод, что это отношение меньше единицы, причем чем ниже температура, тем меньше это соотношение (до - 12◦С). Следовательно, упругость насыщения пара надо льдом (при прочих равных условиях) меньше, чем над водой. Это объясняется тем, что силы сцепления молекул льда больше. Потому число оторвавшихся молекул будет меньше, а значит и меньше упругость насыщения. Таким образом если, при отрицательных температурах (в переохлажденных облаках) относительная влажность по отношению к воде равна 100%, то по отношению ко льду она может быть больше 100%, т.е. в таких случаях наблюдается перенасыщение.

Термодинамическая диаграмма. Графически зависимость упругости насыщения водяного пара от температуры для различных фаз воды представлена на термодинамической диаграмме фазового равновесия воды.

Три состояния одновременно могут находиться в равновесии только в т. О (при t= 0^◦С, е ≈ 6,1 гПа). Кривая ОА соответствует равновесию между паром и водой приt> 0 (линия испарения). Кривая ОВ¹соответствует равновесию между паром и переохлажденной водой приt< 0. Кривая ОВ` соответствует равновесию между переохлажденной водой и льдом. ОС – кривая плавления льда. Т.1 – устойчивое состояние газообразной фазы. Т.2 – устойчивое состояние водной фазы. Т.3 –состояние равновесия пар-вода. Таким образом эта диаграмма позволяет определить в каком положении находится система (в равновесии или нет и какая фаза).

Испарение и испаряемость С поверхности жидкости всегда отрывается несколько молекул, обладающих повышенной скоростью. На совершение этой работы затрачивается энергия, численно равная теплоте испарения. Оторвавшиеся молекулы вследствие диффузии частично распространяется в окружающем пространстве, частично возвращается в жидкость. Интенсивность испарения характеризуют не числом оторвавшихся молекул, а массой испарившейся жидкости с единицы поверхности за единицу времени, т.е. кг/(с*м²) или мм/с (т.к. слой 1 мм на площади 1м²составляет массу воды 1 кг). Испарение в естественных условиях является сложным процессом. Согласно закону Дальтона его скорость пропорциональна разности между упругостью насыщенного пара Е_п, вычисленного по температуре испаряющей поверхности и парциальным давлением пара в воздухе «е». Кроме того, скорость испарения обратно пропорциональна атмосферному давлениюP: , где А – коэффициент пропорциональности, зависящий в основном от ветра. Из формулы следует чтоwусиливается при увеличенииE_n, что в свою очередь происходит при повышении температуры. Следует заметить, что если испаряющая поверхность теплее воздуха, то испарение может происходить и когда воздух уже насыщен паром, т.к.E_n> (e=E). Если же температура испаряющей поверхности холоднее, чем температура воздуха, то вместо испарения будет конденсация, т.к.E_n<eиw< 0. В связи с тем что в природе испарение происходит с разных поверхностей (вода, почва, растения и т.д.), то при одинаковых метеорологических условиях результат испарения будет разный. Поэтому вводится понятие испаряемость – это максимально возможное испарение при наличии избытка влаги. Она всегда больше фактического испарения и равна ему на водоемах. Для определения испарения (испаряемости) используют приборы, но чаще всего применяют расчетные методы: А) метод турбулентной диффузии (основан на связи вертикального распределения гигрометрических характеристик с турбулентным потоком водяного пара): , гдеk₁– коэффициент турбулентности наh= 1м в м²/с;z` = 1м; ∆e– разность парциального давления пара наh= 0,5 иh= 2м. в гПа;wв мм/ч (значениеk₁ находится по таблице по ∆tи ∆Vнаh= 0,5 иh= 2м.) Б) метод теплового баланса (LE=R–P–B,E=w= (R-P–B) /L). Для практических расчетов используют следующую формулу: , гдеwв мм/ч;R– радиационный баланс; В – поток тепла в почву, в кВт/м², ∆tи ∆е – разности температуры и парциального давления наh= 0,5 иh= 2м. В) по эмпирическим формулам, например:w= 0,134*V*(E_n–e), гдеwв мм/сут;V– скорость ветра в м/с; (E_n–e) в гПа.\

