Каталог :: География

Шпора: Билеты

     Атмосфера масса ок. 5,15·1015 т. Состав ее у поверхности
Земли: 78,1% азота, 21% кислорода, 0,9% аргона, в незначительных долях процента
уклекислый газ, водород, гелий, неон и другие газы. В нижних 20 км содержится
водный пар (у земной поверхности — от 3% в тропиках до 2·10-5% в
Антарктиде), количество которого с высотой быстро убывает. На высоте 20-25 км
расположен слой озона, который предохраняет живые организмы на Земле от
вредного коротковолнового излучения. Выше 100 км растет доля легких газов, и на
очень больших высотах преобладают гелий и водород; часть молекул разлагается на
атомы и ионы, образуя ионосферу. Давление и плотность воздуха в
атмосфере Земли с высотой убывают. В зависимости от распределения температуры
атмосферу Земли подразделяют на тропосферу, стратосферу, мезосферу,
термосферу,(t0 в к-м растет до h 200-300 км, где достигает знач
1500 К), экзосферу быстро движ-ся атомы H2 могут вылетать в
космич простр-во.
     
     2. Солнечная радиация, солнечное излучение — единст­венный источник
энергии для экзогенных процессов на земной поверхности и в атмосфере. Солн.
Радиация- вся совокупность лучистой энергии посылаемой солнцем. Поверхность
Земли получает тепло за счет солнечного излучения, а ночью она остывает,
испуская тепловые лучи в атмосферу. Солнечные лучи отдают атмосфере
непосредственно от 1/12 до 1/6 части своей
энергии. Эта энергия распределяется по всей толще атмосферы, а потому
вызываемое ею нагре­вание воздуха относительно невелико.
     Суммарная радиац – это вся солн-я радиация поступающ на Землю прямая и
рассеянная. Общее к-во тепла в Дж или Ккал, поступающее на поверхность суши и
океана от Солнца на ед-цу площади в единицу времени. Всего Земля получает от
Солнца 2,4 • 1018 кал лучистой энергии в 1 минуту = 1019 
Дж в мин.
     Распределение солнечной радиации по земной поверх­ности зависит от
географической широты места. От полю­сов к экватору радиация увеличивается, ибо
чем больше угол, под которым солнечные лучи падают на поверхность
Земли, тем больше радиации она получает на единицу площа­ди. Y1=Y
0*sinÐh, где Y1 - интенс-ть солн рад при паден солн лучей
под Ðh, Y0 - интенс-ть солн рад при отвесном паден лучей.
От широты места зависит и продолжительность дня в разные времена года,
что также определяет величину сол­нечной радиации, поступающей на земную
поверхность.
В средних и высоких широтах поступление солнечной радиации сильно меняется по 
временам года, что связано с большими изменениями полуденной высоты солнца и
про­должительности дня.
Однако приход солнечной радиации на земную поверх­ность в определенном месте
зависит не только от географи­ческой широты. Тепло и свет в атмосфере Земли
отражают­ся, поглощаются, рассеиваются содержащимися в ней во­дяным паром,
пылью, а также облаками. В атмосфере образуется рассеянная радиация
.
     3. Суммарная радиация частично поглощается земной по­верхностью, нагревая
ее, а частично отражается от нее. Отраженная земной поверхностью радиация
называется отра­женной, а поглощенная земной поверхностью — 
поглощен­ной радиацией. Альбедо – отношение к-ва отраженной рад к к-ву
поступающей энергии. Особенно сильно отражает радиацию снег (до 90%),
слабее — песок (35%), трава (20%), еще слабее — чернозем (4%). Поглощенная
              радиация на­гревает почву, растительный покров, верхние слои воды.
Поэтому они обладают собств-м излучением. Это тепловая длинноволновая радиация.
Зимой земное излучение нагревает атмосф и она сама отдает тепло вверх и вниз,
на встречу земному излучению, называется встречным излучением. Эффективное
излучение – разница м/у собственным и встречным излучением. Снижается при
облачности и влажности. Макс излуч в тропиках, мин – в полярных р-х.
Присутствие в атмосфере Земли углекислого газа и водяного пара не позволяет
теплу, отраженному от земной поверхности, беспрепятственно уходить в
космическое про­странство. Они создают так называемый парниковый эффект, 
благодаря которому перепад температуры на Земле в течение суток не превышает 15
°С. Если бы парниковый эф­фект отсутствовал, земная поверхность остывала бы за
ночь в среднем на 30—40 °С.
