рефераты конспекты курсовые дипломные лекции шпоры

Реферат Курсовая Конспект

Поняття про заморозки

Поняття про заморозки - раздел Экология, ТЕПЛОВИЙ РЕЖИМ АТМОСФЕРИ Під Заморозком Розуміють Зниження Мінімальної Темпера...

Під заморозком розуміють зниження мінімальної температури нижче 0 ºС на на фоні позитивних середніх добових температур повітря.

На більшій частині території в межах помірної зони існують два чітко обмежені періоди із заморозками – весняний і осінній. Осінні заморозки наступають до закінчення вегетаційного періоду. Вони представляють меншу загрозу для сільського господарства, тому що до тієї пори врожай найчастіше вже зібрано.

Чим далі на північ, тим більше скорочується тривалість періоду між останнім весняним і першим осіннім заморозком. В північних областях беззаморозковий період майже відсутній і заморозки спостерігаються навіть протягом літа. На півдні тривалість беззаморозкового періоду збільшується: весною заморозки закінчуються раніше, а восени наступають пізніше.

За характером виникнення розрізняють три типи заморозків:

адвективні, що виникають внаслідок наступу хвилі холоду і тривають від однієї до декількох діб (найбільш тривалі);

радіаційні заморозки виникають у тихі ясні ночі внаслідок добового ходу температури на фоні помірно низьких середніх за добу температур;

адвективно-радіаційні виникають внаслідок вторгнення хвилі холоду і наступного нічного вихолодження за рахунок нічного випромінювання. Вони короткочасні і виникають перед сходом Сонця.

За інтенсивністю заморозки бувають слабкі, коли температура діючої поверхні не буває нижче – 2 ºС; середні – температура опускається до 3...-4 ºС і заморозок охоплює нижні шари повітря; сильні заморозки – -5 ºС і нижче.

За тривалістю заморозки можуть бути тривалі – більше 12 год., середньої тривалості – 5...12 год. і короткочасні – не більше 5 год.

Найбільш небезпечні для рослин радіаційні заморозки через те, що навесні вони закінчуються за середніх добових температур 5...6 ºС, а в більш континентальному кліматі – за середньої температури 10...13 ºС, коли більшість культур вже досить активно почали розвиватись.

Слід зазначити, що заморозки на поверхні ґрунту навесні закінчуються пізніше, а восени наступають раніше, ніж у повітрі.

Дати закінчення приморозків навесні і наступу восени щороку дуже мінливі. Період між останнім заморозком навесні і першим восени називається беззаморозковим періодом.

На інтенсивність та строки припинення заморозків впливає багато факторів: рельєф місцевості, стан ґрунту, рослинність, віддаленість від водоймищ і та ін.

Горбиста місцевість обумовлює стік і надходження холодного повітря у більш низькі місця рельєфу. Тому біля підніжжя горбів і схилів повітря значно холодніше. Особливо холодно у замкнутих улоговинах. Різниця між температурою повітря біля поверхні ґрунту і на висоті 2 м іноді сягає 10 ºС. Тривалість беззаморозкового періоду в увігнутих формах рельєфу значно зменшується, а інтенсивність заморозків збільшується. Теж саме спостерігається на лісових галявинах. Навпаки, на верхів’ях горбів та верхніх частинах схилів заморозки, в порівнянні з відкритим рівним місцем, слабкі й тривалість беззаморозкового періоду збільшується.

Види термометрів

Температура виміряється в градусах Цельсію (оС).

Для вимірювання температури повітря і ґрунту найбільше застосування мають рідинні, термоелектричні, деформаційні термометри.

Рідинні термометри засновані на принципі зміни об’єму рідини зі зміною температури. У якості рідини в них найчастіше використовують ртуть або спирт.

Ртутні термометри завдяки порівняно високій точності і простоті конструкції широко застосовуються на гідрометеорологічних станціях при вимірюванні температури повітря, ґрунту і води. Для вимірювання низьких негативних і мінімальних температур використовуються також спиртові термометри. У залежності від призначення термометри розрізняються по конструкції, розмірам і технічним характеристикам. Прийомною частиною цих термометрів служить скляний резервуар з капілярною трубкою, прикріпленої до шкальної пластини. Резервуар і частина капілярної трубки заповнені ртуттю (або спиртом) і разом зі шкальною пластиною поміщені в скляну оболонку. У ртутних термометрів простір над ртуттю заповнено інертним газом (азотом), у максимального термометра над ртуттю вакуум. У спиртових термометрах простір у капілярі над спиртом заповнено повітрям під тиском, що перешкоджає випару і дистиляції спирту у верхню частину капіляра. На лицьовій стороні шкальної пластини нанесена шкала в градусах міжнародної шкали температур.

