Тепловий баланс земної поверхні. Тепловий режим підстильної поверхні Річні коливання температури

Надіслати свою хорошу роботу в базу знань просто. Використовуйте форму, розташовану нижче

Студенти, аспіранти, молоді вчені, які використовують базу знань в своє навчання і роботи, будуть вам дуже вдячні.

Розміщено на http://www.allbest.ru/

Температурний режимпідстильної поверхні

1 . Температурний режим підстильної поверхні і деятельнпрого шару

температура грунт прилад

Підстилаюча поверхню, або діяльна поверхню - це поверхня землі (грунту, води, снігу і т.д.), що взаємодіє з атмосферою в процесі тепло- і вологообмін.

Діяльний шар - це шар грунту (включаючи рослинність і сніжний покрив) або води, що бере участь в теплообміні з навколишнім середовищем, І на глибину якого поширюються добові і річні коливання температури.

Тепловий стан підстильної поверхні значно впливає на температуру нижчих шарів повітря. Це зменшуване з висотою вплив може виявлятися навіть у верхній тропосфері.

Існують відмінності в тепловому режимі суші і води, які пояснюються відмінностями їх теплофізичних властивостей і процесів теплообміну між поверхнею і нижчого рівня шарами.

У грунті короткохвильова сонячна радіація проникає на глибину в десяті частки міліметра, де вона перетворюється в тепло. В нижні шари це тепло передається шляхом молекулярної теплопровідності.

У воді в залежності від її прозорості сонячна радіація проникає на глибини до десятків метрів, а перенесення тепла в глибинні шари відбувається в результаті турбулентного перемішування, термічної конвекції, а також випаровування.

Турбулентність у водоймах обумовлена \u200b\u200bперш за все хвилюванням і течіями. У нічний час доби і в холодну пору року розвивається термічна конвекція, коли охолоджена на поверхні вода опускається вниз внаслідок зрослої щільності і заміщується більш теплою водою з нижніх шарів. При значному випаровуванні з поверхні моря верхній шар води стає більш солоним і щільним, в результаті чого тепліша вода опускається з поверхні в глибину. Тому добові коливання температури у воді поширюються на глибину до десятків метрів, а в грунті - менше метра. Річні коливання температури води поширюються на глибину до сотень метрів, а в грунті - тільки на 10-20 м; тобто в грунті тепло зосереджується в тонкому верхньому шарі, який нагрівається при позитивному радіаційному балансі і остигає - при негативному.

Таким чином, суша швидко нагрівається і швидко остигає, а вода повільно нагрівається і повільно остигає. Великий теплової інерції водойм сприяє і те, що питома теплоємність води в 3-4 рази більше, ніж грунту. З цих же причин добові і річні коливання температури на поверхні грунту набагато більше, ніж на поверхні води.

Добовий хід температури поверхні грунту в ясну погоду зображується хвилеподібною кривою, що нагадує синусоїду. При цьому мінімум температури спостерігається незабаром після сходу сонця, коли радіаційний баланс змінює знак з «-» на «+». Максимум температури припадає на 13-14 год. Плавність добового ходу температури може порушуватися наявністю хмар, опадів, а також адвектівнимі змінами.

Різниця між максимальною і мінімальною температурами за добу - добова амплітуда температури.

Амплітуда добового ходу температури поверхні грунту залежить від полуденної висоти Сонця, тобто від широти місця і пори року. Влітку в ясну погоду в помірних широтах амплітуда температури оголеною грунту може досягати 55 ° С, а в пустелях - 80 ° і більше. У похмуру погоду амплітуда менше, ніж в ясну. Хмари днем \u200b\u200bзатримують пряму сонячну радіацію, а вночі зменшують ефективне випромінювання підстильної поверхні.

На температуру ґрунту впливають рослинний і сніговий покрови. Рослинний покрив зменшує амплітуду добових коливань температури поверхні грунту, так як він перешкоджає нагріванню її сонячними променями вдень і захищає від радіаційного вихолоджування вночі. При цьому знижується і середня добова температура поверхні грунту. Сніговий покрив, володіючи малою теплопровідністю, охороняє грунт від інтенсивної втрати тепла, при цьому різко зменшується добова амплітуда температури в порівнянні з оголеною грунтом.

Різниця між максимальною і мінімальною середніми місячними температурами протягом року називається річною амплітудою температури.

Амплітуда температури підстильної поверхні в річному ході залежить від широти (в тропіках - мінімальна) і зростає з широтою, що знаходиться у відповідності зі змінами в меридіональному напрямку річної амплітуди місячних сум сонячної радіації в солярному кліматі.

Поширення тепла в грунті від поверхні вглиб досить близько відповідає закону Фур'є. Незалежно від виду грунту та його вологості, період коливань температури не змінюється з глибиною, тобто на глибині добовий хід зберігається з періодом 24 год, в річному ході - в 12 місяців. При цьому амплітуда коливань температури з глибиною зменшується.

На деякій глибині (близько 70 см, різної в залежності від широти і пори року) починається шар з постійною добовою температурою. Амплітуда річних коливань убуває практично до нуля на глибині близько 30 м в полярних районах, близько 15-20 м - в помірних широтах. Максимальні і мінімальні температури як в добовому, так і в річному ході наступають пізніше, ніж на поверхні, причому запізнювання прямо пропорційно глибині.

Наочне уявлення про розподіл температури грунту по глибині і в часі дає графік термоізоплет, який будується за багаторічними середнім місячним температур грунту (рис. 1.2). На вертикальній осі графіка відкладені глибини, а на горизонтальній осі - місяці. Лінії рівних температур на графіку називаються термоізоплетамі.

Переміщення по горизонтальній лінії дозволяє простежити зміну температури на даній глибині протягом року, а переміщення по вертикальній лінії дає уявлення про зміну температури по глибині для даного місяця. З графіка видно, що максимальна річна амплітуда температури на поверхні з глибиною зменшується.

В силу розглянутих вище відмінностей процесів теплообміну між поверхнею і глибинними шарами водойм і суші добові і річні зміни температури поверхні водойм набагато менше, ніж у суші. Так, добова амплітуда зміни температури поверхні океанів становить близько 0,1-0,2 ° С в помірних широтах, і близько 0,5 ° С в тропіках. При цьому мінімум температури відзначається через 2-3 години після сходу сонця, а максимум - близько 15-16 год. Річна амплітуда коливань температури поверхні океану значно більше, ніж добова. У тропіках вона близько 2-3 ° С, в помірних широтах близько 10 ° С. Добові коливання виявляються на глибинах до 15-20 м, а річні - до 150-400 м.

2 Прилади вимірювання температури діяльного шару

Вимірювання температури поверхні грунту, снігового покриву і визначення їх стану.

