Сумарна сонячна радіація і її добовий хід.

 

Сумарна радіація. Земна поверхня на протязі дня безперервно отримує тепло прямої і розсіяної радіації, що складають сумарну. D= Is +і або D= I¢sinh + і де Is - пряма сонячна радіація, I¢ - кількість сонячних променів на перпендикулярну поверхню, h - висота сонця, і - розсіяна радіація. Солярний клімат - умовний клімат, що залежить від розподілу сумарної радіації по широтах і порах року за межами атмосфери без врахування інших кліматоутворювальних чинників.

Класифікація інверсій за походженням. Смог.

 

Інверсія температури і її види.Інверсії температури - підвищення температури з висотою. Характерна найбільш стійка стратифікація, шар інверсії перешкоджає поширенню конвекції, яка в ньому припиняється. Характеристики інверсії: висота, товщина шару, різниця температур на верхньому і нижньому рівні шару інверсії, так званий стрибок температури.Приземні інверсії - починаються від поверхні землі (грунту, льоду, снігу, рідше води) мають потужність декількох десятків, навіть сотень метрів. Припідняті інверсії - у вільній атмосфері, найчастіше вище 2 км та тропопаузі. Потужність від декількох десятків до багатьох сотень метрів, а стрибок температури досягає 10-15°С і більше

Класифікація інверсій за походженнямРадіаційні інверсії - приземні інверсії, утворюються внаслідок випромінювання земної поверхні, охолодження від неї нижніх шарів, ніж тих які розташовані вище. Нічні інверсії, особливо тихої і ясної ночі. Малопотужні від декількох до декількох десятків метрів. Коли сходить Сонце, вони руйнуються. Взимку, при ясній погоді - зимова інверсія, потужністю від декількох сотень метрів до 1.5 км і більше. Радіаційні інверсії утворюються і в вільній атмосфері внаслідок значного випромінювання хмарами.Снігові або весняні інверсії - виникають під впливом адвекції теплого повітря над сніговим покривом. Весною повіря знизу охолоджується, бо тепло витрачається на танення снігу. Аналогічно, влітку над полярними льодами виникають приземні інверсії.Інверсії опускання - припідняті і виникають при адіабатичному опусканні мас повітря з стійку стратифікацію. В помірних широтах – взимку, інтенсивні. В субтропічних антициклонах вони спостерігаються протягом року, як пасатні інверсії.4. Фронтальні інверсії. Вони пов'язані з поверхнею розділу між холодними і теплими масами повітря. Холодні маси повітря завжди розташовані внизу, а над ними є тепле повітря. Поверхня розділу між ними є перехідним шаром, що сягає декількох десятків чи сотень метрів потужністю і в ньому спостерігаються інверсії температури.5. Турбулентні інверсії тертя. Вони виникають при сильній турбулентності в приземному шарі повітря внаслідок тертя на нерівній земній поверхні, що має місце, коли повітря переходить з моря на сушу

СмогЗустріч забруденого повітря з слабо рухливими і дуже стабільними з інверсійними характеристиками погодними станами стає причиною смогу (“smoke” – англ. – дим і “fog” –туман). Смог формується під шаром інверсії, як повітряна маса, що не може піднятись угору. Довгий час він був характерний для Лондона і навіть за особливий погодний тип його формування був названий “Лондонським”. Другим типом, а саме, фотохімічний, характерний для літньої пори є тип Лос-Анджелеса”.

 

Довгостроковий прогноз. Теорія і методика здійснення

 

Довгострокові прогнози погоди

Деталізовані прогнози метеорологічних величин і явищ погоди або послідовності метеорологічних систем на місяць, на сезон і далі є ненадійними.

Хаотичний характер рухів в атмосфері визначає основна межа передбачуваності порядку 10 днів для таких детерміністичних прогнозів.

Передбачуваність середніх аномалій температури й опадів існує протягом більш тривалого періоду завдяки, в основному, взаємодії між атмосферою й океаном, а також поверхнею суші і льоду. Разом з тим, у порівнянні з атмосферою океан вивчений мало, і тому подальший прогрес у довгостроковому прогнозуванні погоди неможливий без активізації досліджень регіональних і глобальних процесів в океані.

 

Тропічні типи кліматів.. Мусонний клімат на тропічних плато.

 

Перемінно-вологий тропічний клімат. Райони з таким кліматом розташовані в тропічних субширотних поясах, на кілька градусів північніше і південніше екватора. Цей клімат називається також мусонним тропічним, тому що переважає в тих частинах Південної Азії, що знаходяться під впливом мусонів. Інші райони з таким кліматом – тропіки Центральної і Південної Америки, Африки і Північної Австралії. Середні літні температури звичайно ок. +27° С, а зимові – ок. +21°С. Самий жаркий місяць, як правило, передує літньому сезонові дощів. Середні річні суми опадів коливаються від 750 до 2000 мм. Протягом літнього дощового сезону визначальний вплив на клімат робить внутрітропічна зона конвергенції. Тут часто бувають грози, іноді протягом тривалого часу зберігається суцільна хмарність із затяжними дощами. Зима суха, тому що в цей сезон панують субтропічні антициклони. У деяких районах дощі не випадають протягом двох-трьох зимових місяців. У Південній Азії вологий сезон збігається з літнім мусоном, що приносить вологу з Індійського океану, а узимку сюди поширюються азіатські континентальні сухі повітряні маси.

Вологий тропічний клімат, або клімат вологих тропічних лісів, розповсюджений в екваторіальних широтах у басейнах Амазонки в Південній Америці і Конго в Африці, на п-ові Малакка і на островах Південно-Східної Азії. В вологих тропіках середня температура будь-якого місяця не менш +17° С, звичайно середня місячна температура ок. +26° С. Як у перемінно-вологих тропіках, через високе полуденне стояння Сонця над обрієм і однакової тривалості дня протягом усього року сезонні коливання температури невеликі. Вологе повітря, хмарність і густий рослинний покрив перешкоджають нічному охолодженню і підтримують максимальні денні температури нижче +37°С, більш низькі, чим у більш високих широтах. Середня річна кількість опадів у вологих тропіках коливається від 1500 до 2500 мм, розподіл по сезонах звичайно досить рівномірне. Опади в основному зв'язані з внутрітропічною зоною конвергенції, що розташовується небагато північніше екватора. Сезонні зсуви цієї зони до півночі і півдня в деяких районах приводять до формування двох максимумів опадів протягом року, розділених більш сухими періодами. Щодня тисячі гроз прокочуються над вологими тропіками. У проміжках між ними сонце світить у повну силу.

Відбита сонячна радіація. Альбедо Землі.

 

Відбита сонячна радіація- Частина сумарної сонячної радіації, що не поглинається земною поверхнею, а відбивається від неї. Залежить від характеру поверхні відображення.

Формули розрахунку альбедо

• А= B/D·100 %,

• де В – відбита радіація,

• D – сумарна радіація.

• Відбита радіація становить

• В= AD/100%

• або B = (Isinh +i)·A/100%

• Альбедо (від пізньої лат. albedo - білизна́, від лат. albus - білий) — одиниця виміру властивості поверхні тіла розсіювати або відбивати випромінювання (світло), що потрапляє на нього.

Види альбедоВ широкому сенсі альбедо — це відношення потоку відбитого (розсіяного) поверхнею у всіх напрямках випромінювання до потоку падаючого випромінювання. Це так зване істинне, або ламбертове альбедо.Також відрізняють видиме альбедо — відношення яскравості плоского елементу поверхні, яка освітлюється паралельними променями, до яскравості абсолютно білої поверхні (істинне альбедо якої дорівнює одиниці), розташованої нормально до падаючих променів.Крім інтегрального альбедо для всього потоку випромінювання відрізняють також монохроматичне альбедо та альбедо в різних областях спектру (інфрачервоне, видиме, ультрафіолетове).

Астрономічне альбедоПоняття альбедо широко використовують у світлотехнічних розрахунках, в астрофізиці при дослідженні планет та їх супутників, у нейтронній оптиці при розгляданні взаємодії пучків повільних нейтронів з речовиною.

ПрикладиСвіжий сніг має альбедо біля 90%. У поверхні океану альбедо низьке. Середнє альбедо Землі — біля 30%, а Місяця — біля 7%.