Климатология ответы на вопросы

К зачету по курсу «Климатология», 2014 год

А. Общие вопросы климатологии

1. Понятие о климате

Климат — это совокупность всего многообразия погод характерных для данной местности за многолетний период.

Погода-физическое состояние атмосферы у земной поверхности в данный момент времени.

Атмосферные условия более или менее сильно меняются в течение года – от зимы к лету и от лета к зиме. С этих условий несколько меняется и от года к году. Но от одного многолетнего периода к другому совокупность атмосферных условии меняется лишь в самых ограниченных пределах, причем эти изменения имеют характер колебаний то в одном, то в другом направлении. Климат, таким образом, обладает устойчивостью.

В силу своей устойчивости климат является одной из физико-географических характеристик местности, одной из составляющих (компонентов) географического ландшафта.

2. Задачи климатологии

1) Изучение закономерностей формирования климата как путем эмпирического так и физического исследования накопленного материала;

2) Исследование условий изменения формирования климата, происходящих как естественным путем, так и под воздействием человека;

3) Классификация климатов, а так же районирование территории для решения практических задач;

4) Характеристика географического распределения климатов на основании выявленных закономерностей (климатография);

5) Подготовка характеристик климата, необходимых для долгосрочного прогноза погоды.

3. Астрономические факторы климата

Широта места(в полдень над горизонтом высота солнца)

Продолжительность дня.

(Высота солнца и продолжительность дня)

Хорошо известно, что астрономическими факторами объясняется суточный ход погоды и внутригодовые изменения погоды и климата. Но существуют и долгопериодные климатические изменения, зависящие от астрономических факторов.

Астрономические факторы формирования климата определяются в основном параметрами земной орбиты, в зависимости от которых меняется расстояние от Земли до Солнца, углом наклона падающих солнечных лучей и процессами на самом Солнце. Эта группа факторов меняет величину приходящую к Земле радиацию (инсоляцию), являющуюся функцией широты, времени года, времени суток, положения Земли, или же приводит в действие некоторые внутриатмосферные механизмы, влияющие на климат.

Изменения инсоляции такой величины вполне могут объяснить колебания климата в течение последних 500 тыс.— 1 млн. Лет. Устойчивого уменьшения инсоляции на несколько процентов достаточно, чтобы объяснить появление крупных оледенений и их ослабление. Во всяком случае, совпадение увеличения инсоляции с климатическим оптимумом 8—10 тыс. Лет назад, а уменьшение — с последним ледниковым периодом. Согласуются и другие эпохи потепления и похолодания климата в прошлом. Детальные расчеты советских специалистов показали, что очередной минимум инсоляции, который почти на 5% ниже современной величины инсоляции, будет наблюдаться через 11 тыс. Лет.

4. Солярный климат

- Если бы атмосфера была абсолютно прозрачной а поверхность земли однородной климат земли определялся бы только количеством поступающего тепла такой теоретически рассчитываемый климат зависящий от притока радиации называется солярным мДж/м2

- (радиационный климат) — рассчитываемое теоретически поступление и распределение по земному шару солнечной радиации (без учёта местных климатообразующих факторов).

5. Реальное распределение солнечной радиации у поверхности Земли

Солнечная радиация поступает на поверхность земли в виде прямой и рассеянной радиации, если облачно и большое влагосодержание воздуха следовательно рассеянная. отражается 15-20% поглощается не много доля получения радиации землей одна/трех млрд, пример-солнца нет но тело сгорает, существует атлас теплового баланса земли.

6. Температуры широтных кругов, полушарий и Земли в целом

Средние температуры широтных кругов получают, определив на карте изотерм значения температуры в ряде точек, равномерно распределенных на интересующем нас широтном круге, и получив из них среднюю величину.

В январе средняя температура самая высокая на экваторе: 27о. Впрочем, и под 5о с.ш. и под 5о ю.ш. температуры почти такие же. В июле самой теплой параллелью является 20о с.ш с температурой 28о . В среднем годовом самая теплая параллель – 10о с. ш. с тепературой 27о.

Самую теплую параллель называют иногда термическим экватором. В течение года термический экватор остается в северном полушарии, перемещаясь от зимы к лету в более высокие широты. Это легко объясняется преобладанием материковых площадей в тропиках северного полушария по сравнению с южным.