     4. Земля одновременно получает энергию (прямая и рассеянная) и отдает
(отраженная, эффективное излуч). Радиационный баланс – разница м/у
приходом и расходом солнечной энергии. R=Q(1-a)-Y, где Q - прямая рад., а –
альбедо, Y – эффектив. излуч;   R=Q+D-Y-C, где Q - прямая рад., D – рассеян
рад., Y – эффектив. излуч, С – отраж рад.
Для всей земля кроме полюсов Р.Б. положительный. Макс – у экватора, мин у
полюса. РБ океана>РБ суши. Избыток энергии уравновешивается. РБ показывает
как преобразуется на земной пов-ти поступающ от солнца рад. R-LE-P=Æ, где
LE – затраты на испарение, Р – турбулентный обмен м/у поверх земли и
атмосферой.
     5. Солнечные лучи, пройдя через атмосферу, падают на поверхность Земли и
нагревают ее. Этим объясняется характерная особенность тропосферы: понижение
температуры приземного слоя воздуха с высо­той, ведь воздух нагревается от
поверхности Земли.
Климат любой местности зависит прежде всего от ее гео­графической широты. Чем
ближе к экватору, тем больше угол падения солнечных лучей, тем сильнее
нагревается земная поверхность и выше температура воздуха.
Наблюде­ния за температурой воздуха выявили существование су­точных и годовых ее
колебаний. Разность между наиболь­шими и наименьшими значениями температуры
воздуха в течение суток называется суточной амплитудой; в течение года
— годовой амплитудой.
Амплитуда суточных колебаний зависит от ряда факторов:
1) характера подстилающей поверхности: над океанами и морями она равна всего
1—2°, а над степями и пустыня­ми достигает 15—20°;
2) рельефа местности: вследствие опускания в долину холодного воздуха со
склонов;
3) облачности: с увеличением облачности суточная амп­литуда уменьшается.
Годовые колебания температуры зависят главным обра­зом от широты места и
близости океана. Температура в тропосфере понижается на 0,6 гр на каждые 100
м.
В течение суток темп-ра Земли также мен-ся. Макс - после полудня(14ч), мин
перед восходом Солн.
     6. Темп-ра у поверх-ти З. распред не равном-но, т. к. лучи солнца макс
нагревают те участки на которые попадают отвесно, поэтому макс темп на экв, а
мин на полюсах. Влияние подстилающей пов-ти – альбедо. Облачность. Рельеф.
Лучше всего неоднородность нагревания земной поверх-ти показывают на карте
изотермы.
     7. В земн атм содерж 400 тыс. км3 водян параВода испар-ся с
Земли. Её к-во зависит от температуры. Абс. влажность – содерж водян
пара в атмосф в г/м3 . Упругость водян пара насыщенного воздуха (Е)
– это маскимальное содержание водяного пара в воздухе при данной температуре.
На каждые 100 упругость насыщения растёт в 2р. Упругость вод пара
(е). Относительная влажность – процентное отношение к-ва водяных паров,
содержащихся в воздухе, к тому к-ву, к-е он должен содержать при насыщении (r).
r=е/Е*100%. Дефицит влажности – недостаток насыщения воздуха влагой при
данной темп-ре. Точка росы – темп-ра, при к-й насыщ возд переходитк
насыщению. Испарение – поступление в атмосферу водяного пара за ед-цу
времени. Скорость испар-я зависит от темп-ры, ветра, влажности воздуха.
Испаряемость – к-во воды, к-е может испарится с той или иной поверхности, с
неограниченным запасом воды. В полярн об-х испар-ть мала, макс – в пустынях.
     8. Конденсация – переход воды из пара в жидкое состоян. Происходит при
понижении температуры. Если темп-ра < 00,то происх сублимация
минуя жидкое состояние. Конднс происх при 1- более тепл влажн воздух
соприкасается с поверхность охлад-х предметовÞроса, иней, изморозь. При
образ-ии росы теплота выделяется, а при инее – поглащ. Изморозь более рыхлая,
осажд при темп-ре намного < 00. Туман и дымка – конденс-я водян.