Поверхня ґрунту і снігового покриву є підстильної поверхнею, яка безпосередньо взаємодіє з атмосферою, поглинає сонячну і атмосферну радіацію і сама випромінює в атмосферу, бере участь в тепло- і влагообмене і впливає на термічний режим нижчих шарів грунту.

Для вимірювання температури грунту і снігового покриву в терміни спостережень використовується термометр ртутний метеорологічний ТМ-3 з межами шкал від -10 до + 85 ° С; від -25 до + 70 ° С; від -35 до + 60 ° С, з ціною поділки шкали 0,5 ° С. Похибка вимірювання при температурах вище -20 ° С становить ± 0,5 ° С, при більш низьких температурах ± 0,7 ° С. Для визначення екстремальних температур між термінами використовуються термометри мадомаксимальних ТМ-1 і мінімальний ТМ-2 (Такі ж, як для визначення температури повітря в психрометричні будці).

Вимірювання температури поверхні грунту і снігового покриву виробляються на незатіненому ділянці розміром 4х6 м в південній частині метеорологічної майданчика. Влітку вимірювання проводяться на оголеною, розпушеному грунті, для чого навесні ділянку перекопується.

Відлік по термометрам беруть з точністю до 0,1 ° С. Стан грунту і снігового покриву оцінюються візуально. Вимірювання температури і спостереження за станом підстильної поверхні ведуться протягом усього року.

Вимірювання температури в верхньому шарі ґрунту

Для вимірювання температури в верхньому шарі грунту застосовують термпрометри ртутні метеорологічні колінчаті (Савінова) ТМ-5 (Випускаються комплектом по 4 термометра для вимірювання температури грунту на глибинах 5, 10, 15, 20 см). Межі вимірювання: від -10 до + 50 ° С, ціна поділки шкали 0,5 ° С, похибка вимірювання ± 0,5 ° С. Резервуари циліндричні. Термометри зігнуті під кутом 135 ° в місцях, віддалених від резервуара на 2-3 см. Це дозволяє встановлювати термометри так, щоб резервуар і частина термометра до вигину знаходилися в горизонтальному положенні під шаром грунту, а частина термометра зі шкалою розташовувалася над грунтом.

Капіляр на ділянці від резервуара до початку шкали покритий теплоізоляційної оболонкою, що зменшує вплив на показання термометра шару грунту, що лежить над його резервуаром, забезпечує більш точне вимірювання температури на глибині, де знаходиться резервуар.

Спостереження за термометрам Савінова виробляють на тому ж майданчику, де встановлюються термометри для вимірювання температури поверхні грунту, в єдині терміни і тільки в теплу частину року. При зниженні температури на глибині 5 см нижче 0 ° С термометри викопують, навесні встановлюють після сходу снігового покриву.

Вимірювання температури грунту і грунту на глибинах під природним покривом

Для вимірювання температури грунту застосовується термометр ртутний метеорологічний грунтово-глибинний ТМ-10. Його довжина 360 мм, діаметр 16 мм, верхня межа шкали від + 31 до + 41 ° С, а нижній - від -10 до -20 ° С. Ціна ділення шкали 0,2 ° С, похибка вимірювання при плюсових температурах ± 0, 2 ° С, при негативних ± 0,3 ° С.

Термометр поміщається в вініпластовие оправу, знизу закінчується мідним або латунним ковпачком, заповненим навколо резервуара термометра мідними тирсою. До верхнього кінця оправи кріпиться дерев'яний стрижень, за допомогою якого термометр занурюється в ебонітову трубу, що знаходиться в грунті на глибині вимірювання температури ґрунту.

Вимірювання проводяться на ділянці розміром 6х8 м з природним рослинним покривом в південно-східній частині метеоплощадки. Витяжні грунтово-глибинні термометри встановлюються по лінії схід-захід на відстані 50 см одна від одної на глибинах 0,2; 0,4; 0,8; 1,2; 1,6; 2,4; 3,2 м в порядку зростання глибин.

При сніговому покриві до 50 см виступає над поверхнею землі частину труби становить 40 см, при більшій висоті снігового покриву - 100 см. Установку зовнішніх (ебонітових) труб виробляють за допомогою бура з тим, щоб менше порушувати природний стан грунту.

Спостереження за витяжним термометрам виробляють цілий рік, щодня на глибинах 0,2 і 0,4 м - все 8 термінів (крім періоду, коли висота снігу перевищує 15 см), на інших глибинах - 1 раз на добу.

Вимірювання температури води на поверхні

Для вимірювання використовується ртутний термометр з ціною поділки 0,2 ° С, з межами шкали від -5 до + 35 ° С. Термометр поміщений в оправу, яка призначена для збереження свідчень термометра після його підняття з води, а також для захисту від механічних пошкоджень . Оправа складається зі склянки і двох трубок: зовнішньої і внутрішньої.

Термометр в оправі поміщається так, щоб його шкала розташовувалася проти наявних в трубках прорізів, а резервуар термометра - в середній частині склянки. Оправа має дужку для кріплення до тросу. При зануренні термометра поворотом зовнішнього чохла проріз закривають, а після підйому і для взяття відліку - відкривають. Час витримки термометра в точці 5-8 хв, заглиблення в воду - не більше 0,5 м.

Розміщено на Allbest.ru

...

подібні документи

Основні умови, що визначають структуру і фізичні властивості снігового покриву. Вплив характеру підстильної сніг поверхні і температурного режиму всередині сніжного покриву. Екстремальні та середні значення висоти снігового покриву Пермського краю.

курсова робота, доданий 21.02.2013


Спостереження і реєстрація добового ходу метеовеличин за даними метеорологічної станції. Добовий хід температури поверхні грунту і повітря, пружності водяної пари, відносної вологості, атмосферного тиску, напрямку і швидкості вітру.

реферат, доданий 01.10.2009


Розрахунок середніх багаторічних щоденних норм температури за допомогою програми Pnorma2 для різних періодів і побудова графіків залежності норм температури для дня року. Річне розподіл температур. Піки зростання і падіння температури в різні пори року.

курсова робота, доданий 05.05.2015


Визначення місцевого часу в Вологді. Різниця між поясним і місцевим часом в Архангельську. Поясний і декретний час в Читі. Зміна температури повітря з висотою. Визначення висоти рівнів конденсації і сублімації, коефіцієнта зволоження.

контрольна робота, доданий 03.03.2011


Необхідність отримання кліматичної інформації. Тимчасова мінливість середньої місячної і середньої добової температури повітря. Аналіз територій з різними кліматичними характеристиками. Температурний режим, вітровий режим і атмосферний тиск.

реферат, доданий 20.12.2010


сучасні природні умови на земної поверхні, Їх еволюція та закономірності зміни. Основна причина зональності природи. Фізичні властивості водної поверхні. Джерела атмосферних опадів на суші. Широтна географічна зональність.

