На бирже курсовых и дипломных проектов можно найти образцы готовых работ или получить помощь в написании уникальных курсовых работ, дипломов, лабораторных работ, контрольных работ, диссертаций, рефератов. Так же вы мажете самостоятельно повысить уникальность своей работы для прохождения проверки на плагиат всего за несколько минут.

ЛИЧНЫЙ КАБИНЕТ 

 

Здравствуйте гость!

 

Логин:

Пароль:

 

Запомнить

 

 

Забыли пароль? Регистрация

Повышение уникальности

Предлагаем нашим посетителям воспользоваться бесплатным программным обеспечением «StudentHelp», которое позволит вам всего за несколько минут, выполнить повышение уникальности любого файла в формате MS Word. После такого повышения уникальности, ваша работа легко пройдете проверку в системах антиплагиат вуз, antiplagiat.ru, etxt.ru или advego.ru. Программа «StudentHelp» работает по уникальной технологии и при повышении уникальности не вставляет в текст скрытых символов, и даже если препод скопирует текст в блокнот – не увидит ни каких отличий от текста в Word файле.

Результат поиска


Наименование:


реферат Метеорологический величины и атмосферные явления

Информация:

Тип работы: реферат. Добавлен: 03.12.2012. Сдан: 2012. Страниц: 16. Уникальность по antiplagiat.ru: < 30%

Описание (план):


       
Учереждение образования Брестский  государственный  университет имени  А.С. Пушкина
       Метеорологические величины и атмосферные  явления
 
Географический  факультет Кафедра географии Беларуси
       
        
 
 
 
 
 
                                                     Выполнила: 
                                                                           Студентка первого курса
                                                                                  Географического факультета
                                                                                  Специальность « География»
                                                                              Мендес Пастушик Милена
                                                                         Научный руководитель:
                                                                                   Бондарук Светлана Петровна 

Брест- 2011 
 
 

Введение
Глава 1. Метеорологические  величины
       1.1 Температура
       1.2 Давление
       1.3 Влажность
       1.4 Градиент метеорологической  величины
       1.5 Видимость 

Глава 2. Атмосферные явления
       2.1 Облачность
       2.2 Ветер
       2.3 Оптические атмосферные  явления
       2.4 Прочие атмосферные явления
        
Заключение
Список  использованной литературы 
 
 
 
 
 
 
 
 

ВВЕДЕНИЕ
       В метеорологии сведения об атмосфере, погоде, климате определяют методом наблюдения. Затем производят анализ, чтобы вывести какие-либо закономерности. Тогда как в общей физике основным методом помимо наблюдения является эксперимент, в метеорологии этот метод не возможен, ибо атмосферные явления чаще всего крупного масштаба, и существенно повлиять на них человек не может. Даже энергия термоядерных взрывов невелика по сравнению с энергией процессов циркуляции атмосферы, поскольку взрывы при большой их мощности весьма кратковременны. Поэтому метеорология, как и другие геофизические науки, должна прибегать к наблюдениям, т. е. к измерениям и качественным оценкам процессов, протекающих в природной обстановке. Непрерывно наблюдая за атмосферными процессами, человек является зрителем и регистратором тех грандиозных опытов, которые ставит сама природа. 
            Однако и в метеорологии иногда  применяется эксперимент. К числу метеорологических экспериментов относятся, например, опыты осаждения облаков и рассеяния туманов путем различных физико-химических воздействий на них. Такие опыты преследуют практические цели, но они позволяют также глубже разобраться в природе явления. Насаждение лесных полос, создание водохранилищ, орошение местности и т. п. вносят некоторые изменения в состояние приземного слоя воздуха. Тем самым и они в некоторой степени являются средствами метеорологического (точнее, климатологического) эксперимента. Помимо этого, в лабораториях моделируется такое природное явление как общая циркуляция атмосферы[4]

            Результаты, полученные в ходе наблюдений, метеорологи анализируют, выясняя некоторые закономерности природных явлений. Основным по праву можно считать статистический анализ, особенно применение осреднения, которое отсеивает случайные детали явлений и яснее показывает их существенные особенности.
            Однако метеорологам и климатологам  недостаточно наблюдений в течение нескольких месяцев или года. Для полного представления о погоде и климате необходимы наблюдения в течение многолетнего периода. Для выражения количественных связей между явлениями в метеорологии употребительны также эмпирические формулы, коэффициенты которых подбираются из опыта, т. е. опять-таки из большого числа сравнительных наблюдений.   
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 