Конденсация и сублимация водяного пара Наряду с процессом перехода воды (жидкой) в пар (испарение) в природе наблюдается обратный процесс перехода пара в жидкость (конденсация) или сразу в лед (сублимация). При этом происходит выделение теплоты конденсации. Процесс конденсации происходит в том случае, когда температура испаряющейся поверхности понижается до точки росы. В этом случае давление пара в воздухе уравнивается (превышает) с давлением у испаряющей поверхности. В естественных условиях образование зародышевых капель (кристаллов) происходит на ядрах конденсации, т.е. на взвешенных частичках, которые всегда присутствуют в воздухе. В идеально чистом воздухе для процесса конденсации необходимо многократное пересыщение.

Упругость пара над поверхностью капель Исследования показали, что процесс насыщения в.п. зависит не только отt⁰и фазы воды (т.е. над водой или надо льдом). На него влияют и другие факторы: кривизна поверхности, наличие электрического заряда на капле, присутствие солей и кислот. Установлено, что упругость пара над выпуклой поверхностью больше, чем над плоской и над вогнутой. Причина: на молекулу на выпуклой поверхности оказывают действие меньше молекул, поэтому создается повышенное давление.

Испарение заключается в переходе воды из жидкой или твердой фазы в газообразную и в поступ­лении водяного пара в атмосферу.

Испарение - процесс прежде всœего энергетический. Он зависит от количества тепловой энергии, которая может быть затрачена на данной поверхности в единицу времени, и определяется, следо­вательно, уравнением теплового баланса на земной поверхности. На океанах на испарение затрачивается до 90% энергии солнечной радиации.

Вторым метеорологическим условием, определяющим вели­чину испарения, является влагоемкость воздуха, степень его сухо­сти или влажности. Количественно она характеризуется дефицитом влажности, который в свою очередь зависит от температуры воздуха и в меньшей степени от ветра. Разумеется, испарение может происходить только при наличии воды. На суше это условие имеется далеко не везде и не всœегда: аридным зонам свойствен дефицит влаги, в гумидных зонахвлагиможет не хватать в отдельные периоды. В связи с этим в метео­рологии выработано понятие об испаряемости (Ец).

Испаряемость - ϶ᴛᴏ максимально возможное испарение при данных метео­рологических условиях, не лимитированное запасами влаги. То же относится к термину «потенциально возможное испарение».

Испарение принадлежит к числу важнейших процессов географической оболочки. На него расходуется большая часть сол­нечноготепла. Скрытая теплота парообразования, выделяющаяся при конденсации влаги, нагревает атмосферу, и данный источник тепла для атмосферы является основным. Испарившаяся влага поступает на материки и обеспечивает их осадками.При фазовых переходах воды происходит поглощение или выделœение тепла, а при цирку­ляции атмосферы оно перераспределяется. Один из видов испаре­ния—транспирация—принимает участие в биологических процессах и об­разовании биологической массы.

Климатическое и, особенно, биофизическое значение испаряе­мости состоит по сути в том, что она показывает иссушающую спо­собность воздуха: чем больше можетиспариться при ограничен­ных запасах влаги в почве, тем ярче выражена засушливость. В одних местах это приводит к появлению пустынь, в других - вызывает временные засухи, в-третьих, где испаряемость ничтож­на, создаются условия переувлажнения.

В Северной Европе испарение близко к своему верхнему пре­делу - испаряемости—около 100 мм в год. В зонесухих степей Юго-Востока Европы, а также в аридных областях средиземно­морских субтропиков испаряемость достигает 1200 - 1300мм, адействительное испарение вследствие недостатка влаги составля­ет только 300 мм. Дефицит влаги - разница между осадками и испаряемостью в аридных зонах составляет примерно 600—800 мм.