От экватора к полюсу температура падает в среднем на 0,5 – 0,6о на каждый градус широты. Однако внутри тропиков температура меняется с широтой очень мало. В средних широтах это изменение становится максимальным; в высоких широтах снова уменьшается. Зимой температура падает в направлении от экватора к полюсу, сильнее, чем летом.

Умеренные широты в южном полушарии зимой гораздо теплее, а летом холоднее, чем северном полушарии. Поэтому годовые амплитуды температуры в умеренных широтах южного полушария значительно меньше, чем в северном полушарии.

Северное полушарие в целом зимой холоднее, чем южное полушарие своей зимой, а лето, значительно теплее.

Январь

Июль

Северное полушарие

8о

22о

Южное полушарие

17

10

Годовая амплитуда температуры для северного полушария оказывается 14о , а для южного только 7 о . Отсюда можно заключить, что климат северного полушария более континентальный, чем климат южного полушария, так как площадь материков в северном полушарии гораздо больше, чем в южном. Материки больше прогреваются летом и больше охлаждаются зимой.

Увеличение амплитуды в северном полушарии в сравнении с южным обусловлено более жарким летом.

Океаны в северном полушарии теплее, чем в южном; это уменьшает разницу зимних температур полушарий и увеличивает разницу летних температур.

Средняя температура воздуха у земной поверхности для всего земного шара оказывается в январе 12о, в июле 16о и в среднем годовом 14о .

7. Типы годового хода температуры воздуха

В зависимости от широты и континентальности можно выделить

следующие типы годового хода температуры

1) Экваториальный тип. Характеризуется: малая амплитуда; внутри материков амплитуда около 5 ОС, на побережьях менее 3 ОС, на океанах 1 ос и менее; два максимума температуры после стоян ий солнца в зените (равноденствий) и два более холодных сезона при наиболее низких положениях солнца.

2) Тропический тип. Амплитуда больше, чем в экваториальном типе: на побережьях около 5 ОС, внутри материка 10-15 0 с. Один максимум и один минимум в течение года, в большей части после наивысшего и наинизшего стояния солнца.

3) Тип умеренного пояса. Крайние значения наблюдаются здесь после солнцестояний, причем в морском климате они запаздывают по сравнению с континентальным. В северном полушарии минимум наблюдается над сушей в январе, а над морем — в феврале или марте; максимум над сушей — в июле, а над морем — в августе и иногда даже в сентябре. Это легко объясняется различиями в нагревании и теплоотдаче суши и моря.

Для континентального климата в умеренном поясе особенно характерна холодная зима; однако и лето жарче, чем в морском климате. Переходные сезоны принимают здесь самостоятельный характер, причем в типично морском климате весна холоднее осени, а в континентальном теплее.

Годовые амплитуды даже в морском климате умеренного пояса составляют 10-15 ОС, в континентальном же они 2540 ОС, а в Азии могут превышать 60 0 с.

4) Полярный тип. Минимум в годовом ходе перемешается на время появления солнца над горизонтом, после длительной полярной ночи, т. е. в северном полушарии на февраль — март, в южном на август — сентябрь; максимум в северном полушарии наблюдается в июле, в южном — в январе или декабре; амплитуда на суше (Гренландия, Антарктида) велика – примерно 30-40 ОС. В морском климате полярных широт – на островах и на окраинах материков — она меньше, но все же около 20 ос и более.

Так как непериодические изменения каждый год происходят по-разному, то и средняя годовая температура воздуха в каждом отдельном пункте в разные годы различна. Средняя температура того или иного месяца в отдельные годы варьирует в еще более широких пределах, особенно для зимних месяцев. В среднем же температура того’или другого месяца отдельного года отклоняется от многолетней средней для этого месяца зимой примерно на 3 ос и летом на 1,5 ос в ту или другую сторону.

Среднее отклонение средней месячной температуры от климатической нормы называют изменчивостью средних месячных температур. Эта изменчивость тем больше, чем интенсивнее непериодические изменения температуры в данной местности, придающие одному и тому же месяцу в разные годы различный характер. Поэтому изменчивость средних месячных температур возрастает с широтой: в тропиках она мала, в умеренных широтах значительна. В морском климате она меньше, чем в континентальном. Особенно велика она в переходных областих между морским и континентальным климатом, где в одни годы могут преобладать морские воздушные массы, а в другие – континентальные.