       ГЛАВА 1. Метеорологические величины 

       Температура воздуха, воды и почвы
       Температура - (воздуха, почвы, воды) – это характеристика теплового состояния тела, мера нагретости тела.  Любое тело, нагретое выше температуры абсолютного нуля (?273,15 °C) излучает теплоту. Самые важные температурные показатели в метеорологии - воды, воздуха и почвы. 
       Воздух, как и всякое тело, всегда имеет  температуру, отличную от абсолютного нуля. Температура воздуха в каждой точке атмосферы непрерывно изменяется; в разных местах Земли в одно и то же время она также различна. У земной поверхности температура воздуха варьирует в довольно широких пределах: крайние ее значения, наблюдавшиеся до сих пор, немного ниже +60 °С (в тропических пустынях) и около —90 °С (на материке Антарктиды).
       С высотой температура воздуха  изменяется в разных слоях и в  разных случаях по-разному. В среднем она сначала понижается до высоты 10—15 км, затем растет до 50—60 км, потом снова падает и т. д.
       Температура воздуха, а также почвы и воды в системе СИ выражается в градусах международной температурной шкалы, или шкалы Цельсия (°С), общепринятой в физических измерениях. Нуль этой шкалы приходится на температуру, при которой тает лед, а 100°С—  на температуру кипения воды (то и другое при давлении 1013 гПа).                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                                   
       Наряду  со шкалой Цельсия широко распространена (особенно в теории) абсолютная шкала  температуры (шкала Кельвина). Нуль этой шкалы отвечает полному прекращению  движения молекул, т.е. самой низкой температуре. По шкале Цельсия это  будет –273,1°С. Единица абсолютной шкалы, называемая Кельвином, равна  единице шкалы Цельсия: 1К = 1°С. По абсолютной шкале температура может  быть только положительной, т.е. выше абсолютного  нуля. В формулах температура по абсолютной шкале обозначается через Т, а температура по Цельсию – через t.
       Для перехода от температуры по Цельсию  к температуре по Кельвину используется формула: 
ТК = t°С+273,1

       Еще одна температурная шкала, которая  применяется, в частности, в США ,предложенная Г. Фаренгейтом в 1724, – шкала Фаренгейта, 1 градус которой (1 °F) равен 1/180 разности температур кипения воды и таяния льда, а точка таяния льда имеет температуру +32 °F. Температура по шкале Фаренгейта связана с температурой по шкале Цельсия (t °С) соотношением  
t °С = 5/9 (t °F-32),
 

       Давление
       Давление – сила гидростатического давления воздуха. приходящаяся на единицу площади.
       Атмосферное давление измеряется весом вышерасположенного столба воздуха на единицу горизонтальной поверхности. Общая масса атмосферы, которой она давит на поверхность  Земли, составляет 5,15*1015 т.
       Со  времен Торичелли (ХVII) давление воздуха измеряют высотой ртутного столба в миллиметрах или дюймах, когда в практику стали вводиться различные расчетные методы анализа и прогноза состояния атмосферы, оказалось, что линейная мера – миллиметры. не связанная с физической сущностью давления как силы, крайне неудобна. Поэтому в 20-х гг. норвежским метеорологом В.Бьеркенсом была предложена новая единица для измерения атмосферного давления – миллибар (мбар). Миллибар – это единица атмосферного давления, равная 1000 дин на 1 см(1 дин – сила, которая сообщает массе в 1 г ускорение движения в 1 см/с2).[2]
       В миллибарах нормальное давление (среднее  давление на уровне моря на широте 45°  при температуре воздуха 0°С) составляет 1013,25 мбар или 760 мм рт.ст., а за стандартное давление принимается 1000 мбар или 750 мм.рт.ст.
       Давление  непрерывно изменяется как у поверхности  Земли, так и на высоте. Изменение давления с высотой можно характеризовать величиной барометрической ступени (высота, на которую надо подняться или опуститься, чтобы давление изменилось на 1 мм рт ст или на 1 мб)
       Величина  барометрической ступени определяется по формуле:
       