Максимальная испаряемость, естественно, в пустынях, особен­но в Сахаре. В центральных ее частях она превышает4500 мм.Испарение, ограниченное ничтожным количеством осадков, не превышает 100 мм в год. Здесь на испарение расходуются не только осадки, но и подземная вода, стекающая с Атласских гор и из бассейна Центральной Африки. Разница между потенциаль­ным (4500 мм) и фактическим (около 100 мм) испарением выражает степень сухости Сахары.

Наибольшее испарение (около 1 200 мм) происходит на забо­лоченных низинах Центральной Африки—в бассейне озера Чад и Верхнего Нила. Растения, обеспеченные здесь теплом и влагой, дают наибольший на Земле прирост растительной массы. В эква­ториальной Африке испаряетсяза год слой воды в 1000мм.

Испаряемость и испарение отражают и режим осадков, и ре­жим тепла. Соотношение прихода и расхода атмосферной влаги принято называть атмосферным увлажнением.

Точка росы – это температура охлаждения окружающего воздуха, при которой водяной пар, который в нём содержится, начинает конденсироваться, образовывая росу, то есть это температура выпадения конденсата. Данный показатель зависит от двух факторов: температуры воздуха и его относительной влажности. Точка росы газа тем выше, чем выше его относительная влажность, то есть она приближается к фактической температуре окружающего воздуха. И наоборот, чем ниже влажность, тем ниже точка росы.

16. ОБЛАКА И ОСАДКИ

Образование облаков. В летний день земная поверхность, поглощающая большую часть падающего на нее солнечного излучения, имеет более высокую температуру, чем прозрачный атмосферный воздух. Слой воздуха, находящийся у поверхности Земли, нагревается больше, чем слой воздуха, расположенный над ним, так как, кроме излучения Солнца, он подогревается еще и снизу земной поверхностью.

Поверхность Земли неоднородна. На ней имеются холмы и долины, леса и степи, моря и горы, поэтому нагревание земной поверхности и прилегающего к ней слоя воздуха в различных местах оказывается неодинаковым. Воздух над участком поверхности Земли, имеющим повышенную температуру по сравнению с соседними участками, в результате нагревания при постоянном давлении расширяется. Понижение плотности воздуха при расширении приводит

Рис. 9. Грозовое облако образуется в восходящем потоке воздуха

к тому, что он «всплывает» вверх, а его место занимает более плотный и холодный воздух из соседних участков (рис. 9).

Однако на этом процесс не прекращается. Подъем некоторого количества теплого воздуха в более высокие слои атмосферы сопровождается его дальнейшим расширением, так как по мере удаления от поверхности Земли давление в атмосфере уменьшается. Расширение воздуха при подъеме сопровождается его охлаждением.

Процесс охлаждения газа при расширении можно объяснить качественно следующим образом. Если объем сосуда, в который заключен газ, увеличивается за счет того, что одна из стенок сосуда удаляется от противоположной стенки со скоростью и, то соударения молекул газа с этой «убегающей» стенкой будут приводить к уменьшению их скорости после каждого удара. Уменьшение средней кинетической энергиитеплового движения молекул в результате таких соударений и есть причина понижения температуры газа при расширении.

Для сухого воздуха подъем на 100 м по вертикали сопровождается охлаждением примерно на 1 °С (рис. 10). Очевидно, что подъем нагретого воздуха будет продолжаться до тех пор, пока его температура в результате охлаждения при расширении не сравняется с температурой воздуха на достигнутой высоте.

При подъеме и охлаждении воздуха, содержащего пары воды, на некоторой высоте водяной пар из ненасыщенного становится пересыщенным, происходит конденсация пара и возникает облако, состоящее из мелких водяных капель. Высота нижней границы

Рис. 10. Изменение температуры воздуха при его подъеме

облака определяется условием охлаждения поднимающегося воздуха до точки росы.Процесс конденсации водяного пара в облака сопровождается выделением тепла, поэтому воздух в облаке охлаждается менее интенсивно, чем вне его. Процесс дальнейшего его расширения и подъема продолжается. Облака могут иметь протяженность по вертикали свыше 10 км. Их вершины при этом даже в жаркий летний день находятся в слоях воздуха с температурой ниже 0 °С и состоят не из водяных капель, а из кристаллов льда.