8. Непериодические изменение температуры

Непериодические изменения температуры характеризуется адвекцией (перемещение) холодного и теплового воздуха

Во внетропических широтах эти изменения настолько часты и значительны, что суточный ход температуры отчетливо проявляется лишь в периоды относительно устойчивой малооблачной внтициклоннческой погоды. В остальное же время он отступает на задний план перед непериодическими изменениями. Такие изменения могут быть очень интенсивными, особенно похолодания зимой, когда температура в любое время суток может упасть (в континентальных условиях) на 10-20 ос за время порядка одного часа. В тропических широтах непериодические изменения температуры меньше и не так сильно нарушают суточный ход температуры.

Непериодические изменения температуры связаны главным образом с переносом воздушных масс из других районов Земли. Особенно значительные похолодания (иногда называемые волнами холода) происходят в умеренных широтах в связи с вторжениями холодных воздушных масс из Арктики и Антарктиды.

Горные хребты влияют на на распространение воздушных масс, и и в следствии этого на климат.

Адиабатическим называется процесс, протекающий без теплообмена с окружающей средой, — в нашем случае с окружающей атмосферой. Увеличение давления при адиабатическом процессе ведет к увеличению температуры, уменьшение – к падению температуры.

В теплом воздухе давление падает с высотой медленнее, чем в холодном. Поэтому на высотах давление в теплом и холодном воздухе уже становится неодинаковым. Иными словами, теплые области в атмосфере являются в высоких слоях областями высокого давления, а холодные области — областями низкого давления. Температура в вертикальном атмосферном столбе может распределяться по высоте самым различным образом, отражая тепловое влияние самых разнообразных процессов, происходящих во всей толще атмосферы. Фактическое распределение температуры с высотой не подчинено никакой простой закономерности,

Вертикальный градиент температуры — изменение температуры в атмосфере на единицу высоты. В реальной атмосфере вертикальный градиент температуры может меняться в широких пределах. В средних широтах он равен 0,65°С/100 м, Достаточно часто наблюдаются случаи, когда температура воздуха в некотором слое атмосферы с высотой не падает, а растет – инверсия.

9. Теплооборот: тепловой баланс системы Земля – атмосфера

Теплооборот обеспечивает тепловой режим атмосферы и зависит от радиационного баланса, т.е. Притоков теплоты, приходящих на земную поверхность (в форме лучистой энергии) и уходящих от нее (лучистая энергия, поглощенная Землей, преобразуется в тепловую)

Существуют три основных цикла атмосферных процессов, определяющих климат. Это так называемые климааообраэцюшие процессы — теплооборот, влагооборот и атмосферная циркуляция.

Теплооборот, создающий тепловой режим атмосферы, состоит в следующем. Сквозь атмосферу проходит поток солнечной радиации. Атмосфера частично поглощает солнечные лучи. преобразуя их энергию в теплоту, частично рассеивает их, изменяя по качеству (спектральному составу); частично лучи отражаются назад облаками, атмосферным воздухом и примесями. Прямая солнечная радиация, прошедшая сквозь атмосферу, и рассеянная радиация, падая на земную поверхность, частично от нее отражаются, но в большей части поглощаются ею и нагревают верхние слои почвы и водоемов. Земная поверхность сама испускает невидимую инфракрасную радиацию, которая в большей части пог лощается атмосферой и нагревает. ее. Атмосфера, в свою очередь, излучает инфракрасную радиацию, большая часть которой поглощается земной поверхностью. В то же время земная и атмосферная радиация непрерывно уходит за пределы атмосферы вместе с отраженной солнечной радиации к Земле.

Важнейший цикл атмосферных процессов – это теплооборот, создающий тепловой режим атмосферы.

Кроме обмена тепла путем излучения, между земной поверхностью и атмосферой происходит обмен тепла путем теплопроводности. В передаче тепла внутри атмосферы особенно важнуюроль играет перемешивание воздуха в вертикальном направлении. Значительная часть тепла, поступающего на земную поверхность, затрачивается еще на испарение воды, переходяв скрытую форму. Потом, при конденсации водяного пара в атмосфере, это тепло, выделяясь, идет на нагревание воздуха.

Температура воздуха изменяется в течение суток и в течение года в зависимости от вращения Земли и связанных с ним изменений в притоке солнечной радиации. Но она изменяется и нерегулярно, непериодически, в связи с воздушными течениями, направленными из одних мест Земли в другие. Распределение температуры воздуха по земному шару в основном зависит от общих условий притока солнечной радиации по широтам, от распределения суши и моря, которые по-разному поглощают радиацию и по-разному нагреваются, и, наконец, от воздушных течений, переносящих воздух из одних областей Земли в другие.