пара в приземном слое воздуха. Туман и дымка различ размерами капель и сниж-я
видим-ти. В тум – 1 км, в дымке нес-ко км.
В завис-ти от причин вызвавших туман, выделяют:
1) радиационный - вызывается постоянным охлаждением слоя воздуха от пов-ти,
отдавшей тепло, путём излучения.
2) адъективный (т. перемещения) – обр при перемещении тепл возд на холод пов-
ть. Охват big S и распр-ся на значит высоту
3) приморский – рез-т прихода тёпл воздуха с моря на холод-ю пов-ть суши.
4) тум-смешение – обр при смешении 2-х возд-х масс с различными темп-ми,
близких к насыщению. Они обр-ся над Атлант ок. 1вм обр-сь над холод-м Лабрад
теч, др. – над тепл Гольфстримом.
5) тум-испарение – обр поздней осенью. В насыщенном воздухе над ещё теплыми
водоёмами или зимой над прорубью.
     9. Осадки – вода, выпавшая на пов-ть из атмосферы в виде дождя, мороси,
снега, града и др.
                               Тип осадков                               
     облажные               моросящие                  ливневые
равномерные,          из слоистых и     быстрое измен-е
длит-е, выпад в      слоисто-кучевых           интенс-ти
виде дождя из               облаков.              непродолжит.
слоисто-дожд обл.                              Выпад из кучево-
В области фронтов                     слоистых, дождь снег.
     Дождь, вода, образующаяся при конденсации водяного пара, выпадающая из
облаков и достигающая земной поверхности в виде капель жидкости. Диаметр
дождевых капель колеблется от 0,5 до 6 мм. Капли мельче 0,5 мм называются
моросью. Капли крупнее 6 мм сильно деформируются и разбиваются при падении на
землю.
В зависимости от объема осадков, выпадающих за определенный промежуток
времени, по интенсивности различают слабые, умеренные и сильные (ливневые)
дожди. Интенсивность слабого дождя меняется от ничтожно низкой до 2,5 мм/ч,
умеренного дождя – от 2,8 до 8 мм/ч и при сильном дожде – более 8 мм/ч, или
более 0,8 мм за 6 мин. Обложные затяжные дожди при сплошной облачности на
значительной территории обычно слабые и состоят из мелких капель. Дожди,
выпадающие на небольших участках спорадически, обычно более интенсивны и
состоят из более крупных капель. За один сильный грозовой ливень
продолжительностью всего 20–30 мин может выпасть до 25 мм осадков.
     Снег. Когда водяной пар конденсируется при температурах значительно ниже
0° С, формирующиеся кристаллы льда при определенных условиях объединяются и
падают на землю в виде снежинок.
     10. На каждого из нас воздух давит с силой в 15 т.
Атмосферное давление измеряется в миллиметрах ртут­ного столба. За нормальное
давление атмосферы условно принято давление, равное 760 мм высоты рт.ст,
давление столба воздуха сечением 1 см2 на ур океана на широте 45 
0. В СИ давл измер в Па. Норм давл = 1013,25 гПа. Барич ступень – высота,
на к-ю нужно подняться или опуститься, чтобы давл изменилось на 1 ед. Барич
ступ с высотой возрастает. Давление с высотой убывает на высоте 5 км в 2 р
<, 10км-в 4р, 15км-в8р. Изменение давл связ с температурой
Для измер давл барометром. Существуют ртутные и безжид­костные
барометры. Последние получили название баро­метры-анероиды.
     12. ветр - перемещение воздуха над поверхностью Земли в гори­зонтальном
направлении. Ветер всегда дует из области высокого давления в область
низкого давле­ния. И чем больше разность давления (барический градиент
-разница давления на расстоянии 10 дуги меридиана или 111 км) между
соседними участками земной поверхности, тем ветер сильней. Сила ветра опред-ся
давлением, оказываемым движущимся воздухом на предметы, (кг/м2).
Сила ветра зависит от скорости. Направление ветра зависит от:
1) Барич градиента – дует в сторону убывающего давл.
2) отклоняющего действия вращения З. (силы Кареолиса)
3) от трения о земн пов-ть
4) центробежной силы.
