|
|
Атмосфера, солнечная радиация, воздух, почва, атмосферное давление, ветерКОНТРОЛЬНАЯ РАБОТА ПО КЛИМАТОЛОГИИ И МЕТЕОРОЛОГИИ АТМОСФЕРА 1. На какие слои делится атмосфера по вертикали в зависимости от характера изменения t0 с высотой. Дать характеристику каждого слоя. По характеру изменения температуры с высотой атмосферу подразделяют на пять основных слоев: тропосферу, стратосферу, мезосферу, термосферу и экзосферу. Тропосфера - нижний слой атмосферы, простирающийся от земной поверхности до высоты 8-10 км в полярных областях и до 15-18 км в зоне экватора. Температура воздуха в тропосфере уменьшается с высотой в среднем на 0,5-0,6° С на -каждые 100 м. Поэтому даже над экватором температура воздуха у верхней границы тропосферы около -70° С. В тропосфере содержится около 80% всей массы воздуха и почти весь водяной пар; здесь же происходят важнейшие атмосферные процессы и наблюдаются явления, влияющие на жизнь и деятельность человека, в том числе на сельскохозяйственное производство: обмен теплом и влагой между земной поверхностью и атмосферой, образование облаков, выпадение осадков, грозы, ураганы, пыльные бури, суховеи и др. Самый нижний слой тропосферы-приземный, высота которого составляет несколько десятков метров,-имеет особенно большое значение для сельского хозяйства. В этом слое находятся посевы и насаждения, пастбища, обитают животные. Поэтому для правильного решения многих практических вопросов сельскохозяйственного производства необходимо знать атмосферные процессы, происходящие именно в приземном слое тропосферы. Стратосфера располагается над тропосферой до высоты 50-55 км. В нижней части этого слоя температура почти не меняется с высотой, а на высотах более 35 км возрастает, достигая у верхней границы в среднем за год 0° С. Рост температуры с высотой в верхней части стратосферы обусловлен интенсивным поглощением солнечной радиации озоном. Восходящие движения воздуха, весьма характерные для тропосферы, в стратосфере уже почти не наблюдаются. Поэтому здесь, как правило, не образуются и облака. Мезосфера находится над стратосферой. Ее верхняя граница лежит на высоте 80-90 км. В мезосфере температура понижается с высотой до -70...-80° С. Термосфера простирается над мезосферой до высоты около 800 км. Воздух в термосфере сильно ионизирован, поэтому электропроводность здесь в миллиарды раз больше, чем в тропосфере. Температура воздуха в термосфере возрастает с высотой и на верхней ее границе достигает примерно 2000° С. Следует отметить, что эта температура характеризует лишь кинетическую энергию движения молекул газов. Космические корабли и искусственные спутники Земли (ИСЗ), находящиеся в термосфере, не испытывают воздействия столь высокой температуры вследствие очень большой разреженности воздуха. В термосфере происходят полярные сияния, сгорают метеориты. Экзосфера, или сфера рассеяния,-внешний слой атмосферы, из которого молекулы наиболее легких атмосферных газов- водорода и гелия-могут улетучиваться в межпланетное пространство. Этот слой распространяется до высоты 2000-3000 км и постепенно переходит в космос. Между указанными сферами находятся переходные промежуточные слои, называемые паузами: тропопауза, стратопауза, мезопауза и пр. Например, тропопауза разделяет тропосферу и стратосферу. II. СОЛНЕЧНАЯ РАДИАЦИЯ 1. Длинноволновое излучение земной поверхности и атмосферы, эффективное излучение земли. Какие факторы определяют их интенсивность? Что такое парниковый эффект? Земная поверхность как физическое тело, имеющее температуру выше -273°С, является источником излучения, которое называют тепловым излучением Земли. Оно направлено в атмосферу и почти полностью поглощается ею. Атмосфера, в свою очередь, также излучает тепло частично в космическое пространство и частично в направлении к земной поверхности. Часть атмосферного излучения, приходящую к земной поверхности, называют встречным излучением. Потоки лучистой энергии Солнца и теплового излучения Земли и атмосферы по длине волн условно делят на коротковолновые (? < 4 мкм) и длинноволновые (? > 4 мкм). Прямая, рассеянная и отраженная радиации относятся к коротковолновой части спектра, а тепловое излучение Земли и встречное излучение-к длинноволновой. Земное излучение Ез несколько меньше излучения абсолютно черного тела при той же температуре и пропорционально четвертой степени абсолютной температуры земной поверхности. Оно выражается уравнением: Ез = ??