реферат, доданий 04.06.2010


Аналіз метеорологічних величин (температури повітря, вологості та атмосферного тиску) в нижньому шарі атмосфери в м Хабаровськ за липень. Особливості визначення впливу метеорологічних умов в літній період на поширення ультразвукових хвиль.

курсова робота, доданий 17.05.2010


Основні види атмосферних опадів і їх характеристика. Типи добового і річного ходу опадів. Географічний розподіл опадів. Показники снігового покриву на поверхні Землі. Атмосферний зволоження як ступінь постачання місцевості вологою.

презентація, доданий 28.05.2015


Кліматологія як одна з найважливіших частин метеорології і в той же час приватна географічна дисципліна. Етапи розрахунку багаторічних норм міждобова змін приземної температури міста Санкт-Петербурга, основні способи оцінки кліматичних умов.

дипломна робота, доданий 06.02.2014


Вплив метеорологічних елементів на організм людини. Биоклиматические індекси, які використовуються для оцінки погоди теплого і холодного пори року. Індекс патогенності. Вимірювання ультрафіолетового випромінювання, показників температури, швидкості вітру.

транскрипт

1 ТЕПЛОВОЇ РЕЖИМ АТМОСФЕРИ і земної поверхні

2 Тепловий баланс земної поверхні на земну поверхню надходять сумарна радіація і зустрічний випромінювання атмосфери. Вони поглинаються поверхнею, т. Е. Йдуть на нагрівання верхніх шарів грунту і води. У той же час земна поверхня випромінює сама і при цьому втрачає тепло.

3 Земна поверхня (діяльна поверхню, подстилающая поверхню) т. Е. Поверхню грунту або води (рослинного, снігового, крижаного покриву), безперервно різними способами отримує і втрачає тепло. Через земну поверхню тепло передається вгору в атмосферу і вниз в грунт або в воду. У будь-який проміжок часу від земної поверхні йде вгору і вниз в сукупності така ж кількість тепла, яке вона за цей час отримує зверху і знизу. Якби було інакше, не виконувався б закон збереження енергії: слід було б допустити, що на земній поверхні енергія виникає або зникає. Алгебраїчна сума всіх парафій і витрат тепла на земній поверхні повинна бути рівною нулю. Це і виражається рівнянням теплового балансу земної поверхні.

4 рівняння теплового балансу, Щоб написати рівняння теплового балансу, по-перше, об'єднаємо поглинену радіацію Q (1 А) і ефективне випромінювання Ееф \u003d Ез - Е а в радіаційний баланс: B \u003d S + DR + EА Ез або B \u003d Q (1 - А) - Ееф

5 Радіаційний баланс земної поверхні - Це різниця між поглинутою радіацією (сумарна радіація мінус відображена) і ефективним випромінюванням (випромінювання земної поверхні мінус зустрічну випромінювання) B \u003d S + DR + EА Ез В \u003d Q (1-A) -Eеф Вночі короткохвильовий баланс \u003d 0 Тому В \u003d - Eеф

6 1) Прихід тепла з повітря або віддачу його в повітря шляхом теплопровідності позначимо Р 2) Такий же прихід або витрата шляхом теплообміну з більш глибокими шарами грунту або води назвемо А. 3) Втрату тепла при випаровуванні або прихід його при конденсації на земній поверхні позначимо LE, де L питома теплота випаровування і Е випаровування / конденсація (маса води). Тоді рівняння теплового балансу земної поверхні напишется так: В \u003d Р + А + LE Рівняння теплового балансу відноситься до одиниці площі діяльної поверхні Всі його члени потоки енергії Вони мають розмірність Вт / м 2

7 сенс рівняння полягає в тому що радіаційний баланс на земній поверхні врівноважується нерадіаційної передачею тепла. Рівняння дійсно для будь-якого проміжку часу, в тому числі і для багаторічного періоду.

8 Складові теплового балансу системи Земля-атмосфера Отримано від сонця Віддано земною поверхнею

9 Варіанти балансу тепла Q радіаційний баланс LE витрати тепла на випаровування H турбулентний потік тепла з (в) атмосфери від підстильної поверхні G - потік тепла в (з) глиб грунту

10 Прихід і витрата В \u003d Q (1-A) -Eеф В \u003d Р + А + LE Q (1-A) - Потік сонячної радіації, частково відбиваючись проникає вглиб діяльного шару на різні глибини і завжди нагріває його Ефективне випромінювання зазвичай охолоджує поверхню Eеф Випаровування також завжди охолоджує поверхню LE Потік тепла в атмосферу Р охолоджує поверхню днем, коли вона гаряче повітря, але зігріває вночі, коли атмосфера тепліше поверхні землі. Потік тепла в грунт А, відводить зайве тепло вдень (охолоджує поверхню), але підводить відсутню тепло з глибин вночі

11 середня річна температура земної поверхні і діяльного шару рік від року змінюється мало Від доби до доби і від року до року середня температура діяльного шару і земної поверхні в будь-якому місці змінюється мало. Це означає, що за добу в глиб грунту або води потрапляє днем \u200b\u200bмайже стільки ж тепла, скільки йде з неї вночі. Але все ж за літні добу тепла йде вниз дещо більше, ніж приходить знизу. Тому шари грунту і води, і їх поверхня з кожним днем \u200b\u200bнагріваються. Взимку відбувається зворотний процес. Ці сезонні зміни прибутково-витрати тепла в грунті і воді за рік майже врівноважуються, і середня річна температура земної поверхні і діяльного шару рік від року змінюється мало.

12 Підстилаюча поверхню - це земна поверхня, безпосередньо взаємодіє з атмосферою

13 Діяльна поверхня Види теплообміну діяльної поверхні Це поверхню грунту, рослинності і будь-якого іншого виду поверхні суші і океану (води), яка поглинає і віддає тепло Вона регулює термічний режим самого тіла і прилеглого шару повітря (приземного шару)

14 Зразкові значення параметрів теплових властивостей діяльного шару Землі Речовина Щільність Кг / м 3 Теплоємність Дж / (кг К) Теплопровідність Вт / (м К) повітря 1,02 вода, 63 лід, 5 сніг, 11 дерево, 0 пісок, 25 скеля, 0

15 Як прогрівається земля: теплопровідність один з видів теплопереносу

16 Механізм теплопровідності (передача тепла вглиб тел) Теплопровідність - один з видів перенесення теплоти від більш нагрітих частин тіла до менш нагрітих, що приводить до вирівнювання температури. При цьому в тілі здійснюється передача енергії від часток (молекул, атомів, електронів), що володіють більшою енергією, часткам з меншою Якщо відносна зміна температури Т на відстані середньої довжини вільного пробігу частинок мало, то виконується основний закон теплопровідності (закон Фур'є): щільність теплового потоку q пропорційна grad T, тобто де λ коефіцієнт теплопровідності, або просто теплопровідність, не залежить від grad T. λ залежить від агрегатного стану речовини (див. табл.), його атомно-молекулярної будови, температури і тиску, складу (в разі суміші або розчину) і т. д. Потік тепла в грунт В рівнянні теплового балансу це А G T c z

17 Передача тепла в грунт підпорядковується законам теплопровідності Фур'є (1 і 2) 1) Період коливання температури не змінюється з глибиною 2) Амплітуда коливання загасає з глибиною по експоненті

18 Поширення тепла в глиб грунту Чим більше щільність і вологість ґрунту, тим краще вона проводить тепло, тим швидше поширюються в глибину і тим глибше проникають коливання температури. Але, незалежно від типу грунту, період коливань температури не змінюється з глибиною. Це означає, що не тільки на поверхні, але і на глибинах залишається добовий хід з періодом в 24 години між кожними двома послідовними максимумами або мінімумами і річний хід з періодом в 12 місяців.