После выяснения механизма образования облаков, естественно, возникает вопрос: почему они не падают на Землю? Ответить на этот вопрос несложно. Как показали экспериментальные исследования структуры облаков, размеры водяных капель в них лежат в пределах от 2 до 70 мкм. Капли таких малых размеров падают в воздухе с очень малой скоростью. Например, скорость падения капли радиусом 10 мкм составляет всего 1 см/с. Эффект уменьшения скорости падения капли с убыванием ее радиуса объясняется тем, что сила тяжести пропорциональна объему капли, т. е. кубу ее радиуса: а сила сопротивления воздуха пропорциональна скорости движения капли и площади ее поперечного сечения, т. е. квадрату ее радиуса: С уменьшением радиуса капли сила тяжести убывает быстрее, чем сила сопротивления воздуха, и эти силы оказываются уравновешенными при все меньших значениях скорости движения и. Осадки. Если процесс конденсации пара в облаке идет более интенсивно, чем процесс испарения капель воды на поверхности облака, развитие облака может завершиться выпадением из него дождя, снега или града.Образование осадков в облаке происходит примерно следующим образом. По мере подъема вверх восходящим воздушным потоком водяные капли в результате процесса конденсации пара все увеличиваются в размерах. Этот процесс продолжается до тех пор, пока размеры капли не станут такими, что скорость ее падения превысит скорость подъема восходящего потока воздуха в облаке. Капли, падающие вниз, встречают на своем пути более мелкие капли, поднимающиеся вверх, сливаются с ними, укрупняются. Процесспродолжается до тех пор, пока они не выпадут из облака в виде дождя.Особенно эффективно происходит образование осадков, если вершина облака состоит из кристалликов льда. При достижении критических размеров кристаллики льда начинают падать. Процесс конденсации пара на их поверхности в нижних слоях облака протекает гораздо интенсивнее, чем на поверхности капель. В результате из облака выпадает снег, который на пути к поверхности Земли может растаять и выпасть в виде дождя.

Циклоны и антициклоны

Циклон или антициклон – это определенная вихревая форма циркуляции атмосферы.

Циклон – это замкнутая изобарическая область с низким давлением в центре и увеличением давления от центра к периферии циклона.

Антициклон – это замкнутая изобарическая область с повышенным давлением в центре и снижением давления от центра к периферии антициклона.

По широтной зоне образования циклоны разделяют на внетропические и тропические, а антициклоны – на внетропические и субтропические.

Циклоны и антициклоны получают название по названию района возникновение или вхождения на территорию региона. Например, сибирский антициклон, среднеземноморский циклон и т. п.

Диаметр циклона составляет около 1000 км. Глубина внетропических циклонов (то есть давление в центре) колеблется от 950 до 1050 мб. Ветер у поверхности Земли в северном полушарии обращает вихрь против часовой стрелки, так как ветер направлен в сторону низкого давления. Температура в молодых циклонах распределенная неравномерно. По мере развития циклона температура выравнивается. В центральной части циклона наблюдается облачность и осадки. Поэтому обычно в циклонах погода плохая. В центральной части циклона происходит перемещение воздушных масс с запада на восток. Скорость перемещения составляет 30-50 км/ч. В северном полушарии движение воздуха осуществляется против часовой стрелки, в южном полушарии – по часовой стрелкой.

Диаметр антициклона около 2000 км. Давление в центре антициклона составляет 1020-1030 мб, иногда может достигать 1070 мб. В антициклоне ветер в северном полушарии вращает вихрь по часовой стрелке. В центральной части антициклона обычно малооблачная погода. В северном полушарии движение воздуха осуществляется по часовой стрелке, в южном полушарии – против часовой стрелки.

Циклоны и антициклоны разделяют на стационарные (которые перемещаются с скоростью меньшее 5 км/ч), малоподвижные (скорость движения 5-10 км/ч) и подвижные (скорость движения свыше 10 км/ч).