Т4 , где ? - относительная излучательная способность, показывающая, какую долю излучения абсолютно черного тела (?Т4) составляет его излучение. Для разных поверхностей эта величина различна. .Величина ? называется постоянной Стефана-Больцмана. Она равна 5,67*10-8 Вт/(м2*К4). Излучение земной поверхности происходит непрерывно. Чем выше температура излучающей поверхности, тем интенсивнее ее излучение. Также непрерывно происходит излучение атмосферы, которая, поглощая часть солнечной радиации и излучения земной поверхности, сама излучает длинноволновую радиацию. В умеренных широтах при безоблачном небе излучение атмосферы составляет 280-350 Вт/м2, а в случае облачного неба оно на 20-30% больше. Около 62-64% этого излучения направлено к земной поверхности. Приход его на земную поверхность составляет встречное излучение атмосферы Еа. Разность этих двух потоков характеризует потерю лучистой энергии деятельным слоем. Эту разность называют эффективным излучением Еэф. Приближенно оно выражается уравнением: Еэф = Ез - Еа. Эффективное излучение деятельного слоя зависит от его температуры, от температуры и влажности воздуха, а также от облачности. С повышением температуры земной поверхности Еэф увеличивается, а с повышением температуры и влажности воздуха уменьшается. Особенно влияют на эффективное излучение облака, так как капли облаков излучают почти так же, как и деятельный слой Земли. Если облака плотные и температура их близка к температуре деятельного слоя, то Eф ? Ea и тогда Еэф ? 0. В среднем эффективное излучение ночью и днем при ясном небе в разных пунктах земной поверхности изменяется в пределах 70-140 Вт/м2. Суточный ход эффективного излучения характеризуется максимумом в 12-14 ч и минимумом перед восходом Солнца. Максимум достигает 210-280 Вт/м2. Годовой ход эффективного излучения в районах с континентальным климатом характеризуется максимумом в летние месяцы и минимумом в зимние. В районах с морским климатом годовой ход эффективного излучения выражен слабее, чем в районах, расположенных в глубине континента. В промышленных центрах, где сжигается огромное количество топлива, в парниках, где происходит гниение навоза, в непроветриваемых жилых помещениях содержание углекислого газа резко возрастает. У поверхности почвы воздух содержит в 2-3 раза больше углекислого газа, чем над растительным покровом. При такой концентрации СО2 фотосинтез происходит более активно. Углекислый газ имеет также важное значение для теплового баланса Земли, уменьшая ее охлаждение. Излучение земной поверхности поглощается водяным паром и углекислым газом, содержащимися в воздухе. Но коротковолновую радиацию Солнца атмосфера в значительной степени пропускает. Это свойство атмосферы называется "парниковым эффектом", поскольку атмосфера при этом действует подобно стеклам в теплицах: стекло хорошо пропускает солнечные лучи, нагревающие почву и растения в теплице, но плохо пропускает во внешнее пространство тепловое излучение нагревшейся почвы. Расчеты показывают, что при отсутствии атмосферы средняя температура деятельного слоя Земли была бы на 38° С ниже фактически наблюдающейся и Земля была бы покрыта вечным льдом. 