Итак, алгебраическая сумма всех приходов и расходов тепла на земной поверхности должна быть равной нулю. Это и выражается уравнением теплового баланса земной поверхности. уравнение теплового баланса

R = Р+ А + LE.

Приход тепла из воздуха или отдачу его в воздух путем теплопроводности обозначим Р,

а такой же приход ПЛИ расход путем теплообмена с более глубокими слоями почвы или

воды А. Потерю тепла испарении или приход при конденсации на земной поверхности земной повсрхности обозначим LE, где L — удельная теплота испарения, Е — масса испарившейся или сконденсировавшейся воды.

Радиационный баланс на земной поверхности уравновешивается нерадиационной передачей тепла

10. Центры действия атмосферы

Области высокого или низкого атмосферного давления на картах распределения давления по земному шару; статистический результат преобладания в том или ином районе антициклонов или циклонов. Различают постоянные и сезонные Ц. Д. А. Постоянные (перманентные) Ц. Д. А. — экваториальная депрессия, субтропические антициклоны, депрессии субполярных широт, полярные антициклоны; сезонные — зимние антициклоны и летние депрессии над материками в средних широтах.

ЦЕНТРЫ ДЕЙСТВИЯ АТМОСФЕРЫ — обширные области атмосферы с преобладанием антициклонов или циклонов. Проявляются на картах среднего многолетнего атмосферного давления в виде участков с повышенным или пониженным давлением воздуха; определяют преобладающее направление ветров в системе общей циркуляции атмосферы. Постоянные центры действия атмосферы: экваториальная полоса пониженного давления, субтропические полосы повышенного давления Сев. И Южного полушарий, области пониженного давления над океанами в высоких широтах умеренных поясов, области повышенного давлениянад сушей Арктики и Антарктидой.

- области высокого или низкого давления, существующие длительное время, различают постоянные (круглогодичные) и сезонные определяются приходом тепла. Постоянные цент действия атмосферы-гавайский и озерский(северотихоокеанский) максимум, в субтропиках постоянно сохраняется центр действия атмосферы, в зоне субтропического максимума центр действия над атмосферой перемещается)

Температура полушарий и земли в целом

11. Внутритропическая циркуляция

Общая циркуляция атмосферы: Определение и схемы

Система крупномасштабная воздушных течений на земном шаре, т.е. таких течений , которые по своим размерам сравнимы с материками и океанами. Причины движения воздуха-солнце. количество тепла от солнца нагревает землю не равномерно следовательно разность температур давлений следовательно течения.

Теплый воздух уходит в верх следовательно в экваториальных широтах зона пониженного давление такая схема действительно для земли

Если нет силы Кориолиса, если учесть силу

Кориолиса на экваторе она отсутствует

12. Внетропическая циркуляция

Циклоническая деятельность называет постоянное возникновение, развитие, и перемещение в атмосфере в нетропических широт, крупномасштабных атмосферных возмущений в повышенным и пониженным давлением- циклонов и антициклонов.

Муссонная циркуляция-муссоны умеренных широт , являются продолжительностью муссонов тропических и субтропических

13. Влагосодержание воздуха

Влажность воздуха прежде всего зависит то того, сколько водяного пара поступает в атмосферу путем испарения с земной поверхности в том же районе. Естественно, что над океанами она больше, чем над материками,

Характеристики влагосодержания воздуха

1) парциальное давление водяного пара е – основная и наиболее употребительная характеристика влажности

2) относительная влажность f, т. е. отношение фактического давления пара к давлению насыщенного пара при данной температуре, выраженное в процентах:

f=e/E*100%.

3) дефицит насыщения — разность между давлением насыщенного пара Е при данной температуре воздуха и фактическим давлением пара е в воздухе: d=E — е. Иначе говоря, дефицит насыщения характеризует, сколько водяного пара недостает для насыщения воздуха при данной температуре. Выражается он в гекзопаскалях.

4) Абсолютная влажность а — масса водяного пара в граммах в 1 м 3 воздуха (г/м3 ) . плотности водяного пара лишь единицей измерения.’