Возникновение, развитие и движение циклонов и антициклонов называют циклонической деятельностью. Она является важным звеном общей циркуляции атмосферы. Известно, что в тропической зоне Земли накапливается огромное количество тепловой энергии, а в полярных областях затрата тепла превышает ее поступление от Солнца. По этой причине, вследствие неравномерного поступления солнечной радиации на земную поверхность и ее поглощения над отдельным районами получаются большие градиенты температуры воздуха. Это вызывает образование фронтов.

Циклоны и антициклоны могут быть фронтальными ( получаются на фронтах) и нефронтальными. К нефронтальным циклонам относятся тропические и термические, которые возникают летом над сушей при сильном нагреве воздуха от подстилающей поверхности. Нефронтальные антициклоны чаще образуются зимой над сильно охлажденными континентами.

Внетропические циклоны в большинства случаев являются фронтальными. Внетропические фронтальные антициклоны обычно формируются в холодном воздухе и перемещаются за холодным фронтом в тыл циклонов.

В эволюции внетропических фронтальных циклонов условно выделяют три стадии:

- стадия возникновения. Начальным условием возникновения циклона есть движение воздушных масс по обе стороны фронта в противоположном направлении или в одном направлении, но с разными скоростями. При таком движении воздушных масс на каком-то участке прямолинейного фронта сначала происходит искривление линии фронта в виде волны. Воздушный поток в месте возникновения волны образовывает завихрение: часть холодного воздуха начинает вклиниваться под теплый воздух, а часть теплого воздуха натекает по наклонной поверхности на холодный воздух. При таком движении воздушных масс на стационарном фронте возникает два подвижных участка: холодный и теплый фронты, которые постоянно удлиняются. Появление вихревого движения воздуха сопровождается снижением давления в небольшой области, которая ограничена на синоптической карте одной замкнутой изобарой, кратной 5 гПа;

- стадия молодого циклона. Характеризуется образованием хорошо выраженного теплого сектора циклона, который расположен между холодным и теплым фронтом и системой нескольких замкнутых изобар. Так как скорость холодного фронта больше скорости теплого фронта, то спустя некоторое время проходит сужение теплого сектора, который сопровождается дальнейшим снижением давления в центре циклона;

- стадия максимального развития циклона. Падание давления в его центральной части прекращается, теплый сектор суживается, в тыловой части появляются вторичные холодные фронты. На этой стадии развития облачная система циклона приобретает четко выраженную спиралеобразную формы, при этом происходит смыкание облачных спиралей теплого и холодного фронтов (окклюдирование). Дальнейшее окклюдирование циклона приводит к вытеснению теплого воздуха вверх и исчезновение отдельно существовавших теплого и холодного фронтов. Близ поверхности земли он заполняется холодным воздухом, который в процессе дальнейшей эволюции циклона распространяется вверх. Масса воздуха увеличивается, поэтому возрастает давление в центре циклона;

- стадия заполнения. На этой стадии развития циклона фронты окклюзии размываются, поскольку циклон состоит из почти однородного воздуха, облачные системы деградируют, горизонтальные градиенты температуры и давления значительно уменьшаются, резко падает скорость ветра и в конце концов, циклон исчезает как самостоятельная барическая система возле земли, хотя на высоте он может прослеживаться еще на протяжении некоторого времени.

Существование циклона от начала окклюдирования до его полного исчезновения на синоптической карте происходит за 3-4 суток.