Максимальні і мінімальні термометри мають наступні особливості. У дно резервуара максимальних термометрів упаюється скляний штифт, що входить верхнім кінцем у капілярну трубку (мал.1). Штифт перешкоджає спаданню ртутного стовпчика при зниженні температури і зберігає максимальне показання термометра внаслідок того, що в місці звуження між штифтом і капіляром сили тертя об стінки перевищують сили молекулярного зчеплення ртуті і ртутний стовпчик виявляється відірваним від маси ртуті, що знаходиться в резервуарі. При струшуванні термометра ртутному стовпчику повідомляється прискорення, при якому ртуть проштовхується в резервуар.

 

Мал.1. Термометр максимальний   Мал.2. Термометр мінімальний
1 – резервуар; 2 – штифт; 3 - капіляр 1 – меніск спирту; 2 – штифт

 

У капілярній трубці мінімальних термометрів (мал.2) знаходиться скляний штифт, що вільно переміщається усередині спирту вниз під дією прискорення вільного падіння. У горизонтальному положенні термометра штифт залишається нерухомим при збільшенні температури й утримується силами тертя об стінки. При зниженні температури штифт переміщається убік резервуара, що захоплюється поверхневою плівкою спирту, і по його положення на шкалі фіксуює мінімальну температуру.

 

Термоелектричні термометризасновані на зміні електрорушійної сили термоелементів, що виникає внаслідок різниці температур спаїв. Термоелементи часто виготовляють з міді і константану. Перевага цих термометрів перед рідинними полягає в тому, що ними можна робити виміру у всьому діапазоні температур, що враховуються в метеорології.

Електротермометри опори засновані на принципі зміни електричного опору матеріалів. Ці термометри широко застосовуються для дистанційних вимірів.

Деформаційні термометри засновані на принципі зміни лінійних розмірів твердих тіл зі зміною температури. Приймачем таких термометрів є біметалічна пластинка або пружина з інвару і стали.

 

Вимірювання температури ґрунту

 

Для вимірювання температури поверхні ґрунту використовуються:

1) терміновий термометр, яким вимірюють температуру у певний термін спостережень;

2) максимальний термометр, що показує найбільшу температуру поверхні грунту між термінами спостережень;

3) мінімальний термометр, по якому визначають найменшу температуру поверхні грунту між термінами спостережень.

Температура орного шару ґрунту виміряється колінчатими термометрами Савинова ТМ-5 (мал. 3). Це ртутні термометри. Вигнуті під кутом 135°.

Комплект складається з чотирьох термометрів, призначених для установки на глибинах 5, 10, 15 і 20 см. Довжина термометрів різна і відповідає глибині їхнього встановлення.

Колінчаті термометри встановлюються тільки в теплий час року на тій же площадці, де виміряється температура поверхні ґрунту. Розташування термометрів — зі сходу на захід починаючи з глибини 5 см.

Рис.3. Термометр колінчатий.

 

На великих глибинах температура ґрунту виміряється грунтово-витяжними термометрами ТПВ-50. Кожен термометр укладений у пластмасову оправу, що має мідний наконечник. Резервуар термометра з ртуттю оточений мідними обпилюваннями, що дозволяють термометру в момент витягування і відліку зберігати значення температури ґрунту на глибині його встановлення. Оправа з термометром прикріплюється до дерев'яної тичини з ковпачком на кінці. Тичина з термометром вставляється в трубу з мідним наконечником, що, стикаючись з наконечником оправи, забезпечує тепловий контакт із ґрунтом. Труба встановлюється на відповідну глибину і закріплюється відтягненнями. Для відліку термометр витягається з труби.

У повний комплект входить вісім витяжних термометрів, установлюваних на глибини 20, 40, 60, 80, 120, 160, 240 і 320 см стаціонарно на багато років. На цій ділянці зберігається природний рослинний (або сніжний) покрив.

 

Вимірювання температури повітря

Температура повітря виміряється різними термометрами. На метеорологічних станціях використовуються наступні термометри:

1) психрометричні — для визначення температури повітря в термін спостережень;

2) максимальний, за яким визначають найбільшу температуру повітря між термінами спостережень;

3) мінімальний, за яким визначають найменшу температуру повітря між термінами спостережень.

Устрій максимального і мінімального термометрів викладено вище.

Психрометричний термометр — ртутний, з кулястим резервуаром. Усі термометри містяться в психрометричній (метеорологічної) будці, що захищає їх від сонячної радіації, теплового випромінювання Землі і навколишніх предметів, а також від опадів, сильних поривів вітру та ін. Конструкція будки забезпечує вільний повітрообмін, тому що стінки будки складаються з подвійних жалюзі, планки яких розташовані під кутом 45° до обрію. Будка ставиться на металеву підставку висотою 175 см, що дозволяє поміщати резервуари психрометричних термометрів на висоті 200 см.