Направл вера определяется той стороной с которой он дует. Д определения
стороны света используют румбы и азимут. Д опред напр и скор ветра служ
анемометр-флюгер. Сила ветра оценив в баллах по шк Бофорта. Диагр – роза
ветров строится д/выявления преобладающих ветров в данной местности.
Осн ветры: бриз, муссон, пассат, местные ветры (фён, бора или норд-ост)
     13.Воздух в тропосфере имеет разные свойства, т.к. поверх-ть З. нагрета
везде по-разному. Так при длительном прибывании воздуха над однородной поверх-ю
                                                                  формир-ся в.м.
В завис-ти от пов-ти, над к-й они формир-ся, выдел морские и конт-е.
Делят их и в зависимости от географического положения места формирования:
1) арктические или антарктич-е. Над снегами и льдами, холодным. Быв морск и
континент.
2) м. умеренных широт: мор и конт.
3) троп: морск и конт (их различ)
4) экваториальные, всегда влаж и тепл.
     Вм всегда в движен, и могут
сближ. В местах их сближ концентрируются больш зап Е, особо если в.м. облад
разными св-ми. Возникает атм. фр – пов-ть раздела м/у вм с разн свойствами.
Тропич фр – возникает при встрече на экваторе пассатов разных полушарий. Полярн
фр – м/у умер-ми в.м. и тропич, аркт или антаркт фр – м/у умер и арк или ант.
Это главные фронты. Но сущ и др холод и тепл. Фронт-я повть нах под Ð к
подстилающ пов-ти и наклон-на в стор более холод возд. Ширина атм фр неск
км-дес-ки км, длина100-1000км.
тепл фр. тепл возд наползает на
холодный
холодный фр. холод возд
подтекает под теплый
фр окклюзия при смыкании
тепл и холод фронта, но холод
фр движ быстрее
     14. Циклон — область низкого давления атмосферы, самое низк давл в
центре; антициклон — область высо­кого давления атмосферы. Постоянно
образуются в тропосфере средних и высо­ких широт на атмосф.фронтах.
В каждом циклоне и антициклоне воздух движется в виде огромного вихря
диаметром 100-3000 км, высота 2-4 км. В Северном полушарии это враще­ние
воздуха в циклонах происходит против часовой стрел­ки, а в антициклонах — по
часовой. Скорости ветра в цик­лонах могут быть весьма значительными. В
антициклонах ветры слабее, во внутренних их частях наблюдаются даже штили
(безветрие).
В Северном полушарии господствует переме­щение их с запада на восток со
скоростью 20 км/ч. Происходит смена воздушных масс, а следовательно,
изме­нение температуры и влажности воздуха, увеличение облач­ности, выпадение
осадков. При прохождении антициклона облачность обычно невелика и
существенных осадков не вы­падает, так как преобладают нисходящие токи
воздуха.
Циклоны и антициклоны — это естественные механиз­мы, переносящие воздушные массы
     Гидрометеорологическая служба Российской Федерации (ГМС), обеспечивает
народное хозяйство информацией и прогнозами в области метеорологии,
климатологии, агрометеорологии, гидрологии и морской метеорологии. В нее входит
сеть метеорологических и гидрологических станций, обсерватории и пр.
Возглавляется Федеральной службой России по гидрометеорологии и мониторингу
окружающей среды.
     Гало светлые круги, дуги, столбы, пятна, наблюдаемые вокруг или вблизи
дисков Солнца и Луны. Вызываются преломлением и отражением света ледяными
кристаллами, взвешенными в воздухе.
     Венцы, светлые туманные кольца вокруг диска Солнца или Луны, окруженные
одним или несколькими радужными кольцами; обусловлены дифракцией света в
капельках тонких облаков.
     16. Муссоны сезонные ветеры, меняю свое напр 2 р в год по сезонам: зимой
и летом. Захват огромн террит, но не имеют большой вертикальной мощ-ти. Мех обр
(сама). Мусс хар-ны д/востока и ю-в-ка материков Азии, Аляски, побережья СЛО.
     Тропич мусс в троп шир. Из-за разницы нагрев с и ю полушария Земли. эти
мусс совпад по напр с пассатами.
     15. Общ цирк атм. это система ветров в атм, в рез к-й пероисх обмен
большими массаим воздуха в атм.