19 Формування температури в верхньому шарі ґрунту (Що показують колінчаті термометри) Амплітуда коливань убуває по експоненті. Нижче деякої глибини (близько см см) температура за добу майже не змінюється.

20 Добовий і річний хід температури поверхні грунту Температура на поверхні грунту має добовий хід: Мінімум спостерігається приблизно через півгодини після сходу сонця. До цього часу радіаційний баланс поверхні грунту стає рівним нулю віддача тепла з верхньою шару грунту ефективним випромінюванням врівноважується зрослим припливом сумарної радіації. Нерадіаційні же обмін тепла в цей час незначний. Потім температура на поверхні грунту зростає до годин, коли досягає максимуму в добовому ході. Після цього починається падіння температури. Радіаційний баланс в післяполуденні години, залишається позитивним; проте віддача тепла в денні години з верхнього шару грунту в атмосферу відбувається не тільки шляхом ефективного випромінювання, але і шляхом зрослої теплопровідності, а також при що збільшився випаровуванні води. Триває і передача тепла в глиб грунту. Тому температура на поверхні грунту падає з годин до ранкового мінімуму.

21 Добовий хід температури в грунті на різних глибинах амплітуди коливань з глибиною зменшуються. Так, якщо на поверхні добова амплітуда дорівнює 30, а на глибині 20 см - 5, то на глибині 40 см вона буде вже менше 1 На деякій порівняно невеликій глибині добова амплітуда убуває до нуля. На цій глибині (близько см) починається шар постійної добової температури. Павловська, травень. Амплітуда річних коливань температури зменшується з глибиною за тим же законом. Однак річні коливання поширюються до більшої глибини, що цілком зрозуміло: для їх поширення є більше часу. Амплітуди річних коливань зменшуються до нуля на глибині близько 30 м в полярних широтах, близько м в середніх широтах, близько 10 м в тропіках (де і на поверхні грунту річні амплітуди менше, ніж в середніх широтах). На цих глибинах починається, шар постійної річної температури. Добовий хід в грунті загасає з глибиною по амплітуді і запізнюється по фазі в залежності від вологості ґрунту: максимум припадає на вечір на суші і на ніч на воді (так само і мінімум на ранок і на день)

22 Закони теплопровідності Фур'є (3) 3) З глибиною лінійно зростає запізнювання коливання по фазі Тобто час настання максимуму температури зсувається щодо вищерозташованих шарів на кілька годин (до вечора і навіть ночі)

23 Четвертий закон Фур'є глибини шарів постійної добової і річної температури відносяться між собою як коріння квадратні з періодів коливань, т. Е. Як 1: 365. Це означає, що глибина, на якій загасають річні коливання, в 19 разів більше, ніж глибина, на якій загасають добові коливання. І цей закон, так само, як і інші закони Фур'є, досить добре підтверджується спостереженнями.

24 Формування температури у всьому діяльному шарі грунту (Що показують витяжні термометри) 1. Період коливань температури не змінюється з глибиною 2. Нижче деякої глибини температура за рік не змінюється. 3. Глибини поширення річних коливань приблизно в 19 разів більше, ніж добових

25 Проникнення температурних коливань вглиб грунту відповідно до моделі теплопровідності Всі встановлені з моделі теплопровідності слідства цілком узгоджуються з даними спостережень Тому їх часто називають Законами Фур'є

26. Середній добовий хід температури на поверхні грунту (П) і в повітрі на висоті 2 м (В). Павловська, червень. Максимальні температури на поверхні грунту зазвичай вище, ніж в повітрі на висоті метеорологічної будки. Це зрозуміло: вдень сонячна радіація насамперед нагріває грунт, а вже від неї нагрівається повітря.

27 річний хід температури грунту Температура поверхні грунту, звичайно, змінюється і в річному ході. У тропічних широтах її річна амплітуда, т. Е. Різницю багаторічних середніх температур самого теплого і самого холодного місяця року, мала і з широтою зростає. У північній півкулі на широті 10 вона близько 3, на широті 30 близько 10, на широті 50 в середньому близько 25.

28 Коливання температури в грунті загасають з глибиною по амплітуді і запізнюються по фазі, максимум зсувається на осінь, а мінімум на весну Річні максимуми і мінімуми запізнюються на днів на кожен метр глибини. Річний хід температури в грунті на різних глибинах від 3 до 753 см в Калінінграді. У тропічних широтах річна амплітуда, т. Е. Різницю багаторічних середніх температур самого теплого і самого холодного місяця року, мала і зростає з широтою. У північній півкулі на широті 10 вона близько 3, на широті 30 близько 10, на широті 50 в середньому близько 25.

29 Метод термоізоплет Наочно представляє все особливості перебігу температури і в часі і з глибиною (в одному пункті) Приклад річний хід і добовий хід Ізоплети річного ходу температури в грунті в Тбілісі

30 Добовий хід температури повітря приземного шару Температура повітря змінюється в добовому ході слідом за температурою земної поверхні. Оскільки повітря нагрівається і охолоджується від земної поверхні, амплітуда добового ходу температури в метеорологічної будки менше, ніж на поверхні грунту, в середньому приблизно на одну третину. Зростання температури повітря починається разом з ростом температури грунту (хвилин на 15 пізніше) вранці, після сходу сонця. В годин температура грунту, як ми знаємо, починає знижуватися. В годин вона зрівнюється з температурою повітря; з цього часу при подальшому падінні температури грунту починає падати і температура повітря. Таким чином, мінімум в добовому ході температури повітря у земної поверхні припадає на час незабаром після сходу сонця, а максимум на годин.