Термометри встановлюються в будці на металевому штативі. Психрометричний термометр закріплюється вертикально, максимальний термометр укладається майже горизонтально з невеликим нахилом убік резервуара, мінімальний термометр — строго горизонтально. Узимку при температурах нижче —20 °С поруч із сухим психрометричним термометром встановлюють спиртовий термометр. Ртуть замерзає при температурі —38,9°С, тому при температурі нижче —36 °С визначення по ртутних термометрах не роблять. По термометрах, що встановлені у будці, визначаються температура повітря в терміни спостережень, а також максимальна і мінімальна його температура в інтервалі між термінами.

Для безупинного запису температури повітря використовується термограф. Його приймачем служить біметалічна пластинка, кривизна якої змінюється в залежності від температури. Зміни кривизни пластинки передаються на стрілку з пером, що креслить лінію на паперовій стрічці, яка прикріплена до барабану, що обертається годинним механізмом. Термограф, барабан якого робить один оборот у добу, називається добовим. Існують також тижневі термографи. Термограф знаходиться в жалюзійній будці для самописів.


Температурні градієнти

 

Градієнт – величина зміни якої-небудь характеристики (простору, полю) на одиницю довжини.

Зміна температури на 100 м висоти називається вертикальним градієнтом температури (ВГТ). ВГТ змінюється в залежності від часу року, часу доби (у приземному шарі атмосфери) і від висоти. Для тропосфери ВГТ у середньому складає 0,6° на 100 м. Він вважається позитивним, якщо температура з висотою падає, і негативним, якщо вона підвищується. У нижньому, приземному шарі повітря (1,5—2 м) вертикальні градієнти можуть бути дуже великими. У жаркий день температура на висоті 2 м буває на 5—10° нижче, ніж у поверхні, а вночі температура приземного шару нижче, ніж температура розташованих вище шарів.

Підвищення температури з висотою називається інверсією. Якщо температура з висотою не змінюється (ізотермія), то ВГТ дорівнює 0 оС/100 м.

У приземному шарі повітря удень ВГТ майже завжди позитивний, особливо влітку над сушею, але при ясній погоді він у десятки разів більше, ніж при похмурій. Вологий ґрунт різко знижує ВГТ у приземному шарі атмосфери.

Вночі в результаті великого ефективного випромінювання, особливо при ясному небі, поверхня ґрунту сильно прохолоджується і прохолоджує прилягаючий до неї повітря. Створюється радіаційна інверсія, що іноді досягає висоти декількох десятків метрів. Інверсія може спостерігатися також при надходженні теплої повітряної маси на холодну (фронтальна інверсія).

Дані про ВГТ у різних шарах атмосфери використовують при складанні прогнозів погоди, метеорологічному обслуговуванні реактивних літаків і при виведенні супутників на орбіту, а також для визначення умов викиду промислових відходів. Негативне значення ВГТ при інверсії вказує на можливість заморозку.

4.9. Теплові пояси

За границі теплових (температурних) поясів приймають ізотерми.

Теплових поясів сім:

- жаркий пояс, розташований між річною ізотермою +20° північної і південної півкуль;

- два помірних пояси, які обмежені з боку екватора річною ізотермою +20°, з боку полюсом-ізотермою +10° самого теплого місяця;

- два холодних пояси, що знаходяться між ізотермою +10° і 0° самого теплого місяця;

- два пояси морозу, які розташовані біля полюсів і обмежені ізотермою 0° самого теплого місяця.

Температурні пояси — основа кліматичних поясів.


 

ВОДА в АТМОСФЕРІ

 

5.1. Випаровування, його швидкість і розподіл у часі.

5.2. Характеристики вологості повітря, їх зміна у часі.

5.3. Конденсація і сублімація.

5.4. Утворення хмар; хмарність.

5.5. Опади.

 

5.1. Випаровування, його швидкість і розподіл у часі

Вода потрапляє в атмосферу в основному в результаті випару з поверхні Землі. В атмосфері волога конденсується, переноситься повітряними плинами і випадає знову на земну поверхню. Відбувається постійний круговорот води, можливий завдяки її здатності знаходитися в трьох станах (твердому, рідкому і пароподібному) і легко переходити з одного стану в інший.

Біля 23% сонячній радіації, що приходить на земну поверхню, затрачається на випар води з океанів, морів і суші. Процес фізичного випару полягає в подоланні швидко рухомими молекулами води сил зчеплення, у відриві їх від поверхні і переході в атмосферу. Процес випаровування припиняється при насиченні повітря водяною парою. У цьому випадку говорять, що парціальний тиск водяної пари в повітрі досягає пружності насичення. Встановлено, що при додатних температурах над плоскою поверхнею дистильованої води тиск (пружність) насичення залежить лише від температури повітря. При від’ємних температурах тиск насиченої водяної пари над льодом завжди менший від тиску насиченої водяної пари над переохолодженою водною поверхнею при тій самій температурі..