На цирк влияют:
1.        неравном нагр земн пов-тиÞразное давление
2.        Ускорение Кареолиса
Осн ветрораздел-субтроп пояс высок давл. От них ветеры оттекают к экв-пассаты
, к умер широтам-западн ветры. Летом термич экаторв смещ к сев
вслед за . Пассаты юж полуш пересек экв и мен своё направл отклоняясь
вправо, те ю-в-й пассат превращ в ю-з-й. Зимой с-в-й пас мен напр на с-з. В 
тропич поясе  тоже перемнная циркуляция. Летом – троп воздух, зимой –
умеренных широт. В умер шир господств зап ветры, а также цикл и а/цикл.
В поляр шир – сев и с-в ветры.
     14. Циклоны а/ц. Ц- атмосф-й вихрь с низк давл в центре. в сев полуш вращ
против час стрелки. А/ц- атм вихрь с высок давл в центре. В сев полуш вращ по
час стрелке. Обр-ся при взаимод различн вм на фронтах. Чаще обр-ся в умер шир и
перемещ с зап на в-к со скор 20 км/ч и прох в сутки 700 км. Диам цикл 1000-3000
км, высота-2-4 км.
     Цикл. Давл пониж к центруÞветер с перефер. В цикл втягиваются
различ вм с различ св-ми. В переднюю восточную и южн тыловую втяг воздух с
более южн р-в
9теплый). А в сев и зап часть – более холод. Различ по св-м вм сближ и
образуют внутри Ц фронт. В ценре возн восходящ потоки воздуха. При этом
погода: ветер, паден давл, обл, осадки. Летом похолод, зимой оттеп.
     А/ц летом без ветра, зимой, при отсутств облаков Земля выхолажив-ся. 
Троп цикл. – обр м/у 50 и 900 шир. По размеру они не
больш в диам(макс 1000км) и больш градиент давл. Поэтому здесь больш скор
ветра, сопрвожд ливнями, грозами.Обр-ся над тёпл пов-ю океана, не ниже 270
. Могут развиваться из раз депрессий и возникать на тропич фронтах. Особ-ть троп
цикл – область затишья в центре – «глаз бури».
     28. Погода и её типы. прогноз Погода-физич сост атмосф в данной
мест-ти данное вр. Это внешнее проявление проходящих в атм проц-в и состоян
атмосферы. Постоянно изменся в связи с суточ ходом давл, прохожд а/ц ,ц и фр-в.
Виды погоды:
1 Безморозная – полное отсутствие отриц  температ, соответствует условиям
положит радиац-го баланса.
2 Погода с переходами ч/з 0 0. Если среднесут темп-ра Ю0, тьо мин
темп-ра отрицат-на и наоборот. Хаар-на д/переходных сезонов.
3 Морозная.
В каждом виде формир классы:
а) Ясная, малооблачная П. – без ос, х-на для а/ц. Зимой сопровожд похолодан-
м, остановлением ветра. Летом сильное прогревание. Большие суточные колебания
темп-ры Þроса и иней.
б) облачная с проясн. Часто сопровожд кратковрем дождями. Неустойч состоян
воздуха, к-й перемещ на тёпл поверх-ть, нагревается и обр-ся облака, обычно
это холодн фронт.
в) Пасмурная П. с низкой облачностью. Частые моросящ осадки. Вызыв охлажд
воздуха приходящего на холод пов-ть. подъём возд слабый, облака слоистые.
Набл-ся чаще зимой, суточн ампл температ не большая.
г) Ненастная П. с обложными осадками, связ с циклон и фр.
     Синоптическая метеорология – н-ка занимающаяся прогнозир-м погоды. 
Служба погоды – объединение учереждений, получ-х свед о погоде, составляющие
прогноз. Наблюд ведутся на метеостанц по единой программе в опред время ч/з 3
ч. Ещё есть корабли погоды и автоматические станции. Далее – автоматическая
обраб инф и расчерч карт. Сост диагр, строятся графики. Карты за различ сроки
сравн и на основе намеч тенденц дел прогноз. Среднесроч – на 1-2 нед,
долгосроч – мес, сезон.
     29. Клим: опред, факторы. Кл – это хар-ный д/определённо мест-тирежим
погоды. Это многолет режим погоды, обусл-й солн радиац, хар-м подстил-й пов-ти
и связ с ним циркул-й атмосф.