32 Відмінності в тепловому режимі грунту і водоймищ Існують різкі відмінності в нагріванні і теплових особливості поверхневих шарів грунту і верхніх шарів водойм. У грунті тепло поширюється по вертикалі шляхом молекулярної теплопровідності, а в легкорухливою воді також шляхом турбулентного перемішування водних шарів, набагато більш ефективного. Турбулентність у водоймах обумовлена, перш за все, хвилюванням і течіями. Але в нічний час доби і в холодну пору року до цього роду турбулентності приєднується ще і термічна конвекція: охолоджена на поверхні вода опускається вниз внаслідок зрослої щільності і заміщується більш теплою водою з нижніх шарів.

33 Особливості температури водойм, пов'язані з великими коефіцієнтами турбулентної теплопередачі Добові і річні коливання у воді проникають на значно більші глибини, ніж в грунті Амплітуди температури набагато менше і майже однакові в ВКС озер і морів Потоки тепла в діяльному шарі води у багато разів більше, ніж в грунті

34 Добові і річні коливання В результаті добові коливання температури води поширюються на глибину близько десятків метрів, а в грунті менш ніж до одного метра. Річні коливання температури у воді поширюються на глибину сотень метрів, а в грунті тільки на м. Отже, тепло, що приходить вдень і влітку на поверхню води, проникає до значної глибини і нагріває велику товщу води. Температура верхнього шару і самої поверхні води підвищується при цьому мало. У грунті приходить тепло розподіляється в тонкому верхньому шарі, який, таким чином, сильно нагрівається. Теплообмін з більш глибокими шарами в рівнянні теплового балансу «А» для води набагато більше, ніж для грунту, а Потік тепла в атмосферу «Р» (турбулентність) відповідно менше. Вночі та взимку вода втрачає тепло з поверхневого шару, але натомість нього приходить накопичене тепло з нижчих верств. Тому температура на поверхні води знижується повільно. На поверхні грунту температура при віддачі тепла падає швидко: тепло, накопичене в тонкому верхньому шарі, швидко з нього йде без поповнення знизу.

35 Отримано карти турбулентного теплообміну атмосфери і підстильної поверхні

36 В океанах і морях деяку роль в перемішуванні шарів і в пов'язаної з ним передачі тепла відіграє також і випаровування. При значному випаровуванні з поверхні моря верхній шар води стає більш солоним і щільним, внаслідок чого вода опускається з поверхні в глибину. Крім того, радіація глибше проникає в воду в порівнянні з грунтом. Нарешті, теплоємність води велика в порівнянні з грунтом, і один і той же кількість тепла нагріває масу води до меншої температури, ніж таку ж масу грунту. Теплоємність - Кількість теплоти, що поглинається тілом при нагріванні на 1 градус (за Цельсієм) або віддається при охолодженні на 1 градус (за Цельсієм) або здатність матеріалу акумулювати теплову енергію.

37 Внаслідок зазначених відмінностей в поширенні тепла: 1. вода за теплу пору року накопичує в досить потужному шарі води велика кількість тепла, яке віддає в атмосферу в холодний сезон. 2. грунт протягом теплого сезону віддає ночами більшу частину того тепла, яке отримує днем, і мало накопичує його до зими. В результаті зазначених відмінностей температура повітря над морем влітку нижче, а взимку вище, ніж над сушею. У середніх широтах за теплу половину року в грунті накопичується 1,5 3 ккал тепла на кожен квадратний сантиметр поверхні. У холодну пору грунт віддає це тепло атмосфері. Величина ± 1,5 3 ккал / см 2 в рік складає річний теплооборот грунту.

38 амплітудам річного ходу температури визначають континентальний клімат або морський Карта амплітуд річного ходу температури біля поверхні Землі

39 Положення місця щодо берегової лінії істотно впливає на режим температури, вологості, хмарності, Опадів і визначає ступінь континентальності клімату.

40 Континентальність клімату Континентальність клімату - сукупність характерних особливостей клімату, обумовлених впливами материка на процеси кліматообразованія. У кліматі над морем (морський клімат) спостерігаються малі річні амплітуди температури повітря в порівнянні з континентальним кліматом над сушею з великими річними амплітудами температури.

41 Річний хід температури повітря на широті 62 с.ш .: на Фарерських островах і Якутську відображає географічне положення цих пунктів: в першому випадку - у західних берегів Європи, в другому - в східній частині Азії

42 Середня річна амплітуда в Торсхавн 8, в Якутську 62 C. На континенті Євразія спостерігається зростання річної амплітуди в напрямку із заходу на схід.

43 Євразія - материк з найбільшим поширенням континентального клімату Цей тип клімату характерний для внутрішніх регіонів материків. Континентальний клімат є панівним на значній частині території Росії, України, Середньої Азії (Казахстан, Узбекистан, Таджикистан), Внутрішнього Китаю, Монголії, внутрішніх регіонах США і Канади. Континентальний клімат призводить до утворення степів і пустель, так як більша частина вологи морів і океанів не доходить до внутрішньоконтинентальних регіонів.

44 індекс континентальності - це числова характеристика континентальності клімату. Існує ряд варіантів І К, в основу яких покладено та чи інша функція річної амплітуди температури повітря А: по Горчинському, по Конраду, по Ценкера, по Хромова Є індекси, побудовані на інших підставах. Наприклад, запропоновано в якості І. К. відношення повторюваності континентальних повітряних, мас до повторюваності морських повітряних мас. Л. Г. Полозова запропонувала характеризувати континентальність окремо для січня і липня по відношенню до найбільшої континентальності на даній широті; ця остання визначається по ізаномалам температури. Η. Η. Іванов запропонував І. К. у вигляді функції від широти, річний та добової амплітуд температури і від дефіциту вологості в самий сухий місяць.

45 індекс континентальності Величина річної амплітуди температури повітря залежить від географічної широти. У низьких широтах річні амплітуди температури менше в порівнянні з високими широтами. Це положення призводить до необхідності виключення впливу широти на річну амплітуду. Для цього запропоновані різні показники континентальності клімату, представлені функцією річної амплітуди температури і широти місця. Формула Л. Горчинского де А - річна амплітуда температури. Середня континентальність над океаном дорівнює нулю, а для Верхоянска дорівнює 100.

47 Морський та континентальний Область помірного морського клімату характеризується досить теплою зимою (від -8 С до 0 С), прохолодним літом (+16 С) і великою кількістю опадів (понад 800 мм), рівномірно випадають протягом усього року. Для помірно континентального клімату характерно коливання температури повітря приблизно від -8 С в січні до +18 С в липні, опадів тут більше мм, які випадають здебільшого влітку. Для області континентального клімату характерні більш низькі температури в зимовий період (до -20 С) і менша кількість опадів (близько 600 мм). В області помірного різко континентального клімату зима буде ще холодніше до -40 С, а опадів ще менше мм.