Випаровування залежить від багатьох факторів. Головними з них є температура поверхні, що випаровує, вологість повітря і вітер.

Процес випару вимагає витрат тепла: на випар 1 г води потрібно 597 кал, на випар 1 г льоду на 80 кал більше. У результаті температура поверхні, що випаровує, знижується. Взагалі, в напрямку від екватора до полюсів, відповідно до зниження температури поверхні, випар зменшується.

Кількісно випаровування характеризується так званою швидкістю випаровування - це маса води, що випаровується в одиницю часу з одиниці поверхні.

Швидкість випару з водяної поверхні зростає зі збільшенням її температури, дефіциту пари над нею і швидкості вітру.

Швидкість випару з поверхні ґрунту в першу чергу залежить від її температури, а також від вологості повітря, швидкості вітру, вмісту води в ґрунті, його фізичних властивостей, стану поверхні, наявності рослинності.

Швидкість випару води рослинами — транспірація — визначається в основному тими ж факторами, що і швидкість випару з поверхні ґрунту, але завдяки своїм регулюючим системам рослини можуть заощаджувати воду, зменшуючи транспірацію.

Сума випару води з поверхні ґрунту і транспірації називається сумарним випаром.

Випарність —це потенційно можливе випаровування з надмірно зволоженого ґрунту або водяної поверхні при певних метеорологічних умовах. Випарність характеризує величину можливого випару із суші при достатнім зволоженні.

Добовий і річний хід випаровування.

Протягом доби швидкість випаровування змінюється: максимум – о 13—14 ч, Мінімум – вночі. Вночі швидкість випаровування зменшується іноді до нуля або навіть робиться негативною, що означає зміну випаровування протилежним процесом — конденсацією. Найбільш різко виражений добовий хід випаровування в літні місяці. У річному ході випаровування максимум у північній півкулі спостерігається в липні, мінімум у листопаді — грудні.

5.3. Характеристики вологості повітря

Вологість повітря – це вміст водяної пари в повітрі.

Кількісно виражається наступними характеристиками:

Парціальний тиск водяної пари е — тиск, що мала би водяна пара, що знаходиться в повітрі, якби вона займала об'єм, рівний об'єму повітря при тій же температурі. Виражається в гектопаскалях.

Граничним значенням парціального тиску водяної пари, що знаходиться в повітрі, є тиск насиченої пари, так званий тиск насичення або пружність насичення водяної пари, Емб, Емм — межа вмісту водяної пари в повітрі при певній температурі. Залежить від тиску насичення і, отже, від температури повітря.

Абсолютна вологість а маса водяної пари, що міститься в одиниці об'єму повітря (г/м3).

Питома вологість S відношення маси водяної пари до маси вологого повітря в тім же об'ємі (г/кг).

Відносна вологість f — відношення парціального тиску пари е до тиску насиченої пари Е при певних температурі і тиску, виражене у відсотках:

Дефіцит насичення водяної пари d — різниця між тиском насиченої водяної пари при даній температурі Е і фактичним парціальним тиском водяної пари е:

d = Е — е.

Точка роси td температура, при якій водяна пара, що міститься в повітрі, стає насиченою.

Добовий і річний хід вологості повітря

Вологість повітря постійно змінюється в зв'язку зі змінами температури поверхні, що випаровує, та повітря, співвідношення процесів випару і конденсації, переносу вологи.

Добовий хід абсолютної вологості повітря може бути простим і подвійним. Перший збігається з добовим ходом температури, має один максимум і один мінімум і характерний для місць з достатньою кількістю вологи. Його можна спостерігати над Океаном, а узимку і восени — над сушею. Подвійний хід має два максимуми і два мінімуми і характерний для суші: ранковий мінімум - перед сходом Сонця, перший максимум - близько 9 години; близько 16 години виникає другий мінімум, який близько 20—21 години змінюється другим (вечірнім) максимумом.

Річний хід абсолютної вологості також відповідає річному ходу температури. Влітку абсолютна вологість найбільша, узимку — найменша.

Добовий хід парціального тискупари над океанами, морями та у прибережних районах суші росте слідом за ростом температури води і повітря: максимум – в 14—15 ч, а мінімуму — перед сходом Сонця. Такий же хід спостерігається над материками в холодний час року. Улітку в добовому ході парціального тиску відзначаються два мінімуми: вночі й у 15—16 ч.

Річний хід парціального тиску пару збігається з річним ходом температури повітря як над океаном, так і над сушею: максимум в липні, мінімум — у січні.

Відносна вологістьзі зміною широти змінюється порівняно мало.

Добовий і річний хід відносної вологості майже усюди протилежний ходу температури: максимум перед сходом Сонця, мінімум — у 15—16 годин.

Протягом року максимум приходиться на самий холодний місяць, мінімум — на самий теплий. Виключення складають області, у яких улітку дують вологі вітри з моря, а узимку — сухі з материка.