т’

14. Типы годового хода осадков

Осадки.Типы годового хода осадков-атмосферное явления вода в жидком или твердом состоянии различают обложные-холодные фронта, и ливневые-холодные фронта.

Типы годового хода осадков различен в разных регионах, 1 экваториальный-существование 2х дождливых сезонов ( приходится на время равноденствия-летний период минимум осадков , тоесть 2 максимума) 2 тропический – в тропической зоной(20-30% северной широты или южной широты, 1 максимум осадков в летний период и минимум зимой)3 среднеземноморский тип максимум осадков зимой минимум летом 4 внутри материковый тип умеренных широт, максимум летом, минимум зимой 5 полярный-тип максимум летом минимум зимой

Во всех типах влияние оказывает аэрография- на на ветреных склонах горных хребтов больше выпадает осадков. В целом от экватора к тропикам уменьшаются осадки, на западном побережье увеличиваются на восточном уменьшаются.

15.Продолжительность и интенсивность осадков

- продолжительность характеризуется числом дней с осадками на территории росии число меняется от 200 на севере, до 50-60 дней прикаскийской низмености в целом на территории росии минимум это забайкалье и монголия,годовая продолжительность осадков в часах от полторы тысячи часов на севере до 600-900 на юге , сумма осадков в летнии месяцы от 20 -30 мм и до 50 мм зимой. Интенсивность- измеряется мм в минуту плотность это количество осадков выпадшее в день в осадками.

16.Географическое распределение осадков.

Географическое распространение осадков по земной поверхности зависит от совокупного действия многих факторов: температуры, испарения, влажности воздуха, облачности, атмосферного давления, господствующих ветров, распределения суши и моря, океанических течений. Важнейшим среди них является температура воздуха, от которой зависит интенсивность испарения и величина испаряемости воздуха (количество влаги в миллиметрах слоя воды, которая может испариться в определенном месте за год). Чем дальше от океана, тем осадков выпадает меньше. На наветренные склоны гор осадков выпадает больше, чем на подветренные. Над районами, где протекают тёплые течения, осадков, выпадает больше, а там, где поблизости протекают холодные течения — меньше.

В «холодных широтах испарения незначительное, имела испаряемость, поскольку холодный воздух может содержать малое содержание водяного пара. И хотя относительная влажность воздуха может быть достаточно высокой, но при конденсации малого количества пара выпадает мизерное количество осадков. В жарком поясе наблюдается противоположное явление: большое испарение и большая испаряемость, а, следовательно, и абсолютная влажность воздуха обусловливают выпадение значительного количества осадков. Итак, атмосферные осадки распределяются зонально.

В экваториальном поясе выпадает наибольшее количество осадков — 1000-2000 мм и более, поскольку там весь год наблюдаются высокие температуры, большое испарение и преобладают восходящие потоки воздуха.

В тропических широтах количество осадков уменьшается до 300-500 мм, а во внутренних пустынных областях материков — их меньше 100 мм. Причиной этого является господство здесь высокого давления и нисходящих потоков воздуха, при этом нагреваются и удаляются от состояния насыщения. Здесь только на восточных побережьях материков, которые омывающихся теплыми течениями, выпадают обильные осадки, особенно летом.

В умеренных широтах количество осадков вновь увеличивается до 500-1000 м. Больше всего их выпадает на западных побережьях материков, поскольку там, в течение года преобладают западные ветры со стороны океанов. Большем количестве осадков здесь также способствуют теплые течения и горный рельеф.

В полярных районах годовое количество осадков составляет всего 100-200 мм, что обусловлено малым содержанием влаги в воздухе, несмотря на большое облачность.

17.Водный баланс на Земном шаре.

Водный баланс – количественная характеристика всех форм прихода и расхода воды в атмосфере, на земном шаре и его отдельных участках. Водный баланс является количественным выражением круговорота воды на Земле. В. б. суши характеризуется основной зависимостью: количество атмосферных осадков, выпадающих на данной территории, равно сумме испарения, стока и накопления (или расхода) воды в верхнего слоях литосферы. Для всего земного шара за годичный период и для средних многолетних условий его отдельных территорий последний член В. б. равен нулю

Глобальный влагооборот Земли находит свое выражение в водном балансе Земли, который математически выражается уравнением водного баланса (для Земного шара в целом и для его отдельных частей). Все компоненты (составляющие) водного баланса можно разбить на 2 части: приходную и расходную.