48 Екстремуми У Московській області влітку на поверхні оголеної грунту спостерігаються температури до +55, а в пустелях навіть до +80. Нічні мінімуми температури, навпаки, бувають на поверхні грунту нижче, ніж в повітрі, так як, перш за все, грунт вихолоджується ефективним випромінюванням, а вже від неї охолоджується повітря. Взимку в Московській області нічні температури на поверхні (в цей час покритій снігом) можуть падати нижче 50, влітку (крім липня) до нуля. На сніговій поверхні у внутрішніх районах Антарктиди навіть середня місячна температура в червні близько 70, а в окремих випадках вона може падати до 90.

49 Карти середньої температури Повітря січня і липень

50 Розподіл температури повітря (зональність розподілу головний фактор кліматичної зональності) Середня річна Середня літо (липень) Середня за січень Середня по широтним поясам

51 Температурний режим території Росії Характеризується великими контрастами в зимовий період. У Східному Сибіру зимовий антициклон, який є надзвичайно стійким баричним освітою, сприяє формуванню на північному сході Росії полюса холоду із середньомісячною температурою повітря взимку 42 С. Середній мінімум температури взимку складає 55 С. На Європейській території Росії під впливом перенесення теплого атлантичного повітря середня температура за зиму змінюється від С на південному заході, досягаючи на Чорноморському узбережжі позитивних значень, до С в центральних областях.

52 Середня температура приземного повітря (С) взимку рр.

53 Середня температура приземного повітря (С) влітку рр. Середня температура повітря змінюється від 4 5 За на північних узбережжях до С на південному заході, де її середній максимум становить С, а абсолютний максимум 45 С. Амплітуда екстремальних значень температури досягає 90 С. Особливістю режиму температури повітря Росії є її великі добові і річні амплітуди, особливо в різко континентальному кліматі Азіатської території. Річна амплітуда змінюється від 8 10 С ЕТР до 63 С в Східному Сибіру в районі хребта Верхоянського.

54 Вплив рослинного покриву на температуру поверхні грунту Рослинний покрив зменшує охолодження грунту вночі. Нічне випромінювання відбувається при цьому переважно з поверхні самої рослинності, яка і буде найбільш охолоджуватися. Грунт же під рослинним покривом зберігає більш високу температуру. Однак днем \u200b\u200bрослинність перешкоджає радіаційного нагрівання грунту. Добова амплітуда температури під рослинним покривом зменшена, а середня добова температура знижена. Отже, рослинний покрив в загальному охолоджує грунт. У Ленінградській області поверхню грунту під польовими культурами може виявитися в денні години на 15 холодніше, ніж грунт під паром. В середньому ж за добу вона холодніше оголеною грунту на 6, і навіть на глибині 5 10 см залишається різниця в 3 4.

55 Вплив снігового покриву на температуру ґрунту Сніговий покрив охороняє грунт взимку від втрати тепла. Випромінювання йде з поверхні самого снігового покриву, а грунт під ним залишається теплішою, ніж оголена грунт. При цьому добова амплітуда температури на поверхні грунту під снігом різко зменшується. В середній смузі Європейської території Росії при сніговому покриві 50 см температура поверхні грунту під ним на 6 7 вище, ніж температура оголеною грунту, і на 10 вище, ніж температура на поверхні самого снігового покриву. Зимове промерзання грунту під снігом досягає глибин близько 40 см, а без снігу може поширюватися до глибин більше 100 см. Отже, рослинний покрив влітку знижує температуру на поверхні грунту, а сніговий покрив взимку, навпаки, її підвищує. Спільна дія рослинного покриву влітку і снігового взимку зменшує річну амплітуду температури на поверхні грунту; це зменшення порядку 10 в порівнянні з оголеною грунтом.

56 НЕБЕЗПЕЧНІ МЕТЕОРОЛОГІЧНІ ЯВИЩА ТА ЇХ КРИТЕРІЇ 1. дуже сильний вітер (в т.ч. шквал) не менше 25 м / с, (включаючи пориви), на узбережжі морів і в гірських районах не менше 35 м / с; 2. дуже сильний дощ не менше 50 мм за період не більше 12 ч 3. злива не менше 30мм за період не більше 1 год; 4. дуже сильний сніг не менше 20мм за період не більше 12 год; 5. великий град - не менше 20мм; 6. сильна метель- при середній швидкості вітру не менше 15м / с і видимості менше 500 м;

57 7. Сильна пилова буря при середній швидкості вітру не менше 15м / с, і видимості не більше 500 м; 8. Сильний туман видимість не більше 50 м; 9. Сильне ожеледно-ізморозевое відкладення не менше 20 мм для ожеледиці, не менше 35 мм для складного відкладення або мокрого снігу, не менше 50 мм для паморозі. 10. Сильна спека - Висока максимальна температура повітря не менше 35 ºС протягом більше 5 діб. 11. Сильний мороз - мінімальна температура повітря не менше мінус 35ºС протягом не менше 5 діб.

58 небезпечні явища, Пов'язані з підвищеними температурами Пожежонебезпека Сильна спека

59 Небезпечні явища, пов'язані зі зниженими температурами Снігові бурі- біззарди Сильні морози Різкі потепління - фени

60 Заморозки. Заморознем називається короткочасне зниження температури повітря або діяльної поверхні (поверхні грунту) до О С і нижче на загальному тлі позитивних середніх добових температур

61 Основні поняття про температуру повітря ЩО ПОТРІБНО ЗНАТИ! Карту середньорічної температури Відмінності температури літа та зими Зональність розподіл температури Вплив розподілу суші і моря Розподіл температури повітря по висоті Добовий і річний хід температури грунту і повітря Небезпечні явища погоди обумовлені температурним режимом

Лісова метеорологія. Лекція 4: ТЕПЛОВОЇ РЕЖИМ АТМОСФЕРИ і земної поверхні тепловий режим земної поверхні і атмосфери: Розподіл температури повітря в атмосфері і на поверхні суші і його безперервні

Питання 1. Радіаційний баланс земної поверхні Питання 2. Радіаційний баланс атмосфери введення Приплив тепла у вигляді променевої енергії це частина загального припливу тепла, який змінює температуру атмосфери.

Тепловий режим атмосфери Лектор: Соболєва Надія Петрівна, доцент каф. ГЕГХ Температура повітря Повітря завжди має температуру Температура повітря в кожній точці атмосфери і в різних місцях Землі безперервно

КЛІМАТ Новосибірської області Равнинность Західного Сибіру, Відкритість до Льодовитого океану і великим районам Казахстану і Середньої Азії сприяють глибокому проникненню повітряних мас на територію Новосибірської

Контрольна робота по темі «Клімат Росії». 1 варіант. 1. Який кліматотвірних чинників є провідним? 1) Географічне положення 2) Циркуляція атмосфери 3) Близькість океанів 4) Морські течії 2.