Дефіцит насичення має прямий зв'язок з температурою повітря. У добовому ході він досягає найбільших значень у 14—15 ч, а найменших — перед сходом Сонця. У річному ході – максимум у самий жаркий місяць, мінімум — у самий холодний.

 

Методи вимірювання вологості повітря

Вологість повітря може бути обмірювана декількома методами. Найбільше поширення мають психрометричний і гігрометричний методи.

Психрометричний метод заснований на залежності інтенсивності випару з водяної поверхні від вологості навколишнього повітря. Вологість повітря визначається по різниці показань двох однакових психрометричних термометрів – сухого і змоченого. З поверхні резервуара змоченого термометра відбувається випар. Чим сухіше повітря, тим інтенсивніше випар з резервуара змоченого термометра і тим нижче його показання в порівнянні із сухим термометром.

Парціальний тиск водяної пари обчислюється за психрометричною формулою:

e = E’ – B P (tсух – tсмоч),

де E’ – тиск насиченої водяної пари при температурі змоченого термометра, у гПа;

tсух , tсмоч – температура сухого і змоченого термометрів, оС;

P – атмосферний тиск, у гПа;

B – психрометричний коефіцієнт, що залежить від швидкості руху повітря біля резервуара змоченого термометра (для станційного психрометра В=0,000795 оС-1, для аспираційного – В=0,000662 оС-1).

Гігрометричний (або сорбційний) метод заснований на використанні властивості гігроскопічних тіл реагувати на зміну вологості повітря.

 

Прилади для вимірювання вологості повітря

Для виміру вологості повітря психрометричним методом служать станційний і аспираційний психрометри, а гігрометричним – гігрометри. Для безупинної реєстрації вологості повітря застосовуються гігрографи.

Станційний психрометр складається з двох однакових термометрів, що встановлюються в психрометричніой будці. Лівий прийнято називати «сухим», він показує температуру повітря. Термометр, встановлений праворуч, називається «змоченим», тому що його резервуар безупинно змочується дистильованою водою. Вода знаходиться в спеціальному стакані і подається до резервуара за допомогою смужки батисту, один кінець якої обертає резервуар змоченого термометра, а інший опущений у стакан і тягне воду як ґніт.

Чим менше вологість повітря, тим більше різниця показань сухого і змоченого термометрів.

За температурою повітря і показанням змоченого термометра при допомозі спеціальних «Психрометричних таблиць» визначають парціальний тиск пару, відносну вологість, дефіцит насичення і точку роси.

Аспіраційний психрометр дуже зручний для виміру вологості повітря в похідних умовах і серед рослин. За принципом дії він аналогічний станційному. Аспіраційний психрометр є одним з найбільш точних метеорологічних приладів. Резервуари його термометрів надійно захищені від променів Сонця, випар зі змоченого термометра відбувається при постійній швидкості вітру.

Волосяний гігрометр служить для виміру відносної вологості повітря. Дія приладу заснована на властивості знежиреного людського волоса змінювати довжину в залежності від відносної вологості. Приймальною частиною гігрометра служить знежирений людський волос, натягнутий на металеву раму. Верхній його кінець закріплений регулювальним гвинтом, а нижній пов'язаний зі стрілкою. Зміна довжини волоса передається на стрілку, що указує відносну вологість на шкалі, що градуйована від 0 до 100%. Так як волос змінює свою довжину зі зміною вологості нерівномірно, то і ділення на шкалі мають нерівні проміжки: на початку шкали вині більші, ніж у кінці.

Чутливість гігрометра згодом змінюється, тому його показання необхідно звіряти з відносною вологістю, що винаходиться за психрометром. У зимовий час спостереження по психрометру при температурі нижче —10 °С не виробляються і для виміру вологості повітря застосовується тільки гігрометр. Тому до настання морозів протягом одного місяця показання гігрометра порівнюються з показаннями психрометра і наносяться на графік, що буде служити для перекладення показань гігрометра в показання психрометра.

Рис.1.Волосяний гігрометр.

1 – волос; 2 – рама; 3 – шкала; 4 – дужка стрижня; 5 – вісь стрілки;
6 – регулювальний гвинт;

 

Гігрограф — прилад для безупинного запису відносної вологості. Прийомною частиною приладу є пучок знежиреного людського волосся. В іншому пристрій цього приладу майже аналогічний термографу.

Рис.2. Гігрограф.

1 – противага; 2 – стріла з пером; 3 – важіль; 4 – пучок волосся, 5 – рама;
6 – встановочний гвинт;7 – аретир.

 

5.3. Конденсація і сублімація

Конденсація — вода з пароподібного стану переходить у рідкий. При цьому виділяється теплота, що була витрачена на випар. При температурі нижче 0° С вода може, минаючи рідкий стан, перейти у твердий. Цей процес називається сублімацією.