2. Вычислить радиационный баланс и фотосинтетическую радиацию для различных поверхностей. Радиационный баланс земной поверхности складывается из приходящей прямой и рассеянной радиации, а также встречного излучения атмосферы. Расходную часть баланса составляют отраженная солнечная радиация и излучение земной поверхности. Уравнение радиационного баланса имеет следующий вид: B=S+D-Rк-Eз+Eа , где В - радиационный баланс; S - прямая радиация, приходящая на горизонтальную поверхность; D-рассеянная радиация; RК-отраженная радиация; Ез-излучение земной поверхности; Еа - встречное излучение атмосферы. Уравнение радиационного баланса может быть записано и в другом виде: B=Q-Rк-Eэф, где Q - суммарная радиация; Еэф - эффективное излучение. В пасмурную погоду при отсутствии прямой радиации или ночью. Если приход радиации больше расхода, то радиационный баланс положителен и деятельный слой Земли нагревается. При отрицательном радиационном балансе этот слой охлаждается. Радиационный баланс днем обычно положителен, а ночью отрицателен. Примерно за 1-2 ч до захода Солнца он становится отрицательным, а утром, в среднем за 1 ч после восхода Солнца снова делается положительным. Ход радиационного баланса днем при ясном небе близок к ходу прямой радиации. Изучение радиационного баланса сельскохозяйственных угодий позволяет рассчитывать количество радиации, поглощенной посевами и почвой, в зависимости от высоты Солнца, структуры посева, фазы развития растений. Для оценки разных приемов регулирования температуры и влажности почвы, испарения и других величин определяют радиационный баланс сельскохозяйственных полей при различных типах растительного покрова. В процессе фотосинтеза используется не весь спектр солнечной радиации, а только его часть, находящаяся в интервале длин волн 0,38-0,71 мкм. Она называется фотосинтетически активной радиацией (ФАР). Правильное представление о ФАР, учет ее распределения по территории и во времени имеет большое значение для получения высоких урожаев, так как ФАР является одним из важнейших факторов продуктивности сельскохозяйственных растений. Для определения ФАР по данным о приходе прямой, рассеянной и суммарной радиации устанавливались переходные коэффициенты. Для расчета ФАР Б. И. Гуляевым, Н. А. Ефимовой, X. Г. Тоомингом предложено уравнение Qфар = 0,43?S + 0,57?Д где ?S - сумма прямой радиации на горизонтальную поверхность; 2D - сумма рассеянной радиации за определенный период (декаду, месяц, вегетационный период и т. п.). Для приближенного расчета ФАР по данным суммарной радиации Q переводный коэффициент СQ = 0,52. III. ТЕМПЕРАТУРА ВОЗДУХА 1. Какие процессы обуславливают нагревание и охлаждение воздуха и передачу тепла в атмосферу? Распределение температуры в атмосфере определяется главным образом ее теплообменом с земной поверхностью, и поглощением солнечной радиации. Нижние слои атмосферы поглощают солнечную радиацию значительно слабее, чем верхние. Основным источником нагревания тропосферы, особенно ее нижних слоев, является тепло деятельной поверхности Земли. В дневные часы, когда радиационный баланс деятельной поверхности положителен, поверхность суши становится теплее воздуха, и тепло от нее передается воздуху. Ночью она вследствие эффективного излучения становится холоднее воздуха и охлаждает прилегающий к ней слой атмосферы. Перенос тепла между деятельной поверхностью и атмосферой и перенос его в атмосфере осуществляют следующие процессы. Тепловая конвекция - перенос объемов воздуха по вертикали, возникающий при неравномерном нагревании различных участков поверхности. Над более прогретыми участками воздух становится теплее, а потому он легче окружающего и поднимается. Пространство, в котором ранее находился поднимающийся объем теплого воздуха, занимает окружающий более холодный воздух. Он в свою очередь тоже прогревается и поднимается. Так образуется поток воздуха, переносящий тепло от деятельного слоя Земли в верхние слои тропосферы. Над сушей тепловая конвекция возникает днем, а над морем - ночью и в холодное время года, когда водная поверхность теплее прилегающих слоев атмосферы. Турбулентность - вихревое хаотическое движение небольших объемов воздуха в общем потоке ветра. Оно происходит вследствие непрерывного движения воздуха, отдельные объемы которого имеют различную скорость. С увеличением скорости движения воздуха турбулентность усиливается, образуются вихри различных размеров, вызывающие порывистость ветра. Следствием турбулентного характера движения является вертикальное и горизонтальное перемешивание воздуха в потоке ветра и интенсивный перенос тепла. Турбулентный теплообмен между земной поверхностью и атмосферой в тысячи раз интенсивнее молекулярного. Молекулярный теплообмен - обмен теплом между деятельной поверхностью и прилегающим слоем атмосферы за счет молекулярной теплопроводности неподвижного воздуха. Поскольку коэффициент молекулярной теплопроводности воздуха очень мал (0,02 Вт/(м*К)), то очень мало и значение этого теплообмена по сравнению с двумя предыдущими процессами. Радиационная теплопроводность - перенос тепла потоками длинноволновой радиации деятельной поверхности и атмосферы. Действие этих потоков в нижних слоях атмосферы проявляется преимущественно ночью, когда солнечная радиация не поступает, турбулентность ослаблена, а тепловая конвекция отсутствует. Конденсация (сублимация) водяного пара, поступающего с земной поверхности в атмосферу. При конденсации выделяется тепло, нагревающее воздух, особенно более высокие слои атмосферы, в которых образуются облака. Из перечисленных процессов теплообмена основное значение имеют турбулентный теплообмен и тепловая конвекция. Но температура воздуха в данном месте может изменяться еще и в результате адвекции, т. е. передвижения воздушных масс в горизонтальном направлении. Если происходит вторжение воздушной массы, имеющей более высокую температуру, чем воздух, ранее находившийся в данном месте, то происходит адвекция тепла, если же вторгаются более холодные массы - адвекция холода. Адвекция холода весной и осенью опасна для сельскохозяйственных культур, так как может обусловить губительное для растений понижение температуры. Нагревание и охлаждение воздуха в значительной мере зависит от свойств деятельного слоя Земли. Над поверхностью суши| воздух днем теплее, а ночью холоднее, чем над морем. На суше заметные различия в температуре воздуха создаются над разными участками деятельного слоя (поле, луг, болото, лес и др.). Влияние деятельного слоя на температуру воздуха убывает с высотой. 2. Построить график годового хода температуры воздуха, вычислить ресурсы тепла, годовой минимум и максимум температуры воздуха. Месяц I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII t, 0С -7,0 -5,0 -0,2 6,8 11,9 16,8 20,2 19,0 12,8 5,9 -0,3 -3,9 Для сельскохозяйственной оценки термических ресурсов климата Г. Т. Селяниновым впервые были использованы суммы активных температур. Они служат показателем обеспеченности теплом периода активной вегетации сельскохозяйственных культур в умеренном поясе. Суммы активных температур складываются из средних температур выше 10° С. IV. ПРИБОРЫ ДЛЯ ИЗМЕРЕНИЯ ВЛАЖНОСТИ ВОЗДУХА Приборы для измерения влажности воздуха. К приборам для измерения влажности воздуха относятся: Психрометр - прибор, состоящий из двух одинаковых ртутных термометров (что делать если разбился градусник), один из которых - "сухой" - находиться слева и показывает действительную температуру воздуха, другой - "смоченный" - с шариком, обвязанным кусочком смоченного дистиллированной водой батиста, находится справа. С поверхности резервуара смоченного термометра происходит испарение, которое зависит от влажности окружающего воздуха. Чем больше разность температур сухого и смоченного термометров, тем меньше насыщен воздух парами. Для вычисления влажности воздуха используются специальные психрометрические таблицы, которые позволяют получить результат на основе данных термометров и сведений о давлении воздуха. Аспирационный психрометр Ассмана - усовершенствованный вид обычного психрометра. Отличительная особенность - вентилятор с механической пружиной, нагнетающий воздушный поток в пространство между объединёнными в блок термометрами. Это делает показания психрометра более надёжными. Влажность воздуха в этом случае вычисляется по специальной таблице аспирационного психрометра. Гигрометр - прибор для измерения влажности воздуха, принцип действия которого основан на свойстве гигроскопических материалов (обезжиренного человеческого волоса, животной плёнки) изменять свою длину при изменении влажности окружающей среды. Простейшим представителем семейства гигрометров является волосяной гигрометр - рамка с натянутым волосом, один конец которого соединён со стрелкой. Изменение длины волоса вследствие изменения влажности воздуха регистрируется стрелкой, которая указывает на специально проградуированной шкале величину влажности (как правило в % относительной влажности). Более сложен по устройству гигрограф - волосяной гигрометр, способный регистрировать изменения относительной влажности воздуха во времени (суток, недели). Для этого вместо стрелки в приборе применён передаточный механизм и самописец, наносящий кривую колебаний влажности воздуха на диаграммную ленту. Лента протягивается под самописцем барабаном с часовым механизмом. Преимущество гигрометра перед психрометром состоит в возможности измерения влажности воздуха при низкой температуре. Дистанционная станция М-49 измеряет влажность воздуха при помощи мембраны, изготовленной из животной плёнки, деформация которой под влиянием влажности фиксируется ротором сельсин-датчика и преобразуется в электрические сигналы, которые обрабатываются электроникой и преобразуются в показания влажности воздуха на шкале пульта. 2. Определить все характеристики влажности воздуха по показателям психрометра: T,0C (сухого термометра) = 25,3; Т,0С (смоченного термометра) = 16,3 . Вычисляем упругость водяного пара по показаниям смоченного термометра, давление воздуха не задано, поэтому принимаем его равным 1000 мб. Для T = 16,30 максимальная упругость водяного пара Е = 18,56 Мб (интерполяция по таблице мет. ук.). Откуда упругость водяного пара: е = 18,56 - 0,000795*1000*(25,3 - 18,56)*(1 + 0,00015*25,3) = V. ТЕПЛОВОЙ И ВОДНЫЙ РЕЖИМ ПОЧВЫ. 1. Как изменяется температура поверхности почвы в течении суток? Наблюдения за температурой поверхности почвы и температурой на различной глубине проводятся на некоторых метеорологических станциях уже более 70-80 лет. Обработка этих данных позволила установить закономерности изменения температуры почвы в течение суток и года. Изменение температуры почвы в течение суток называется суточным ходом. Суточный ход температуры имеет обычно один максимум и один минимум. Минимум температуры поверхности почвы при ясной погоде наблюдается перед восходом Солнца, когда радиационный баланс еще отрицателен, а обмен теплом между воздухом и почвой незначителен. С восходом Солнца, по мере изменения знака и величины радиационного баланса, температура поверхности почвы возрастает, особенно при ясной погоде. Максимум температуры наблюдается около 13 ч, затем температура начинает понижаться, что продолжается до утреннего минимума. В отдельные дни указанный суточный ход температуры почвы нарушается под влиянием облачности, осадков и других факторов. При этом максимум и минимум могут смещаться на другое время. Хорошо выраженный и правильный суточный ход наблюдается в теплый период при ясной погоде. Изменение температуры почвы в течение года называется годовым ходом. Обычно график годового хода строится по средним месячным температурам почвы. Годовой ход температуры поверхности почвы определяется в основном различным приходом солнечной радиации в течение года. Максимальные средние месячные температуры поверхности почвы в умеренных широтах северного полушария наблюдаются обычно в июле, когда приток тепла к почве наибольший, а минимальные-в январе-феврале. Разность между максимумом и минимумом в суточном или годовом ходе называется амплитудой хода температуры. На амплитуду суточного хода температуры почвы влияют: 1) время года; летом амплитуда наибольшая, зимой-наименьшая; 2) географическая широта; амплитуда связана с полуденной высотой Солнца, которая в один и тот же день возрастает в направлении от полюса к экватору; поэтому в полярных районах амплитуда незначительна, а в тропических пустынях, где к тому же велико эффективное излучение, она достигает 50-60° С; 3) рельеф местности; по сравнению с равниной южные склоны нагреваются сильнее, северные слабее, а западные несколько сильнее восточных; соответственно изменяется и амплитуда; 4) растительный и снежный покровы; амплитуда суточного хода под этими покровами меньше, чем