Поняття «Клімат» і «Погода» на прикладі метеорологічних даних по місту Новосибірську Симоненко Анна Мета роботи: з'ясувати різницю в поняттях «Погода» і «Клімат» на прикладі метеорологічних даних по

Міністерство освіти і науки Російської Федерації Федерального державного БЮДЖЕТНА УСТАНОВА ВИЩОЇ ОСВІТИ "САРАТОВСЬКИЙ ДЕРЖАВНИЙ УНІВЕРСИТЕТ ІМЕНІ М. Г. Чернишевського" Кафедра метеорології

Література 1 Інтернет ресурс http://www.beltur.by 2 Інтернет ресурс http://otherreferats.allbest.ru/geography/00148130_0.html 3 Інтернет ресурс http://www.svali.ru/climat/13/index. htm 4 Інтернет ресурс

Повітряні фактори і погода в зоні їх переміщення. Холодович Ю. А. Білоруський національний технічний університет Введення Спостереження за погодою отримали досить широке поширення в другій половині

Освіти та науки Росії Федеральне державне бюджетне освітня установа вищої освіти «Саратовський НАЦІОНАЛЬНИЙ ДОСЛІДНИЙ ДЕРЖАВНИЙ УНІВЕРСИТЕТ ІМЕНІ М. Г. Чернишевського»

ФІЗИЧНА ГЕОГРАФІЯ СВІТУ ЛЕКЦІЯ 9 РОЗДІЛ 1 ЄВРАЗІЯ ПРОДОВЖЕННЯ ТЕМИ КЛІМАТ І агрокліматичних ресурсів запитання, чи розглядає НА ЛЕКЦІЇ Циркуляція атмосфери, особливості зволоження і термічного режиму

Радіація в атмосфері Лектор: Соболєва Надія Петрівна, доцент каф. ГЕГХ Радіація або випромінювання це електромагнітні хвилі, які характеризуються: L довжиною хвилі і ν частотою коливань Радіація поширюється

МОНІТОРИНГ УДК 551.506 (575/2) (04) МОНІТОРИНГ: ПОГОДНІ УМОВИ В Чуйська долина в січні 2009 р Г.Ф. Агафонова зав. метеоцентри, А.О. Подрєзов канд. геогр. наук, доцент, С.М. Казачкова аспірант січня

ТЕПЛОВІ ПОТОКИ В КРІОМЕТАМОРФІЧЕСКОЙ ПОЧВІ північній тайзі ТА ЇЇ теплозабезпечення Остроумов В.Є. 1, Давидова А.І. 2, Давидов С.П. 2, Федоров-Давидов Д.Г. 1, Єрьомін І.І. 3, Карпачова Д.Ю. 3 1 Інститут

18. Прогноз температури і вологості повітря біля поверхні Землі 1 18. ПРОГНОЗ ТЕМПЕРАТУРИ І ВОЛОГОСТІ ПОВІТРЯ У ПОВЕРХНІ ЗЕМЛІ Локальні зміни температури T t в деякій точці визначаються індивідуальними

УДК 55.5 ПОГОДНІ УМОВИ В Чуйська долина ВОСЕНИ р Є.В. Рябікина, А.О. Подрєзов, І.А. Павлова WEATHER CONDITIONS IN CHUI VALLEY IN AUTUMN E.V. Ryabikina, A.O. Podrezov, I.A. Pavlova Метеорологічна

Модуль 1 Варіант 1. ПІБ Група Дата 1. Метеорологія наука про процеси, що відбуваються в земній атмосфері (3б) А) хімічних Б) фізичних В) кліматичних 2. Климатология наука про клімат, тобто сукупності

1. Опис климатограммах: Стовпці в климатограммах кількість місяців, знизу відзначені перші літери місяців. Іноді зображені 4 сезони, іноді не всі місяці. Зліва відзначена шкала температур. нульова відмітка

МОНІТОРИНГ УДК 551.506 МОНІТОРИНГ: ПОГОДНІ УМОВИ В Чуйська долина ВОСЕНИ р Е.Ю. Зискова, А.О. Подрєзов, І.А. Павлова, І.С. Брусенского MONITORING: WEATHER CONDITIONS IN CHUI VALLEY IN AUTUMN E.Yu. Zyskova,

Стратифікація і вертикальне рівновагу насиченого повітря Врублевський С. В. Білоруський національний технічний університет Введення Повітря в тропосфері знаходиться в стані постійного перемішування

"Кліматичні тенденції в холодний період року в Молдові" Тетяна стаматова, Державна Гідрометеорологічна Служба 28 жовтня 2013, Москва, Росія Основні кліматичні характеристики зимового

А.Л. Афанасьєв, П.П. Бобров, О.А. Івченко Омський державний педагогічний університет С.В. Крівальцевіч Інститут оптики атмосфери СО РАН, Томськ Оцінка теплових потоків при випаровуванні з поверхні

УДК 551.51 (476.4) М Л Смоляров (Могильов, Білорусь) ХАРАКТЕРИСТИКА КЛІМАТИЧНИХ СЕЗОНІВ р МОГИЛЬОВА Введення. Пізнання клімату на науковому рівні почалося з організації метеорологічних станцій, оснащених

АТМОСФЕРА І КЛІМАТ ЗЕМЛІ Конспект лекцій Осинцева Н.В. Склад атмосфери Азот (N 2) 78,09%, Кисень (O 2) 20,94%, Аргон (Ar) - 0,93%, Вуглекислий газ (CO 2) 0,03%, Інші гази 0, 02%: озон (О 3),

Раз справ и Код комп .. Тематичний план і зміст дисципліни Тематичний план Найменування розділів (модулів) Кількість годин Аудиторних Самостійної роботи очно зао чно скор. очно заоч але скор.

Міністерство освіти і науки Російської Федерації Федерального державного БЮДЖЕТНА освітні установи ВИЩОЇ ОСВІТИ САРАТОВСЬКИЙ НАЦІОНАЛЬНИЙ ДОСЛІДНИЙ ДЕРЖАВНИЙ УНІВЕРСИТЕТ

Метеорологія мусонів Герасимович В.Ю. Білоруський національний технічний університет Введення Мусони, стійкі сезонні вітри. Влітку, в сезон мусонів, ці вітри зазвичай дмуть з мор на сушу і приносять

Методи рішення задач підвищеної складності фізико-географічної спрямованості, застосування їх на уроках і в позаурочний час Учитель географії: Герасимова Ірина Михайлівна 1 Визначте, в який з точок,

3. Зміна клімату Температура повітря Даний показник характеризує середньорічну температуру повітря, її зміна протягом певного періоду часу і відхилення від середнього багаторічного

КЛІМАТИЧНА ХАРАКТЕРИСТИКА РОКУ 18 2 розділ Середня по Республіці Білорусь температура повітря за 2013 р склала +7,5 С, що на 1,7 ° С вище за кліматичну норму. Протягом 2013 року в переважній більшості