Уравнение водного баланса для:

1 Мирового океана Eо = Хо + y (1)



2 Периферийной части суши Епс = Хпс – y (2)

3 Для замкнутой части суши Езс = Хзс (3)

4 Для суши в целом Ес = Хс – y (4)

Сложив уравнения (1 – 3), получим уравнение водного баланса для ЗШ

Eо + Епс + Езс = Хо + Хпс + Хзс или

ЕЗШ = ХЗШ

18.Внешний и внутренний влагооборот.

Вода, испаряющаяся с поверхности океана, выпадает в виде осадков, конечно, не только над океаном. Воздушными течениями водяной пар частично переносится на сушу; затем также частично конденсируется и выпадает над сушей. Следовательно, лишь часть осадков, выпадающих на суше, образуется из воды, испарившейся с самой поверхности суши. Другая их часть формируется из воды, испарившейся с океанов. Конечно, вода, испарившаяся с поверхности суши, также выпадает не только над сушей, но и над морем.

Выпадение осадков на ограниченной территории суши за счет водяного пара, испарившегося с этой территории, называется внутренним влагооборотом для данной территории. Выпадение осадков из водяного пара, принесенного извне, называется внешним влагооборотом.

Подсчитано, что на территории европейской России и Украины в среднем за год только 10% осадков выпадает за счет воды, испарившейся с данной территории, т.е. выпадает в процессе внутреннего влагооборота. Остальные 90% выпадают за счет водяного пара, попавшего в воздух за границами этой территории, в особенности испарившегося над Атлантическим океаном. В 10% оценивается и доля внутреннего влагооборота в Миссисипи. Это значит, что внутренний влагооборот даже для значительной территории суши ненамного увеличивает общее количество осадков. Отсюда следует, что всякие мероприятия, могущие повысить испарение с суши (например, образование искусственных водохранилищ), лишь в незначительной степени могут увеличить осадки, выпадающие над данной территорией.

Если взять всю Россию, то, конечно, доля осадков внутреннего влагооборота для нее больше. Но даже и на такой территории значительная доля осадков выпадает за счет воды, попавшей в воздух непосредственно над океаном.

19.Задачи климатологической обработки.

- Получение рядов данных наблюдений за установленный или выбранный интервал времени.

- Преобразовать полученные ряды в распределение по градации.

- Вычисляется небольшое количество статистических характеристик рядов.

Основу климатологической обработки составляет применение вероятностатистического аппарата.

Основными этапами климатологической обработки являются:

-формирование климатических рядов и их контроль;

-получение общеклиматической информации и оценка ее точности;

-получение информации для диагноза и прогноза климата;

-разработка климатических показателей для прикладных целей и их расчетов;

-пространственное обобщение климатической информации.

Нарушение однородности рядов наблюдаем:

- перенос пункта наблюдений;

- изменение условий ближайшего окружения пункта наблюдения;

-изменение сроков наблюдения;

-смена средств измерения;

-изменение методики производства наблюдений;

-смена персонала.

20.Формирование климатологических рядов.

Статистическая совокупность числовых значений метеорологической величины или характеристики принято называть метеорологическим рядом.

Климатологические ряды, как правило, не являются и стационарными вследствие существования суточных, годовых, периодических и многих ритмических изменений метеорологических величин. Члены климатологических рядов связаны между собой как внутри одного ряда, так и в разных рядах. Характер связи зависит от многих факторов: временного разрешения членов ряда, географического положения пункта наблюдения, самой метеорологической величины и ее характеристики, выбранной в качестве члена ряда. Связность метеорологических рядов во времени и пространстве, отличающаяся многообразием и зависящая от географических условий, вносит множество трудностей в процесс климатологической обработки ряда.

21.Источники климатической информации.

Существуют три группы источников климатической информации: инструментальные систематические и эпизодические данные; исторические свидетельства, включающие различные летописные, архивные, дневниковые и другие сведения за последние три тысячелетия; и, наконец, природные индикаторы климата, охватывающие весь исторический период и включающие в себя различные гляциологические, палинологические, лимнологические, гидрологические и дендрологические данные. Недостатки каждого из имеющихся методов приводят к необходимости использования комплексного подхода и разработки на его основе методик, позволяющих достоверно реконструировать картину колебаний климата за достаточно длительный период с временным разрешением, сопоставимым с точностью исторических датировок.