при их отсутствии; 5) теплоемкость и теплопроводность почвы; амплитуда находится в обратной зависимости от теплоемкости и теплопроводности; 6) цвет почвы; амплитуда суточного хода температуры поверхности темных почв больше, чем светлых, так как поглощение радиации и ее излучение у темных поверхностей больше, чем у светлых; поверхности сухих и рыхлых почв имеют большую амплитуду, чем поверхности влажных и плотных почв; 7) облачность; в пасмурную погоду амплитуда значительно меньше, чем в ясную. На амплитуду годового хода температуры поверхности почвы 1 влияют те же факторы, что и на амплитуду суточного хода, за исключением времени года. Амплитуда годового хода, в отличие от суточного, возрастает с увеличением широты. В экваториальной зоне она в среднем составляет 2-3° С, а в полярных районах материков превышает 70° С (Якутия). Амплитуда годового хода температуры оголенной поверхности почвы значительно больше, чем поверхности, покрытой растительностью или снегом. 2. Пользуясь термоизоплетами почвы определить для периода май - сентябрь: а) Ход температуры на глубине 5 - 10см. Ход температуры на глубине 5 - 10 см за вегетационный период Глубина, см Месяц V VI VII VIII IX 5 см 13 15 17,4 12 8 10 см 14 14,5 17,2 12,1 8,2 Среднее 13,5 14,75 17,3 12,05 8,1 Ход температуры на глубине 5 - 10 см за вегетационный период для кукурузы Глубина, см Месяц V VI VII VIII IX 5 см 22 25 26,8 26 20,6 10 см 20,4 23,9 25,2 24,9 21,0 Среднее 21,2 24,55 26,0 25,55 20,8 б) распределение температуры для глубин 5, 10, 15, 20 см на 1 и 15 число каждого месяца; Распределение температуры для термоизоплет на рис. 1 Н, м Месяцы V VI VII VIII IX 1 15 1 15 1 15 1 15 1 15 5 11 14,5 15,5 18 19 18,2 15,5 13 10 7 10 10 14 14,9 17 18 18 15,4 13 10,1 7,3 15 9,5 13 14,5 16,5 17,5 17,5 15,3 13 10,3 7,7 20 9 12 14 16 17 17 15,2 13 10,5 8 Распределение температуры для термоизоплет кукурузы Н, м Месяцы V VI VII VIII IX 1 15 1 15 1 15 1 15 1 15 5 20,4 22 23,7 25 25,9 26,8 27,2 26 24 20,6 10 18,9 20,4 23,0 23,9 24,6 25,2 25,5 24,9 23,8 21,0 15 18,6 19,1 21,3 22,5 23,4 23,8 24 23,6 22,8 20,9 20 18,1 18,8 19,3 20,9 20,2 22,4 22,6 22,3 21,4 19,0 в) Определить с какого по какое число температура почвы на глубине 5 и 10 см будет не ниже 240. По графику термоизоплет на рис. 1 температура почвы даже на поверхности никогда не превышает 19 - 200С. Для кукурузы по рис.2 температура почвы не будет ниже 240С: на глубине 5 см с 4 июня по 1 сентября, на глубине 10 см с 16 июня по 27 августа. г) Какой будет максимальная t0 на глубине 10 см от 1 до 15 июня и от 15 июня до 1 июля. По рис. 1: с 1 по 15 июня максимальная температура на глубине 10 см 16,50С (15 июня); с 15 июня по 1 июля - 17,50С (1 июля). Для кукурузы: с 1 по 15 июня максимальная температура на глубине 10 см 23,90С (15 июня); с 15 июня по 1 июля 24,60С. 3. Вычислить запасы продуктивной влаги (Wпр), если толщина слоя почвы h = 0 - 20 см, плотность абсолютно сухой почвы d = 1,2 г/см3 влажность устойчивого завядания в % от абсолютно сухой почвы R = 12. Запасы продуктивной влаги в почве определяются по формуле: W = 0,1hDR , где W - запасы продуктивной влаги, м3/га; h - глубина расчётного слоя, м; d - объёмная масса, т/м3; R - влажность в процентах от веса сухой почвы. Откуда: W = 0,1 * 0,2 * 1,2 * 12 = 0,288 м3/га . АТМОСФЕРНОЕ ДАВЛЕНИЕ. ВЕТЕР. Что такое атмосферное давление? В каких единицах измеряется? Как перевести атмосферное давление, выраженное в миллиметрах и миллибарах? Атмосферное давление-это сила, с которой давит на единицу земной поверхности столб воздуха, простирающийся от поверхности земли до верхней границы атмосферы. Атмосферное давление является одной из важнейших характеристик состояния атмосферы и одним из основных физических свойств воздуха, связанных с его плотностью и температурой. Плотность есть отношение массы вещества к его объему. Так, 1 м3 воды при температуре 4°С имеет массу 1 т, а 1 м3 воздуха при 0°С и нормальном давлении имеет массу 1,293 кг. Следовательно, при указанных условиях плотность воды составляет 1000 кг/м3, а плотность воздуха 