       где t-температура,  Р - давление.
       С высотой барометрическая ступень  возрастает, так как давление уменьшается; в теплом воздухе уменьшение давления с высотой происходит медленнее, чем в холодном.
       В настоящее время в системе  единиц (СИ) давление измеряют в Паскалях (Па). Паскаль – давление, вызываемое силой в 1 Н, равномерно распределенное по площади 1 м2, 100 Па = 1гПа. Один гектопаскаль численно равен одному миллибару.
       Единицы измерения давления: гПа, мб, мм.рт.ст. 
[P] = [H/m] = [Па],  
1гПа = 100Па = 1мб 
1мм.рт.ст. = 4/3 =1 ,333 гПа 
1гПа = 3/4 = 0,75мм.рт.ст
 

       Влажность
       Одной из составляющих воздуха атмосферы  является пар. Его большее или  меньшее количество в воздухе  определяет влажность или сухость  климата, условия жизни человека и роста растений (см. Рисунок 1,2). [1]
         
       Рисунок 1.                                      Рисунок 2.
       Поглощая  большую часть собственного излучения земли и передавая часть полученного тепла подстилающей поверхности, образуя встречное излучение, водяной пар уменьшает интенсивность охлаждения подстилающей поверхности, когда нет поступления солнечной радиации. Следовательно, чем больше содержится водяных паров в атмосфере, тем медленнее понижается температура подстилающей поверхности, а отсюда и окружающего воздуха после захода солнца. А так как повышенная влажность воздуха, как правило, наблюдается при приближении теплого фронта или циклона, то повышение температуры воздуха вечером является одним из признаков ухудшения погоды. В следствии этого выделяется два процесса изменения температуры: влажно-адиабатический и сухоадиабатический (см. Рисунок 3).
         
       Рисунок 3.
       Атмосферный воздух, особенно в нижних слоях, всегда содержит некоторое количество водяного пара. При определенной температуре, которая зависит от количества водяного пара, водяной пар в воздухе может достичь насыщения. В этом случае воздух называют насыщенным.
       Для характеристики влажности воздуха  применяют несколько величин, отражающих:
    1.  абсолютное содержание водяного пара в воздухе (упругость, абсолютная, удельная влажность),
    2. степень близости водяного пара к состоянию насыщения (относительная влажность, дефицит влажности, точка росы).
       1. Водяной пар, как всякий газ,  обладает упругостью (давлением). Упругость пара (е), Па меньше упругости насыщения (Е). Чем больше разность Е - е, тем суше воздух и интенсивнее испарение.
       Абсолютная  влажность (а) - масса водяного пара, содержащегося в единице объема воздуха, кг/м3.
       Соотношение между абсолютной влажностью и упругостью водяного пара следующее: 
а=2,17*10-3 е/Т, 
где а - абсолютная влажность, кг/м3; е - упругость водяного пара, Па; 
Т - температура воздуха, К

       Удельная  влажность- масса водяного пара, содержащегося в единице массы влажного воздуха, измеряется в  г/кг. 
2. Ощущение сухости или сырости воздуха связано не с абсолютным влагосодержанием (упругостью, абсолютной или удельной влажностью), а с тем, насколько водяной пар близок к насыщению, и характеризуется дефицитом влажности и относительной влажностью.

       Дефицит влажности(d), гПа - это разность между упругостью насыщения (Е) при данной температуре и упругостью водяного пара (е), содержащегося в воздухе; 
d = Е – е

       Относительная влажность (r), % - отношение массы водяного пара, содержащегося в воздухе к массе водяных паров, необходимых для насыщения воздуха при данной температуре:  r=e/E*100.
       Если  количество водяного пара остается тем  же, а температура воздуха увеличивается, то относительная влажность уменьшается. Когда температура воздуха понижается, то при неизменном количестве водяного пара в воздухе относительная  влажность увеличивается.
       Каждому значению температуры воздуха соответствует  вполне определенное количество водяных паров, которые будут насыщать воздух, причем чем ниже температура, тем меньшее количество водяных паров требуется для его насыщения.
       Если  содержащий водяной пар воздух начнет охлаждаться, то при некоторой температуре он окажется насыщенным водяными парами и при дальнейшем охлаждении излишек водяных паров будет конденсироваться или сублимироваться.
       Температура, до которой нужно охладить воздух при постоянном давлении, чтобы водяной пар, содержащийся в нем, достиг состояний насыщения, называется точкой росы и обозначается греческой буквой ?. Точка росы – важная и удобная характеристика влагосодержания воздуха. В частности, по ней легко судить о вероятности образования тумана. При насыщенном воздухе она совпадает с температурой воздуха, во всех остальных случаях - ниже. 