19. Основная характеристика климата Беларуси Климат Беларуси является умеренно континентальным с атлантическими циклонами. Что касается зимы, то она умеренно холодная, характеризующаяся продолжительными оттепелями. Если рассматривать лето, то можно сказать, что оно умеренно теплое. Количество осадков за год в среднем составляет от 550 мм на юге страны до 750 мм на возвышенностях. Климат Республики Беларусь и его особенности обусловлены географическим положением Беларуси в зоне умеренных широт, где преобладает равнинный рельеф, отсутствуют орографические преграды, а также большим расстоянием от Атлантического океана. Угол падения лучей солнца и длительность дня и солнечного сияния определяются широтным расположением территории республики в зоне 56° и 51° северной широты. От этого зависит и количество проникающей солнечной радиации. За год количество солнечной радиации варьируется от 3400 до 4050 МДж/м2. Смена воздушных масс над страной зависит от циркуляции атмосферы. К частому появлению влажных воздушных масс приводит преобладание западного переноса в нижних слоях атмосферы. В восточных областях влияние океана снижается, и усиливается континентальность климата. Из-за господства западного переноса происходят западные циклоны, которые приносят влажный воздух. Появляются оттепели, осадки и небольшое потепление в холодное время года, а летом погода становится прохладной, приходят дожди. Циклоны с северо-запада появляются значительно реже. Термический режим отличается положительными температурами воздуха в среднем за год, которые повышаются к югу и юго-западу. Средний показатель температуры на севере 4,4 °С, на юго-западе 7,4 °С. В январе на юго-западе температура составляет в среднем -4,1 °С, а на севере-востоке -8,4 °С. Июльская средняя температура имеет показатель от +17 °С до +19,7 °С.

20.Гидросфера,ее части и происхождение.Круговорот воды в природе.

Гидросфера-это водная оболочка земли,включающая всю химически не связанную воду. Большая часть воды по объему 96% приходится на Мировой океан. Подводные воды 2%,Ледники 2%,только 0,2% приходится на поверхностные воды суши(реки, озера, болота). Некоторое количество воды содержится в атмосфере и живых организмах. Запасы пресных жидких вод составляют всего 0,6%(реки, пресные озера, пресная подземная вода). Круговорот воды: Испарение с поверхности земли происходит повсеместно(за счет солн. энергии).Большая часть влаги испаряется с поверхности Мирового океана,занимающего 2/3 поверхности планеты. Из водяного пара образуются облака. Осадки из облаков частично выпадают над океаном, частично над сушей. Выпавшие над сушей осадки или вновь испаряются или стекают в реки, либо просачиваются вглубь, пополняя запасы подземных вод. Подземные воды питаю реки, а реки выносят воды в Мировой океан. Быстрее всего возвращается в океан вода выпавшая над ним в виде осадков, затем вода попавшая в реки. Гораздо дольше задерживается на суше вода законсервированная в ледниках и подземная вода глубоких водоносных горизонтов. Ученые считаю, что в течении 3 тысяч лет в результате круговорота вся вода Мирового океана обновляется.Происхождение воды: Вода на земле появилась, выделяясь из магмы, при образовании земной коры. Поступление воды из недр Земли происходит до сих пор при извержении вулканов. На земле вода существует в трех агрегатных состояниях: жидком, твердом и газообразном. Без воды невозможно существование живых организмов. В любом организме вода является средой, в которой происходят химические реакции, без которых не могут жить живые организмы. Вода является самым ценным и самым необходимым веществом для жизнедеятельности живых организмов.

21 Мировой океан и его части. Состав и физико-химические свойства океанических вод.

М.о. – совокупность всех океанов и морей, единая непрерывная водная система земного шара. (71%) поверхности З. покрыто мировым океаном. Единый мировой океан подразделяется на 4 океана-Тихий, Атлантический, Индийский, Северный Ледовитый. В океанах выделяю моря, заливы и проливы. Море – часть океана, более или менее обособленное и отличающаяся от соседних частей особенностями температуры, солености, характером приливов (окраинные,средиземные, внутриматериковые, межостровные-Банда, море без берегов-Саргассово). Заливы- части океана(моря), выделяющиеся благодаря конфигурации берегов, мало отличающиеся от соседних водных пространств. Проливы- сравнительно узкие части океана, разделяющие материки или острова(соединяющие океаны и моря).Вода – простейшее соединение кислорода с водородом. Океаническая вода содержит соли, газы, частицы органич. и неорганич. Происхождения. По массе они сост. всего 3,5%, а чистая вода – 96,5%, соленость - кол-во растворённых частиц твёрдых мин. в-в,выраженное в грамма