22.Основные климатические показатели.

Внешние факторы

•Параметры земной орбиты и оси

•Расстояние между Землёй и Солнцем — определяет количество солнечной энергии, получаемой Землёй.

•Наклон оси вращения Земли к плоскости орбиты — определяет сезонные изменения.

•Эксцентриситет орбиты Земли — влияет на распределение тепла между Северным и Южным полушарием, а также на сезонные изменения.

Циклы Миланковича — в ходе своей истории планета Земля регулярно изменяет эксцентриситет своей орбиты, а также направление и угол наклона своей оси. Эти изменения принято называть «циклы Миланковича». Различают 4 цикла Миланковича:

1.Прецессия — поворот земной оси под влиянием притяжения Луны, а также (в меньшей степени) Солнца. Как выяснил Ньютон в своих «Началах», сплюснутость Земли у полюсов приводит к тому, что притяжение внешних тел поворачивает земную ось, которая описывает конус с периодом (по современным данным) примерно 25 776 лет, в результате которого меняется сезонная амплитуда интенсивности солнечного потока на северном и южном полушариях Земли;

2.Нутация — долгопериодические (так называемые вековые) колебания угла наклона земной оси к плоскости её орбиты с периодом около 41 000 лет;

3.Долгопериодические колебания эксцентриситета орбиты Земли с периодом около 93 000 лет.

4.Перемещение перигелия орбиты Земли и восходящего узла орбиты с периодом соответственно 10 и 26 тысяч лет.

Поскольку описанные эффекты являются периодическими с некратным периодом, регулярно возникают достаточно продолжительные эпохи, когда они оказывают кумулятивное влияние, усиливая друг друга. Циклы Миланковича обычно используются для объяснения климатического оптимума голоцена;

•Солнечная активность с 11-летними, вековыми и тысячелетними циклами;

•Различие угла падения солнечных лучей на различных широтах, что влияет на степень прогревания поверхности и следовательно, воздуха;

•Скорость вращения Земли практически не изменяется, является постоянно действующим фактором. Благодаря вращению Земли существуют пассаты и муссоны, а также образуются циклоны.

•Падения астероидов;

•Приливы и отливы вызванные действием луны.

Внутренние факторы

•Конфигурация и взаимное расположение океанов и континентов — появление континента в полярных широтах может привести к покровному оледенению, и изъятию значительного количества воды из ежедневного круговорота, также образование суперконтинентов Пангей всегда сопровождался общей аридизацией климата, нередко на фоне оледенения, также расположение континентов оказывает большое влияние на систему океанских течений;

•Извержения вулканов способны вызвать кратковременное изменение климата, вплоть до вулканической зимы;

•Альбедо земной атмосферы и поверхности влияет на количество отражённых солнечных лучей;

•Воздушные массы (в зависимости от свойств воздушных масс определяется сезонность выпадения осадков и состояния тропосферы);

•Влияние океанов и морей (если местность отдалена от морей и океанов, то увеличивается континентальность климата. Наличие рядом океанов смягчает климат местности, исключение — наличие холодных течений);

•Характер подстилающей поверхности (рельеф, особенности ландшафта, наличие и состояние ледовых покровов);

•Деятельность человека (сжигание топлива, выброс различных газов, сельскохозяйственная деятельность, уничтожение лесов, урбанизация).

•Тепловые потоки планеты.

23.Неоднородность рядов и методы устранения.

Нарушение однородности рядов наблюдаем:

- перенос пункта наблюдений;

- изменение условий ближайшего окружения пункта наблюдения;

-изменение сроков наблюдения;

-смена средств измерения;

-изменение методики производства наблюдений;

-смена персонала.

Итак, займемся вопросом устранения влияния неоднородности на уровень ряда..

Обычно это выполняется следующим путем:

1) находится связь между участками ряда до и после нарушения однородности

и данными соседних станций;

2) на основании сравнения формы связи в том и другом случае вносятся

поправки к показанию станции в одном из них и, производя соответствующие вычисления, получают однородный ряд.

Методы анализа метеорологических рядов:

-сопоставление данных одной и той же станции по годам;

-соответствующих разностей (для температуры);

-соответствующих отношений ( для ветра);

-при анализе осадков используется изомер;

Приведение коротких рядов к длительным рядам (метод приведения).



Страницы: 1 | 2 | Весь текст


Предыдущий:

Следующий: