POGODA.BY | Метеословарь | Белгідромет

1. вегетаційний період
2. весна
3. вітер
4. Віртуальна температура
5. Вологість повітря
6. Водяна пара
7. Внутрішньотропічна зона конвергенції
8. Всесвітня метеорологічна організація
9. Всесвітня служба погоди
10. Всесвітній метеорологічний день
11. Висотна фронтальна зона (ВФЗ)

A Б B Г Д Е З І До Л М Н Про П Р З Т У Ф Х Ц Ш Е Я глосарій

вегетаційний період

Період (частина) року, в який температура в середовищі існування культурних рослин сприяє їх росту і розвитку (вегетації).

У першому наближенні це - безморозний період, тобто проміжок часу від останніх весняних до перших осінніх заморозків , Однак для різних рослинних культур в одній і тій же місцевості. Вегетаційний період може бути різним у залежності від морозостійкості рослин. У тропіках і частково в субтропіках вегетаційний період триває цілий рік.

весна

• Астрономічно - час між весняним рівноденням і літнім сонцестоянням. Весна в північній півкулі від 21 березня до 21 червня, в південному - від 23 вересня до 22 грудня.
• Умовний перехідною сезон між зимою і влітку: березень, квітень, травень - в північній півкулі; вересень, жовтень, листопад - в південному.
• Кліматичний сезон, перехідною між зимою і влітку, що характеризується швидким підвищенням температури повітря в середньому річному ході. Початком весни вважається перехід середньої добової температури повітря через 0 ° С. До нього можна відносити певні місяці року, проте в залежності від кліматичних умов. У полярних широтах весна короткочасна, в тропіках весна неможливо розрізнити.
• Синоптичний сезон, перехідною між зимою і влітку в різні роки починається і закінчується в різні терміни, що характеризується певним режимом атмосферних процесів . Особливо характерна ліквідація переважання високого тиску і посилення циклонічної діяльності над материками середніх широт.
• Фенологічний сезон, наступ і закінчення якого визначаються фенологічних ознаками (приліт птахів, розгортання листя, цвітіння рослин), наступаючими для кожного району в різні терміни.

вітер

Вітер - рух повітря відносної земної поверхні. Зазвичай мається на увазі горизонтальна складова цього руху. Саме вона визначається за допомогою станційних приладів (флюгера, анемометра та ін.), а у вільній атмосфері - за допомогою шаропілотних спостережень.

Вітер виникає внаслідок неоднакового атмосферного тиску в різних точках атмосфери.
Так як тиск змінюється і по горизонталі і по вертикалі, то повітря рухається під деяким кутом до поверхні; по суті розглядають лише горизонтальну складову цього руху. Це виправдовується тим, що вертикальна складова вітру зазвичай дуже мала і стає помітною лише при сильній конвекції .

У понятті вітер розрізняються числова величина швидкості вітру, що виражається в м / с, км / год, вузлах або умовних одиницях ( балах шкали Бофорта ), І напрямок, звідки дме вітер. Для позначення напрямку вказують або румба (по 16-румбовой системі), або кут, який горизонтальний вектор швидкості вітру утворює з меридіаном (причому північ приймається за 360 ° або 0 °, схід - за 90 °, південь - за 180 °, захід - за 270 °).

Розрізняють згладжену швидкість вітру за деякий невеликий проміжок часу, протягом якого виробляються спостереження, і миттєву швидкість вітру, яка взагалі сильно коливається і часом може бути значно нижче або вище згладженої швидкості. Анемометри зазвичай дають значення згладженої швидкості вітру, і надалі мова буде йти саме про неї.

Наявність сильних коливань режиму вітру, обумовлених сильною турбулентністю, відзначається при спостереженнях особливо, як поривчастість або шквалистий. Поривчастого вітру сильно залежить від швидкості: чим більше швидкість, тим більше і поривчастість.

Вітер швидкістю близько 0-5 м / с вважається слабким, 6-14 м / с вважається помірним; понад 14 м / с - сильним; з 25 м / с - дуже сильним. А вище 33 м / с - ураганом.

В приземному шарі мінімум швидкості вітру спостерігається вночі. Після полудня швидкість вітру і його поривчастість досягають максимуму. Такий добовий хід вітру влітку має місце до висот 100-300 м, а взимку до висоти 20-30 м. Причиною добового ходу є добове зміна інтенсивності турбулентного перемішування.

Віртуальна температура

Віртуальної температурою називається температура, яку повинен мати сухе повітря, щоб його щільність дорівнювала б щільності вологого повітря. Тільки при високій температурі і великої вологості різниця щільності стає помітною.

Віртуальна температура визначається за формулою Tv = T (1 + 0.378e / P), де T, e, P - температура повітря, пружність водяної пари і атмосферний тиск відповідно.

Користуючись віртуальної температурою можна застосовувати до вологого повітря рівняння стану і інші співвідношення справедливі для сухого повітря. Ввівши віртуальну температуру в рівняння стану вологого повітря можна отримати його щільність: ρ = P / RTv, де R - газова постійна сухого повітря, що дорівнює в СІ 2.87 · 10² [дж / кг · град].

Вологість повітря

Відносна вологість повітря f - відношення парціального тиску водяної пари e до його граничного значення E над плоскою поверхнею чистої води, виражене у відсотках: f = e / E⋅100%.

Граничне значення насичення водяної пари можна обчислити за формулами (Buck Research Manual 1996 г.):
над водою - E = 6.1121exp (18.678 - t / 234.5) t / (257.14 + t);
над льодом - E * = 6.1115exp (23.036 - t / 333.7) t / (279.82 + t), де t - температура повітря [° C].

Всесвітня метеорологічна організація рекомендує наступну формулу:
ln E = -6094,4692⋅T -1 + 21,1249952-0,027245552⋅T + 0,000016853396⋅T2 + 2,4575506⋅lnT,
де T - температура повітря [° K].
Ця формула справедлива для температур від 0 до 100 ° С і для негативних температур для переохолодженої води (до -50 ° С).

Абсолютна вологість a - маса водяної пари в грамах в 1 м3 вологого повітря. Вимірюється в г / м3.
Обчислити можна за формулою a = 217⋅e / T [г / м3], T - температура повітря [° K].

Масова частка водяної пари s - кількість водяної пари в грамах в 1 г вологого повітря (раніше - питома вологість). В іноземній літературі масова частка - Specific humidity.
Обчислюється: s = 0.62198⋅e / p - 0.378⋅e [‰], де e - парціальний тиск [гПа], p - атмосферний тиск [гПа].

Формули для обчислення граничного значення насичення (E): http://cires.colorado.edu/~voemel/vp.html.
Калькулятор для розрахунку характеристик вологості повітря: http://www.humidity-calculator.com/index.php або http://www.tesaf.unipd.it/people/Carraro/Humicalc2.htm.

Оновлено вологості з висотою: ez = e0⋅10-z / 6.3 - формула Гана. З формули випливає, що на висоті 6,3 км пружність водяної пари 10 разів менше, ніж у поверхні Землі (e0).

У приземних умовах вологість повітря визначається найзручніше Психрометричний методом, т. Е. За показаннями двох термометрів - з сухим і зі змоченим резервуаром (сухого і змоченого). Випаровування води з поверхні самочинного термометра знижує його температуру в порівнянні з температурою сухого термометра; зниження це тим більше, чим більше дефіцит вологості. По різниці температур сухого і змоченого термометрів обчислюють пружність пара (e) і відносну вологість повітря (f).

Для практичних розрахунків служать спеціальні психрометричні таблиці. Величини пружності насичення в Психрометричний таблицях завжди даються для плоскої поверхні прісної води.
Для негативних температур додатково даються відповідні значення щодо льоду. Пара термометрів з сухим і зі змоченим резервуаром - називається психрометром.

Водяна пара

Водяна пара безупинно надходить в атмосферу в результаті випаровування з поверхні водойм, грунту, рослинного, снігового і крижаного покриву. Кількість водяної пари залежить від фізико-географічних умов місцевості, пори року і доби.

Процес випаровування полягає в тому, що молекули води, що володіють найбільшими швидкостями, долають сили молекулярного зчеплення і відриваються від водної чи іншої поверхні, що випаровує. Потім вони швидко поширюються в навколишнє середовище в результаті молекулярної дифузії.

Крім цього в атмосфері відбувається і зворотний процес - перехід молекул водяної пари з повітря в воду або на поверхню грунту. І, якщо, кількість вилітають молекул більше, ніж повертаються назад, то резельтірующім процесом буде випаровування.

Якщо кількість молекул однаково, тоді між випаровує середовищем і знаходяться над нею парою встановлюється рухлива рівновага. Водяна пара при цьому називається насиченим. Для продовження процесу випаровування необхідно додаткове тепло, яке називається теплотою випаровування, причому швидкість випаровування буде збільшуватися з підвищенням температури поверхні випаровування.

При температурі 0 ° C теплота випаровування води 2.499 × 106, а льоду складе 2.73 × 106 [дж / кг].
Пружність водяної пари e - парціальний тиск водяної пари, що міститься в повітрі, виражається в гПа. При кожній температурі пружність водяної пари не може перевищувати граничного значення - E. Водяна пара, пружність якого досягла граничного значення (e = E) називається насиченим.

Додатково.
Он-лайновий калькулятор вологісних характеристик повітря: http://www.tesaf.unipd.it/people/Carraro/Humicalc2.htm.

Внутрішньотропічна зона конвергенції

Пассат обох півкуль розділені перехідною зоною з нерівномірними, часто слабкими, але іноді і досить сильними шквалистими вітрами . У цій зоні в загальному спостерігається збіжність повітряних течій, чому вона і називається внутрішньотропічної зоною конвергенції.

Збіжність повітряних течій

Внаслідок збіжності вітру конвекція в цій зоні різко посилена і розвивається до великих висот у порівнянні з зонами пасатів. сильні висхідні руху проривають і розмивають тут пасатних інверсію. Хмари перетворюються в потужні купчасті і купчасто-дощові , І з останніх випадають рясні опади зливового характеру.

Положення внутрішньотропічної зони конвергенції на окремих її ділянках день у день змінюється, і іноді значно. Нерідко внутрішньотропічна зона конвергенції загострюється в вузький тропічний фронт, на якому пасат однієї півкулі безпосередньо змінюється пасат іншої півкулі. Тропічний фронт проходить в такому випадку по осі екваторіальної депресії.

При добре вираженою збіжності вітру тропічні фронти мало виражені в поле температури, яка в обох пасатах досить близька. Більше можуть бути відмінності у вологості. Мабуть, поблизу екватора тропічний фронт не може існувати як поверхню розділу, подібна позатропічного фронтах.

У деяких частинах океанів (наприклад, на сході Індійського і на заході Тихого океанів) у внутрішньотропічній зоні конвергенції дмуть часом досить сильні (5-10 м / с) західні вітри, більш-менш різко відмежовані від обох пасатів двома паралельними тропічними фронтами. Ці екваторіальні західні вітри захоплюють шар від земної поверхні до висоти в кілька кілометрів.

У перехідні сезони ця екваторіальна зона західних вітрів над Індійським океаном має в ширину всього кілька градусів широти і розташовується симетрично щодо екватора. Західні напрямку вітру в ній пояснюються, мабуть, тим, що поблизу екватора вітер не є квазігеострофічним і дме по баричному градієнту , А останній на великих ділянках екватора спрямований із заходу на схід.