Крім охолодження повітря нижче температури точки роси (тобто при наближенні парціального тиску до тиску насиченої водяної пари), для початку конденсації чи сублімації водяної пари ще необхідна наявність у повітрі так званих ядер конденсації та сублімації, що являють собою аерозолі (частіше це часточки різних солей або інших речовин). Зараз вважають, що аерозолі, розміром 0,2–1,0 мкм, можуть бути ядрами конденсації.

У очищеному повітрі, яке не має аерозольних часток, для початку конденсації парціальний тиск водяної пари повинен в 6–8 разів перевищувати тиск насиченої пари при даній температурі. У реальній атмосфері, яка містить аерозольні частки, конденсація водяної пари починається при відносній вологості повітря, близькій до 100 %, не завжди досягаючи цього значення.

Пониження температури повітря нижче точки роси можливо внаслідок:

- охолодження діяльної поверхні шляхом ефективного випромінювання і наступного охолодження прилеглого шару атмосфери;

- надходження теплого повітря на холодну діяльну поверхню;

- змішання двох мас повітря, що близькі до насичення водяною парою, але мають різну температуру;

- адіабатичного підняття повітря (адіабатичного охолодження).

І конденсація і сублімація можуть відбуватися і на земній поверхні, і на поверхні різних предметів.

Коли температура повітря, що охолоджується від підсилюючої поверхні, досягає точки роси, на холодну поверхню з нього осідають роса, іній, рідкий і твердий нальоти, паморозь (наземні гідрометеори).

Скупчення продуктів конденсації та сублімації (крапельок води, кристаликів льоду) у приземних шарах повітря називається туманом або серпанком.

І конденсація і сублімація можуть відбуватися і на земній поверхні, і на поверхні різних предметів.

Коли температура повітря, що охолоджується від підсилюючої поверхні, досягає точки роси, на холодну поверхню з нього осідають роса, іній, рідкий і твердий нальоти, паморозь.

Наземні продукти конденсації та сублімації

Роса — дрібні краплі води, що утворяться на поверхні ґрунту, на каменях, на листах рослин при температурі вище 0°С. Роса утворюється внаслідок радіаційного охолодження діяльного шару в ясні тихі ночі, коли цей шар і прилегле до нього повітря прохолоджуються нижче точки роси і вода, що скондесувалася, починає осідати у виді крапельок. Роса зникає незабаром після сходу Сонця унаслідок випару.

Теплота, що виділяється при утворенні роси, може запобігти настанню приморозку. Інтенсивність утворення роси і її кількість вимірюють росографом.

Іній — дрібні кристали льоду, що покривають поверхню землі і наземних предметів. Він утворюється так само, як і роса, але в тих випадках, коли температура точки роси нижче 0 °С и земна поверхня охолоджена нижче 0 °С. Варто підкреслити, що іній утворюється не внаслідок замерзання крапель роси, а безпосередньо з водяної пари. Пар відразу переходить у твердий стан — лід, минаючи рідку фазу — воду (що називається сублімацією). При утворенні роси виділяється прихована теплота, при утворенні інею тепло, навпаки, поглинається.

Рідкий і твердий наліт — тонка водяна чи крижана плівка, що утвориться на вертикальних поверхнях (стіни, стовпи і т.п.) при зміні холодної погоди на теплу в результаті зіткнення вологого і теплого повітря з охолодженою поверхнею.

Паморозь — пухкий шар сніговидної маси, що наростає на гілках, проводах і т.п. (зерниста паморозь), чи пухкий шар кристаликів льоду, що наростає шляхом сублімації (кристалічна паморозь). Зерниста паморозь утвориться звичайно при потепленні після сильних морозів, при тумані і відносно теплому вітрі при температурі —2 ... —7 °С, а кристалічна — при температурі нижче —15 °С.

Ожеледь — шар гладкого прозорого чи мутного льоду, що утвориться на деревах і інших наземних предметах унаслідок намерзання переохолоджених крапель дощу або туману при їхньому зіткненні з поверхнею предметів, охолодженими нижче 0 °С. Ожеледь утвориться переважно з навітряної сторони предметів.

Ожеледиця — шар гладкого прозорого чи мутного льоду, що утворюється земній поверхні за тих же самих температурних умов, що і ожеледь.

 

Скупчення продуктів конденсації чи сублімації (крапельок води, кристаликів льоду) в безпосередній близькості до земної поверхні називається туманом або серпанком.

Туман і серпанок розрізняються розмірами крапельок і викликають різний ступінь зниження видимості. При тумані видимість 1 км і менше, при серпанку — більше 1 км (але менше 10 км). При укрупненні крапельок серпанок може перетворитися в туман. Випар вологи з поверхні крапельок здатний викликати перехід тумана в серпанок. У залежності від причин, що приводять до утворення тумана, виділяють кілька типів туманів.

Радіаційний туман (туман випромінювання) викликається поступовим охолодженням шару повітря від поверхні, що віддала тепло шляхом випромінювання. Утворенню радіаційного тумана сприяє ясна, тиха або зі слабким вітром погода. Улітку, вночі і над ранок над низькими і сирими місцями утвориться низький радіаційний туман потужністю до 2 м. Узимку і восени радіаційний туман досягає висоти 2000 м і зберігається кілька днів.

Адвективний туман (туман переміщення) утворюється при переміщенні теплого повітря на холодну поверхню. Цей туман охоплює великі площі і поширюється на значну висоту. Прикладами адвективних туманів можуть бути тумани, що виникають у холодний час року при русі повітря з низьких широт у високі, літні тумани над північним морями, що викликані приходом теплого повітря з континенту, приморські тумани — результат приходу узимку теплого повітря з моря на холодну поверхню і т.п.

Туман змішування виникає при змішанні двох мас повітря з різною температурою, близьких до насичення.

Туман випаровування утворюються під впливом випаровування з теплої вологої поверхні у відносно холодне повітря.

Якщо конденсація (або сублімація) водяної пари відбувається на деякій висоті над поверхнею, утворяться хмари. Від туману вони відрізняються положенням в атмосфері, фізичною будовою і розмаїтістю форм.

5.4. Утворення хмар; хмарність

Значна частина водяної пари конденсується чи сублімується у вільній атмосфері, утворюючи хмари.

Виникнення хмар пов'язане головним чином з адіабатичним охолодженням повітря, що піднімається. Піднімаючись і при цьому поступово охолоджуючись, повітря досягає границі, на якій його температура становиться рівній точці роси. Ця границя називається рівнем конденсації. Вище, при наявності ядер конденсації, починається конденсація водяного пару і можуть утворюватися хмари. Таким чином, нижня границя хмар практично збігається з рівнем конденсації. Верхня границя хмар визначається рівнем конвекції — границі поширення висхідних струмів повітря. Вона часто збігається з затримуючими шарами.

Приблизно рівень конденсації визначають за формулою:

Рк=122 ּ (t - td)

де t – температура повітря, оС; td - температура точки роси цього повітря, оС.

Хмари складаються з дрібних крапель води або крижаних кристалів. Залежно від переваги тих чи інших елементів хмари поділяються на водяні, крижані, змішані.

Водяні хмари складаються з крапельок води.

Крижані хмари складаються з кристаликів льоду.

Змішані містять одночасно крапельки води різних розмірів і кристалики льоду. В них створюються найсприятливіші умови для випадіння снігу і дощу.

Хмари бувають найрізноманітніших форм, кожна з яких утворюється на певній висоті і відповідає прояву відповідних атмосферних процесів. В основу міжнародної класифікації хмар покладено зовнішній вигляд хмар і їхня висота.

За висотою розташування в тропосфері хмари поділяють на 4 родини, а за зовнішнім виглядом – на 10 видів (або форм) і велику кількість різновидів.

Хмари верхнього ярусу мають 3 форми (види): перисті, перисто-шаруваті, перистокупчасті. Вони розташовані на висоті вище 6 км, складаються з крижаних кристалів, мають білий колір і не дають тіней на земній поверхні; з них опади не випадають. До них належать

Хмари середнього ярусу (висококупчасті, високошаруваті) відрізняються від хмар верхнього ярусу більшою щільністю; через них лише слабко просвічують, а іноді зовсім не просвічують ні Місяць, ані ні Сонце. Висота основи від 2 до 6 км. Ці хмари мають сіруватий колір і дають слабкі тіні. Відносяться до змішаних хмар. Опади з них не випадають.

Хмари нижнього ярусу (шаруваті (найбільш низькі), шарувато-купчасті та шарувато-дощові) звичайно щільні, не просвічують, темно-сірого кольору. Висота нижньої межі – нижче 2 км. З них випадають облогові, тривалі опади.

Хмари вертикального розвитку утворяться під дією висхідних потоків повітря. Висота нижньої границі 0,5—1,5 км, вершини можуть досягати верхнього ярусу. Види: купчасті хмари — окремі щільні маси із сіруватими плоскими підставами й опуклими вершинами, водяні, проте опади з них не випадають; купчасто-дощові (зливові, грозові) хмари є результатом подальшого розвитку купчастої хмари з вершиною, що досягла верхнього ярусу. З цих хмар випадають зливові дощі, іноді дуже сильні.

Хмарність – це сукупність хмар, що спостерігаються на небосхилі в місці спостереження, або розміщені на великій території. Отже, це ступінь покриття хмарами небосхилу.

Для того, щоб з хмари випадали опади, хмарні елементи (краплі або кристали) повинні вирости до такого розміру, при якій швидкість їх падіння була б більшою від швидкості висхідних потоків повітря. Отже, укрупнення хмарних елементів – обов’язкова умова випадіння атмосферних опадів.