1,293 кг/м3. Таким образом, плотность воздуха примерно в 800 раз меньше плотности воды. Плотность атмосферы быстро уменьшается с высотой. Половина всей массы атмосферы сосредоточена в нижнем ее слое до высоты около 5,5 км. На высоте 300 км плотность ее уже в 4-1010 раз меньше, чем на уровне моря. С дальнейшим увеличением высоты разреженность газов продолжает увеличиваться, и без четко выраженной верхней границы атмосфера постепенно переходит в межпланетное пространство. Атмосферное давление обычно измеряется высотой ртутного столба в трубке барометра. Давление атмосферы удерживает столб ртути в трубке на определенной высоте. На уровне моря высота ртутного столба в трубке в среднем около 760 мм. При этом масса ртутного столба сечением в 1 см2 составляет примерно 76-13,6== 1,0336 кг. Это означает, что атмосферное давление на уровне моря обычно около 1,033 кг/см2. Атмосферное давление долгое время выражали в миллиметрах (мм) ртутного столба, т. е. линейной мерой измеряли силу. Чтобы измерять давление в единицах силы, в 1930 г. была установлена новая международная единица давления-бар (от древнегреческого барос-тяжесть), равная давлению 1 млн. дин на площадь 1 см2, что соответствует 750,1 мм рт. ст. В практике в качестве единицы давления использовалась тысячная часть бара -миллибар. С 1980 г. в качестве международной единицы для измерения атмосферного давления принят паскаль (Па) -давление, вызываемое силой в 1 ньютон на площадь 1 м2: 1 Па == 1 Н/м2 = 10-3 бар = 0,01 мбар. Для практических целей используют гектопаскаль (гПа). Поскольку до сих пор шкала приборов для измерения атмосферного давления градуирована в миллиметрах или миллибарах (мбар), то надо знать их соотношение: 1 гПа = 1 мбар = 0,75 мм рт. ст. Ускорение свободного падения на земном шаре увеличивается от экватора к полюсам и уменьшается с высотой. Чтобы исключить зависимость высоты ртутного столба, уравновешивающего атмосферное давление, от этих факторов, измеренное атмосферное давление приводят к ускорению свободного падения на широте 45° и на уровне моря. Давление, равное массе ртутного столба высотой 760 мм, имеющего температуру 0,0 °С и находящегося на широте 45° и на уровне моря, называют нормальным атмосферным давлением. Оно округленно составляет 1013 гПа. Для измерения атмосферного давления применяют барометры. На наземных метеорологических станциях используют станционные чашечные барометры, а для полевых, экспедиционных, судовых, самолетных и тому подобных измерений предназначены барометры-анероиды. Для непрерывной записи атмосферного давления предназначен барограф. Условия возникновения, причины и физические свойства фёнов. Что такое боры? Фён - сухой и тёплый ветер (немецкое Fohn, от латинского favonius - тёплый западный ветер). Часто сильный ветер, дующий с гор в долины. Своими свойствами фёны обязаны процессу адиабатического нагревания воздуха при его нисходящем движении. Фен нередко действует на растения так же, как суховей. Фен образуется при перетекании воздуха через горные хребты. Поднимаясь по ветренной стороне горы, воздух охлаждается, пар в нем конденсируется и выпадает в виде осадков. Перевалив через хребет и опускаясь по склону, воздух адиабатически нагревается. Оставшийся в нем водяной пар быстро удаляется от состояния насыщен и воздух, опустившись в долину, приобретает более высокую температуру и меньшую относительную влажность, чем он имел перед поднятием на горный хребет. Бора - местный сильный (до 40-60 м/с) холодный ветер в некоторых приморских районах, где невысокие горные хребты граничат с тёплым морем. Название от итальянского bora, греческого boreas - северный ветер. Встречаются на Адриатическом побережье Югославии, на Черноморском побережье в районе Новороссийска. Направление ветра вниз по склонам, отмечается обычно в зимнее время. Определить высоту места наблюдения над уровнем моря по следующим данным: Рн = 759 мм; Т0н = -3,2 0С; Рв = 701 мм; Т0в = -6,1 0С. Высота верхней / нижней точки над уровнем моря Н = 6,0 / 0 м. Составить розу ветров в заданном месте, выбрать направление