       Градиент  метеорологической  величины
       Метеорологические величины изменяются как во времени, так и в пространстве. Совокупность значений метеорологической величины во всём пространстве называют полем этой величины. Количественной мерой изменения метеорологической величины в пространстве служит градиент этой величины.
       Наибольший  практический интерес представляют горизонтальный и вертикальный градиенты метеорологической величины. Горизонтальный градиент всегда положителен.
       Вертикальный может быть как положительным, так и отрицательным. Справедливо следующее общее правило: если метеорологическая величина убывает, то вертикальный градиент положителен, если величина растет с высотой, то вертикальный градиент этой величины отрицателен.[5] 

       Видимость
       Под дальностью горизонтальной видимости  у Земли, определяемой метеорологами, понимается то расстояние, на котором еще можно обнаружить предмет (ориентир) по форме, цвету, яркости. Дальность видимости измеряется в метрах или километрах.
       Дальность видимости чаще всего определяется на глаз по определенным, заранее выбранным  объектам (темным на фоне неба), расстояние до которых известно. Но имеется  и ряд фотометрических приборов для определения видимости.
       В очень чистом воздухе, например арктического происхождения, дальность видимости может достигать сотен километров. Рассеяние света в таком воздухе производится преимущественно молекулами атмосферных газов. В воздухе, содержащем много пыли или продуктов конденсации, дальность видимости может понижаться до нескольких километров и даже до метров. Так, при слабом тумане дальность видимости составляет 500—1000 м, а при сильном тумане или сильной песчаной буре может снижаться до десятков и даже нескольких метров.
       Явления, приводящие к понижению  видимости. 
       Туман - понижение горизонтальной видимости от 0.5 мили и менее, вызванное скоплением в воздухе мелких, не различимых глазом капелек воды. Цвет тумана - белесоватый.
       Стелющийся  туман охватывает слой воздуха толщиной в несколько метров над поверхностью воды, причем все высокие предметы остаются вне тумана.
       При просвечивающемся тумане наблюдатель  видит небо или облака.
       Дымка - слабое помутнение атмосферы, вызванное наличием в воздухе мельчайших капелек воды или кристалликов льда. Дымка придает воздуху синеватый или серый оттенок. Видимость при дымке 0,5 мили, но менее 5 миль.
       Ледяной туман - туман, состоящий из кристалликов льда и наблюдающийся при больших морозах. Горизонтальная видимость менее 0.5 мили. При просвечивающемся ледяном тумане наблюдатель видит небо или облака.
       Парение моря - представляется собой особый вид стелющегося или клубящегося над самой водой тумана, образующегося в холодном воздухе над открытой поверхностью сравнительно теплой воды. Иногда парение моря имеет вид отдельных струек тумана, возникающих у поверхности воды и рассеивающихся уже на высоте 1 -2 м.
       Мгла - сплошное помутнение воздуха, вызванное взвешенными в нем частичками пыли, дыма. При мгле отдельные предметы приобретают сероватый оттенок. У горизонта солнце имеет красновато-желтый оттенок. Этим и малой влажностью воздуха мгла отличается от дымки.
       Ледяные иглы - редкие, мелкие, прозрачные ледяные кристаллы, парящие в воздухе в зимние морозные дни. Днем на солнце ледяные иглы сверкают. Их сверканье заметно и ночью при луне или в свете фонаря. При ледяных иглах значительного изменения видимости не наблюдается.
       Пыльная буря - явление, при котором в воздухе поднимается много пыли, песка, частиц сухой земли от сильного ветра, вследствие чего происходит сильное помутнение атмосферы, и видимость значительно уменьшается. [2] 
 
 
 
 

       ГЛАВА 2. АТМОСФЕРНЫЕ ЯВЛЕНИЯ
       Облачность
       В атмосфере в результате конденсации  водяного пара образуются скопления продуктов конденсации — капель и кристаллов. Их называют облакамиОблачные элементы-капли и кристаллы настолько малы, что они уравновешиваются силой трения. Установившаяся скорость падения капель в неподвижном воздухе равна нескольким долям сантиметра в секунду, а падения кристаллов—еще меньше. При наличии турбулентного движения малые капли и кристаллы длительное время остаются во взвешенном состоянии несколько смещаются то вниз, то вверх.
       Облака  переносятся воздушными течениями. Если относительная влажность воздуха уменьшается, то облака испаряются. При определенных условиях часть облачных элементов укрупняется настолько, что выпадает из облака в виде осадков. Таким путем вода возвращается из атмосферы на земную поверхность.
       При конденсации непосредственно у  земной поверхности образующиеся скопления  продуктов конденсации называют туманами. Принципиальной разницы в строении облаков и туманов нет. В горах возможны такие случаи, когда облако возникает на самом горном склоне. Для наблюдателя, смотрящего снизу, из долины, явление представится облаком; для наблюдателя на самом склоне—туманом. Облака существуют иногда очень короткое время. Например, время существования отдельного кучевого облака может исчисляться 10—15 мин. Но даже когда облако существует длительное время, это не означает, что оно находится в неизменном состоянии. В действительности элементы облака постоянно испаряются и возникают заново. Длительно существует определенный процесс облакообразования; облако же является только видимой в данный момент частью общей массы воды, вовлекаемой в этот процесс. Это особенно заметно при образовании облаков над горами. При непрерывном перетекании воздуха через гору он адиабатически охлаждается при подъеме настолько, что на некоторой высоте возникают облака. Эти облака кажутся неподвижно привязанными к гребню хребта. Но в действительности они перемещаются вместе с воздухом и все время испаряются в передней части, где перетекающий воздух начинает опускаться, и заново образуются в тыловой части из водяного пара, поступающего с поднимающимся воздухом.
       Взвешенность  облаков также обманчива. Если облако не меняет своей высоты, то это еще не означает, что составляющие его элементы не выпадают. Капли в облаке могут опускаться, но, достигая нижней границы облака, они переходят в ненасыщенный воздух и здесь испаряются. В результате облако будет казаться длительно находящимся на одном уровне.
       По  внешнему виду облака подразделяются на три основные формы: кучевообразные, слоистообразные и волнистообразные (волнистые).
       К кучевообразным облакам нижнего яруса относятся кучевые, мощные кучевые и кучево-дождевые облака.
       Кучевые облака - облака белого цвета с плоским основанием и куполообразной вершиной, осадков не дают. Высота нижней границы чаще всего колеблется в пределах 1000-1500 м, вертикальная мощность достигает 1000-2000 м.
       Образование кучевых облаков говорит о  неустойчивом состоянии воздушной массы, т. е. о наличии в ней вертикальных потоков. Поэтому полет в облаках, под облаками и между ними неспокоен и сопровождается слабой болтанкой. Выше кучевых облаков полет происходит более спокойно. Видимость в них колеблется в пределах 35-45 м.
       Мощные  кучевые облака сильно развиваются по вертикали. Основание облаков плоское и опускается до высоты 1000-600 м. Верхняя граница достигает обычно высоты 4-5 км. Внутри облаков наблюдаются сильные восходящие потоки (до 10-15 м/с). Поэтому входить в мощные кучевые облака запрещается.
       Кучево-дождевые облака являются наиболее опасными облаками с точки зрения условий полета в них. Образование их обычно сопровождается грозовыми разрядами и ливневыми осадками. Вертикальная мощность достигает 7-9 км, а нижнее основание часто лежит на высоте 300-600 м и имеет относительно небольшую площадь. Особенно быстро их развитие происходит летом в резко пересеченной местности (над горами).
       В период перехода мощного кучевого облака в кучево-дождевое, когда происходит бурный процесс его развития в  вертикальном направлении, в нем  наблюдаются наиболее интенсивные  восходящие и нисходящие потоки воздуха. При этом в верхней части облака господствуют интенсивные восходящие движения, а нисходящие - слабы. У основания и средней части облака наряду с сильными восходящими движениями наблюдаются значительные нисходящие движения холодного воздуха, опускающегося из облака вместе с осадками.
       В этой стадии развития кучево-дождевого  облака экипаж может встретить рядом  располагающиеся и нисходящие потоки, достигающие скорости 20-30 м/с. Наиболее сильная турбулентность наблюдается в средней части облака на высоте 3000-6000 м (см. Рисунок 4).
       
       Рисунок 4.
       Система слоистообразных  облаков состоит из слоисто-дождевых (нижний ярус), высокослоистых (средний ярус), перисто-слоистых и перистых облаков (верхний ярус) и покрывает сплошной пеленой площади в сотни тысяч квадратных километров Вблизи линии фронта нижнее основание слоисто-дождевых облаков обычно располагается на высотах 300-600 м, верхняя граница- на высоте 4-6 км, а иногда и более (до 10-12 км). Горизонтальная видимость в них колеблется в пределах 15-25м (см. Рисунок 5).
       
       Рисунок 5
       Слоисто-кучевые просвечивающие облака наблюдаются в виде тонкого слоя волнистых облаков. Высота этих облаков нередко составляет 600-1000 м.
       Слоисто-кучевые  плотные облака образуются над слоем инверсии на слабо выраженных фронтах и фронтах окклюзии. Они имеют вид сплошного сомкнутого покрова достаточно плотных валов или глыб. Высота нижней границы облаков обычно составляет 300-600 м, а вертикальная мощность 600-1000 м.
       Перистые  облака [4] — раздельные, тонкие, нитеобразные облака в виде белых тонких волокон или чуть сероватых вытянутых гряд и клочьев, часто имеющие вид бородки пера, обыкновенно белого цвета. Иногда они располагаются полосами, пересекающими небесный свод подобно медианами и, благодаря перспективе, кажутся тогда сходящимися в одной или двух диаметрально противоположных точках горизонта (чаще всего юго-запад и северо-восток). В рассветные и закатные часы перистые облака приобретают розовые и золотистые цвета.
       Перистые  облака наблюдаются в верхней  тропосфере и связаны с восходящими и волновыми движениями в этом слое; высота нижней границы в умеренных широтах 6-12 км, в тропиках до 16-18 км, в заполярных районах 4-8 км. Толщина составляет чаще всего от 0.5 до 2 км.
       Осадки, выпадающие из облаков:  обложной дождь, ливневый дождь, морось, снег, обложной снег, мокрый снег, снежная крупа, ледяная крупа, град, ледяной дождь.
       Осадки, образующиеся на предметах: роса, иней, гололёд, изморось. 
 

       Ветер
       В зависимости от распределения атмосферного давления воздух постоянно перемещается в горизонтальном направлении. Это  горизонтальное перемещение называется ветром. Скорость и направление ветра все время меняются. Средние скорости ветра у земной поверхности близки к 5—10 м/с. Но иногда, в сильных атмосферных вихрях, скорости ветра у земной поверхности могут достигать и превышать 50 м/с. В высоких слоях атмосферы, в так называемых струйных течениях, регулярно наблюдаются скорости ветра до 100 м/с и более.
       К горизонтальному переносу воздуха  присоединяются и вертикальные составляющие. Они обычно малы по сравнению с горизонтальным переносом, порядка сантиметров или десятых долей сантиметра в секунду. Только в особых условиях, при так называемой конвекции, в небольших участках атмосферы вертикальные составляющие скорости движения воздуха могут достигать нескольких метров в секунду.
       Ветер всегда обладает турбулентностьюЭто значит, что отдельные количества воздуха в потоке ветра перемещаются не по параллельным путям. В воздухе возникают многочисленные беспорядочно движущиеся вихри и струи разных размеров. Отдельные количества воздуха, увлекаемые этими вихрями и струями, так называемые элементы турбулентности
и т.д.................


Перейти к полному тексту работы


Скачать работу с онлайн повышением уникальности до 90% по antiplagiat.ru, etxt.ru или advego.ru


Смотреть полный текст работы бесплатно


Смотреть похожие работы


* Примечание. Уникальность работы указана на дату публикации, текущее значение может отличаться от указанного.