Основними процесами, які викликають укрупнення, є конденсація (або сублімація) на хмарних елементах водяної пари та коагуляція (злиття) крапель або зціплення кристалів при стиканні.

Характер і форма хмар обумовлюються процесами, що викликають охолодження повітря, що приводить до хмароутворення.

При змиканні теплих і холодних мас повітря тепле повітря завжди прагне піднятися нагору по холодному. При піднятті його в результаті адіабатичного охолодження формуються хмари. Якщо тепле повітря повільно піднімається по слабонахильній поверхні розділи теплих і холодних мас (процес висхідного ковзання), утворюється суцільний хмарний шар, що простирається на сотні кілометрів (700—900 км. У тому випадку, коли тепле повітря енергійно виштовхується нагору підтікає під нього холодним повітрям виникають купчасто-дощові хмари (Сb)

Хмари, що утворяться при підйомі теплого повітря по холодному, називаються фронтальними. Якщо підйом повітря викликаний його натіканням на схили гір і височини, утворюються хмари, які одержали назву орографічних.

Хмарність: добовий і річний хід, розподіл хмар

Хмарність — ступінь покриття неба хмарами. Отже, хмарність – це сукупність хмар, що спостерігаються на небосхилі в місці спостереження, або розміщені на великій території.

У добовому ході хмарності над сушею виявляються два максимуми — раннім ранком і після полудню. Над Океаном добовий хід хмарності зворотній ходу її над сушею: максимум хмарності припадає на ніч, мінімум — на день.

Річний хід хмарності дуже різноманітний. В низьких широтах хмарність протягом року істотно не змінюється. Над континентами максимальний розвиток хмар конвекції приходиться на літо. Літній максимум хмарності відзначається в області розвитку мусонів, а також над Океанами у високих широтах.

Взагалі в розподілі хмарності на Землі помітна зональність. Відмічаються два максимуми — над екватором і над 60—70° півн. та півд.ш.. Над сушею хмарність менша, ніж над Океаном, і зональність її виражена менше. Мінімуми хмарності відмічається у 20—30° півн. і півд. ш. і у полюсів.

– Конец работы –

Эта тема принадлежит разделу:

ТЕПЛОВИЙ РЕЖИМ АТМОСФЕРИ

Кафедра загального землеробства...

Если Вам нужно дополнительный материал на эту тему, или Вы не нашли то, что искали, рекомендуем воспользоваться поиском по нашей базе работ: Поняття про заморозки

Что будем делать с полученным материалом:

Если этот материал оказался полезным ля Вас, Вы можете сохранить его на свою страничку в социальных сетях:

Все темы данного раздела:

Склад атмосфери
Газовий склад; значення газів Атмосферою називається газоподібна оболонка Землі, сама зовнішня з земних оболонок, що знаходиться в безупинній взаємоді

Значення атмосфери
Вона охороняє Землю від падаючих на неї метеорів, поглинає пагубне для всього живого ультрафіолетове випромінювання Сонця; затримує довгохвильове теплове випромінювання Землі, створюючи сприятливі

Будова атмосфери
Атмосфера за своїми фізичними властивостями неоднорідна як у вертикальному, так і в горизонтальному напрямах. Змінюються усі параметри, що характеризують стан атмосфери: температура, тиск, густина

Тепловий баланс
Як витрачаються надлишки тепла (позитивний радіаційний баланс) і як поповнюється його недоїмка (у випадку негативного радіаційного балансу), як встановлюється теплова рівновага для поверхні, для ат

Тепловий режим нижнього шару атмосфери
Основним джерелом нагрівання нижніх шарів атмосфери є тепло діяльного шару Землі. У денні години, коли радіаційний баланс діяльного шару позитивний, частина тепла передається до повітря. Уночі внас

Баричне поле, його характеристика
Тиск атмосфери – це сила, з якою тисне на одиницю поверхні стовп повітря, що простирається від поверхні землі до верхньої границі атмосфери. Атмосферний тиск із висото

Циклони й антициклони
Циклони — висхідні атмосферні вихори з похилою віссю обертання, що виявляються у поверхні Землі замкнутою областю зниженого тиску (баричний мінімум) з циклонічною систем

Прогноз погоди
Прогнозуванням погоди займається розділ метеорології, що називається синоптичною метеорологією. Прогнозування погоди можливі тільки на основі систематичних спостережень, вироблених

Хотите получать на электронную почту самые свежие новости?
Education Insider Sample
Подпишитесь на Нашу рассылку
Наша политика приватности обеспечивает 100% безопасность и анонимность Ваших E-Mail
Реклама
Соответствующий теме материал
  • Похожее
  • Популярное
  • Облако тегов
  • Здесь
  • Временно
  • Пусто
Теги