посадки лесных полос, установления снегозадерживающих щитов и пр. Повторяемость ветров различных направлений Направление ветра по сезонам Направление ветра по румбам С СВ В ЮВ Ю ЮЗ З СЗ Зимний период 11 10 27 11 7 18 11 5 Летний период 19 14 18 6 3 9 16 15 Лесные полосы и снегозадерживающие валы целесообразно устраивать по направлению СВ - ЮЗ, в крайнем случае СЗ - ЮВ. КЛИМАТ И ЕГО ЗНАЧЕНИЕ. АГРОКЛИМАТИЧЕСКИЕ ПРОГНОЗЫ И АГРОКЛИМАТИЧЕСКИЕ ПОКАЗАТЕЛИ. Увлажнение почвы. Связь влажности почвы с показателями увлажнения территории, в частности с ГТК (гидротермическим коэффициентом). Оценка условия увлажнения вегетационного периода. Обеспеченность сельскохозяйственных культур влагой часто оценивают по средним многолетним суммам осадков. Они характеризуют обеспеченность, близкую к 50%. Правильнее оценивать обеспеченность суммами осадков вегетационного периода по номограмме А. Н. Лебедева. Существуют и другие номограммы, по которым можно рассчитать обеспеченность различных сумм осадков для любого месяца, если известна их средняя многолетняя сумма в данном месяце. Однако оценка условий увлажнения вегетационного периода по суммам осадков недостаточна для характеристики водных ресурсов территории. В ряде районов сумма осадков может быть; одинаковой, но их сельскохозяйственное значение оказывается разным. Например, в ряде районов Узбекистана и на Кольском полуострове за год выпадает одинаковая сумма осадков (350 мм), но на Кольском полуострове имеется избыток влаги для сельскохозяйственных культур, а в Узбекистане влаги недостаточно и земледелие нуждается в поливе, что объясняется различием испаряемости в этих районах (в Ташкенте 1.200 мм в год, на Кольском полуострове 300 мм). Как известно, испаряемость зависит в основном от прихода солнечной радиации и обусловленного этим температурного режима. На юге испаряемость выше, чем на севере. В агрометеорологии для оценки условий увлажнения территории используют отношение количества осадков к испаряемости. Широко применяют предложенный в 1928 г. Г. Т. Селяниновым гидротермический коэффициент (ГТК): где ?r - сумма осадков за вегетационный период (мм); ?t - сумма активных температур за тот же период. Испаряемость в этой формуле (в миллиметрах) численно примерно равна сумме средних суточных температур за период между датами перехода температуры через 10° С, деленной на 10. Согласно Г. Т. Селянинову и С. А. Сапожниковой, величина ГТК за июнь-август больше 1,6 характеризует избыточно влажную зону, 1,6-1,3-лесную влажную зону, 1,3-1,0-лесостепь (недостаточное увлажнение), 1,0-0,7-степь (засушливая зона); 0,7-0,4-сухую степь (очень засушливая зона), 0,4 и меньше-полупустыню и пустыню. Гидротермический коэффициент нельзя применять для оценки увлажнения зимы, весны и осени, когда средняя суточная температура воздуха ниже 10° С. Рассчитать агрометеорологические показатели, используя метеоданные. Метеорологические данные к расчёту Месяц апрель май июнь июль август Декада II III I II III I II III I II III I II III Осадки 28 11 5 13 1 3 13 23 10 45 19 34 1 11 Дефицит влажности (мб), ?d 3 4 9 5 13 17 7 10 11 12 13 10 7 10 Средняя температура воздуха t0 5 6 15 10 18 23 19 22 24 24 21 20 18 19 ?t0 13 119 169 315 497 634 800 985 1174 1352 1500 1631 1786 - испаряемость f=0,45?d 1,35 1,8 4,05 2,25 5,85 7,65 3,15 4,5 4,95 5,4 5,85 4,5 3,15 4,5 коэфф. увлажнения Kу = X/?d 9,33 2,75 0,56 2,60 0,08 0,18 1,86 2,30 0,91 3,75 1,46 3,40 0,14 1,10 коэфф. увлажнения Kу = X/f 20,74 6,11 1,23 5,78 0,17 0,39 4,13 5,11 2,02 8,33 3,25 7,56 0,32 2,44 1 Работа на этой странице представлена для Вашего ознакомления в текстовом (сокращенном) виде. Для того, чтобы получить полностью оформленную работу в формате Word, со всеми сносками, таблицами, рисунками, графиками, приложениями и т.д., достаточно просто её СКАЧАТЬ.  |
|
Банк готовых работ
Форма заказа
Скачать работу
экономические  Copyright © refbank.ru 2005-2024
Все права на представленные на сайте материалы принадлежат refbank.ru. Перепечатка, копирование материалов без разрешения администрации сайта запрещено. |
|