Климотообр факторы:
1.  Геогр широта места, от неё зависит угол паден солн лучей, прогрев пов-ти З.
2.  распред суши моря. Над водн пов-ю формир морск Клим, где плав ход темп-р,
больш облачн, равном и достат к-во ос. Над сушей конт кл.: резк перепад темп,
меньш облач, неравном выпад ос.
3.  Влиян рел-фа. Темп-ра с высотой падает на 0,60/100м. Благ-ря рел
возн местн ветры. Горы часто являются климаторазделами.
4.  Морские течения. Тёпл принос тепло и влагу. Тепло теч-я повышает темп-ру
возд над ним на 5-100.
5.  почв и раст покров игр роль в формир местн климата. Особо велика роль леса.
     30. Типы Клим
1. Экват. пониж давл, слаб не устойч ветры и высок темп. Ср темп +25..+28.
Относ влаж-70-90%. Восходящ токи воздуха – кучево-дождев облака, из к-х после
полудня Ливнев осадки.
2. Субэкв. смена в.м.по сезонам. выделяют 2 сезона: влажн мягк и сухой зимн.
3. троп. Повыш давл, высок температ, нисходящ токи воздÞконденс вод
паров практич не приосх. Ос почти нет, но на вост окраинах материков(пассаты)
– больш к-во ос.
4. субтроп.обл. Средиземном Клим(средизем море, Калифорн, с Чили, ю-з Афр и
австрал) Лето здесь жарк и сух, зима мягк и влаж. В-я Афр и в-я Амер :летом
муссоны(облачн, ос), зимой-мусс приносят зной с центра конт
5. Кл умер пояса..морской: З-д Канады, ю Чили, приносимый зап-ми ветрами сок-
на. Много влаги ос. Муссонный: с-в Китая, дальн вост. Континентальн: ср
полоса Рос, с Казахстан, ю Канады – резк перепады темп, неравном распред ос,
засухи.
6. субарк, субант. Зима длин сухая, лето холодн и прохладн.
7. Аркт и антаркт. Повыш давлДлин поляр ночи и п дни.
     31 Измен Клим-та. Про прошл Клим судят по косв-м данным: по следам
гидролог-х проц-в, залежах п.и. В нач 20 в в теч первых трёх десятилетий наблюд
потепл клим. Это привело к более раннему вскрытию рек и таян ледников. В ерз
границы земледел сдвин на север,а суда смогли проходить далеко на север в Аркт.
Прич в измен климата – это измен климатообр-х факторов (солн рад, подстил
пов-ть). Установл периодич-ть колеб-й. Примерно кажд 100 лет- потепление,
сменяющ-ся похолод-м35летн и 11-летн колебания климата. Связ с колебан актив-ти
деят-ти солнца. Влияние ч-ка – измен подстилающ пов-ти. Измен состав атмосф, СО
2  за послед 1000 лет стало > на 15%.
     18. Яркость небосв. Формир-ся в рез того, что каждый элементарный объём
воздуха рассеивающий свет превращ в источн света. Влиян Альб на средн ярк-ть
неба проявл в эффектах многократного отраженияи и рассив-я.
     19 Видим-ть в атм. видимс ухудш в зоне выпад ос-в, тумане и не превыш 4
балла, Интенсивность поглащ и рассевания света каплями и крисаллами ведёт к
уменьш контраста. слож-ть теоретич оценки даль-ти видим-ти в тум и обл обусл
тем, что капли тум имеют разн размер, а снежинки разн форму.
а=N*K*pr2, где а видим-ть, N-к-во капель в ед-це объёма, K-функция рассеяния..
междунар-й метеоролог код даль-ти видим-ти. 0-плотн туман, видим на 0,05 км,
9-соверш ясно>50км
Видим-ть огней. Порог восприят-я точечного источн света опред-ся не яркостным
контрастом, как при дневн свете, а освещ зрачка глаза. Важн усл наблюд дальн-ти
видим-ти огней – адаптац зрен к темноте. Предельн расст, на к-м можно опред-ть
свет завис от сост атм и цветового порога зрения. Цв-й порог – мин ур
освещ-ти, при к-м возможно распознать цвета.
(д/зелён цв – порог > в 2-3 р, чем д/красного, он распознаётся практич вместе
с обнаруж-м)