Влітку цього півкулі екваторіальна зона західних вітрів розширюється, захоплюючи більш високі широти і створюючи там літній мусон, в загальному вже квазігеострофічним. При цьому один з двох тропічних фронтів, що обмежують зону західних вітрів, залишається поблизу екватора, а інший зміщується на північ або на південь разом з продвигающимся мусоном.

Всесвітня метеорологічна організація

Початку міжнародного співробітництва в області метеорології було покладено на Другий метеорологічної конференції в Лейпцигу в 1872 і на першому метеорологічному конгресі, що відбувся у Відні в вересні 1873 г. На цьому конгресі була створена Міжнародна метеорологічна організація, преобразоранния в 1947 році до Світової організації міжнародну організацію - ВМО.

ВМО - спеціалізована установа Організації Об'єднаних Націй. Вона здійснює обмін метеорологічними даними між службами всіх країн, стежить за дотриманням єдиної методики, піклується про поширення результатів науково-методичних досліджень і обмени ними.
Штаб-квартира ВМО розташована в Женеві. Адреса електронної пошти: [email protected], інтернет-сайт: ВМО .

Всесвітня служба погоди

створена Всесвітньою метеорологічною організацією (ВМО) 1. січня 1968 року світове система, що складається з:
• мережі метеорологічних (і аерологічних) станцій і інших засобів виробництва спостережень (метеорологічні супутники, трансозонди та ін.) За єдиною глобальної програми;
• метеорологічних центрів для обробки даних спостережень і зберігання матеріалів в глобальному масштабі;
• глобальної служби телезв'язку для швидкого обміну даними спостережень і обробленої інформацією;
• програми наукових досліджень, необхідних для поліпшення прогнозів погоди і вивчення можливостей безпосереднього впливу на погоду і клімат .

Всесвітній метеорологічний день

Всесвітній метеорологічний день відзначається щорічно 23 березня. Він знаменує собою вступ чинності 23 березня 1950 р Конвенції Всесвітньої Метеорологічної організації (ВМО).
До кожної річниці ВМО вибирає тему, яка висвітлює внесок метеорології і гідрології в питання, що мають велике значення для людства.

Висотна фронтальна зона (ВФЗ)

на картах баричної топографії АТ500, АТ300, (тобто в середній і верхній тропосфері) у вигляді області значного згущення ізогипс представлені зони переходу між високими холодними циклонами і високими теплими антициклонами - висотні фронтальні зони.

ВФЗ постійно виникають, загострюються і руйнуються. Інтенсивність їх залежить від різниці температур зустрічаються повітряних мас .
У цих зонах концентруються величезні запаси енергії. При нестаціонарності руху виникають найбільші атмосферні вихори - циклони і антициклони. Таким чином, фронтальні зони відіграють величезну роль у розвитку погодообразующих процесів.

Частина ВФЗ зліва від осі (у напрямку перенесення) називається циклонічної периферією ВФЗ, праворуч від осі - антициклонічною периферією ВФЗ.
Частина ВФЗ, де в напрямку потоку спостерігається збіжність ізогипс , Називається входом ВФЗ, частина, де в напрямку потоку спостерігається розбіжність ізогипс - дельтою ВФЗ.
Окремі ВФЗ, зливаючись один з одним, утворюють планетарну висотну фронтальну зону (ПВФЗ). ПВФЗ на величезних ділянках розташовується переважно зонально, але може мати хвилі великої амплітуди меридіонального напрямку.

Однозначної зв'язку між висотними фронтальними зонами і атмосферними фронтами не існує. Нерідко два приблизно паралельних фронту, добре виражених внизу, зливаються в верхніх шарах атмосфери в одну широку фронтальну зону. У той же час, при наявності фронтальної зони на висотах у Землі фронт не завжди існує.

Безперервна ВФЗ на великій відстані в нижньому шарі тропосфери часто розділяється на окремі ділянки - існує в циклони і відсутня в антициклонах .