Перевірочна робота з географії Варіант 1 1. Яке річна кількість опадів характерно для різко континентального клімату? 1) більше 800 мм в рік 2) 600-800 мм на рік 3) 500-700 мм на рік 4) менше 500 мм

Алентьева Олена Юріївна Муніципальне автономне загальноосвітній заклад середня загальноосвітня школа 118 імені героя радянського Союзу Н. І. Кузнєцова міста Челябінська КОНСПЕКТ УРОКУ ГЕОГРАФІЇ

Міністерство освіти і науки Російської Федерації Федерального державного БЮДЖЕТНА освітні установи ВИЩОЇ ОСВІТИ «САРАТОВСЬКИЙ НАЦІОНАЛЬНИЙ ДОСЛІДНИЙ ДЕРЖАВНИЙ УНІВЕРСИТЕТ

ТЕПЛОВІ ВЛАСТИВОСТІ І ТЕПЛОВОЇ РЕЖИМ ГРУНТУ 1. Теплові властивості грунту. 2. Тепловий режим і шляхи його регулювання. 1. Теплові властивості грунту Тепловий режим ґрунтів один з важливих показників, багато в чому визначальний

МАТЕРІАЛИ для підготовки до комп'ютерного тестування з географії 5 клас (поглиблене вивчення географії) Учитель: Ю. В. Остроухова ТЕМА Знати Вміти Рух Землі по околосолнечной орбіті і своєї осі

1.2.8. Кліматичні умови (ГУ «Іркутський ЦГМС-Р» Іркутського УГМС Росгідромету; Забайкальское УГМС Росгідромету; ДУ «Бурятський ЦГМС» Забайкальського УГМС Росгідромету) В результаті значною негативною

Завдання А2 з географії 1. Яка з перерахованих гірських порід є метаморфічної за походженням? 1) піщаник 2) туф 3) вапняк 4) мармур Мармур відноситься до метаморфічних порід. пісковик

Поверхня, безпосередньо нагрівається сонячними променями і віддає тепло нижчого верствам і повітрю, називають діяльної.Температура діяльної поверхні, її величина і зміна (добовий і річний хід) визначаються тепловим балансом.

Максимальне значення майже всіх складових теплового балансу спостерігається в околополуденние годинник. Виняток становить максимум теплообміну в грунті, що припадає на ранкові години.

Максимальні амплітуди добового ходу складових теплового балансу відзначаються в літній час, мінімальні - взимку. У добовому ході температури поверхні, сухий і позбавленою рослинності, в ясний день максимум настає після 13 годин, а мінімум - близько моменту сходу сонця. Хмарність порушує правильний хід температури поверхні і викликає зсув моментів максимумів і мінімумів. Великий вплив на температуру поверхні надають її вологість і рослинний покрив. Денні максимуми температури поверхні можуть становити + 80 ° С і більше. Добові коливання досягають 40 °. Їх величина залежить від широти місця, пори року, хмарності, теплових властивостей поверхні, її кольору, шорсткості, від рослинного покриву, а також від експозиції схилів.

Річний хід температури діяльного шару різний на різних широтах. Максимум температури в середніх і високих широтах зазвичай спостерігається в червні, мінімум - в січні. Амплітуди річних коливань температури діяльного шару в низьких широтах дуже малі, в середніх широтах на суші вони досягають 30 °. На річні коливання температури поверхні в помірних і високих широтах сильно впливає сніговий покрив.

На передачу тепла від шару до шару витрачається час, і моменти настання максимальних і мінімальних протягом доби температур запізнюються на кожні 10 см приблизно на 3 години. Якщо на поверхні найвища температура була близько 13 годин, на глибині 10 см максимум температури настане близько 16 годин, а на глибині 20 см - близько 19 годин і т. Д. При послідовному нагріванні нижчих верств від верхніх кожен шар поглинає деяку кількість тепла. Чим глибше шар, тим менше тепла він отримує і тим слабкіше в ньому коливання температури. Амплітуда добових коливань температури з глибиною зменшується на кожні 15 см в 2 рази. Це означає, що якщо на поверхні амплітуда дорівнює 16 °, то на глибині 15 см - 8 °, а на глибині 30 см - 4 °.

На глибині в середньому близько 1 м добові коливання температури грунту "; загасають" ;. Шар, в якому ці коливання практично припиняються, називається шаром постійної добової температури.

Чим більше період коливання температур, тим глибше вони поширюються. У середніх широтах шар постійної річної температури знаходиться на глибині 19-20 м, в високих широтах на глибині 25 м. У тропічних широтах річні амплітуди температури невеликі і шар постійної річної амплітуди розташований на глибині всього 5-10 м. Моменти настання протягом року максимальних і мінімальних температур запізнюються в середньому на 20-30 діб на кожен метр. Таким чином, якщо найменша температура на поверхні спостерігалася в січні, на глибині 2 м вона настає на початку березня. Спостереження показують, що температура в шарі постійної річної температури близька до середньої річної температури повітря над поверхнею.

Вода, володіючи більшою теплоємністю і меншу теплопровідність, ніж суша, повільніше нагрівається і повільніше віддає тепло. Частина сонячних променів, що падають на водну поверхню, поглинається самим верхнім шаром, А частина їх проникає на значну глибину, нагріваючи безпосередньо деякий її шар.

Рухливість води робить можливим перенесення тепла. Внаслідок турбулентного перемішування передача тепла вглиб відбувається в 1000 - 10 000 разів швидше, ніж шляхом теплопровідності. При охолодженні поверхневих шарів води виникає теплова конвекція, що супроводжується перемішуванням. Добові коливання температури на поверхні Океану в високих широтах в середньому всього 0,1 °, в помірних - 0,4 °, в тропічних - 0,5 °. Глибина проникнення цих коливань 15- 20м. Річні амплітуди температури на поверхні Океану від 1 ° в екваторіальних широтах до 10,2 ° в помірних. Річні коливання температури проникають на глибину 200-300 м. Моменти максимумів температури водойм запізнюються в порівнянні із сушею. Максимум настає близько 15-16 годин, мінімум - через 2-3 години після сходу сонця.

Тепловий режим нижнього шару атмосфери.

Повітря нагрівається в основному не сонячними променями безпосередньо, а за рахунок передачі йому тепла підстильної поверхнею (процеси випромінювання і теплопровідності). Найважливішу роль в перенесенні тепла від поверхні в вищерозміщені шари тропосфери грають турбулентний теплообмін і передача прихованої теплоти пароутворення. Безладний рух частинок повітря, викликане його нагріванням нерівномірно нагрітої підстильної поверхні, називають термічної турбулентністюабо термічної конвекцією.

Якщо замість дрібних хаотичних рухомих вихорів починають переважати потужні висхідні (терміки) і менш потужні спадні рухи повітря, конвекція називається впорядкованою.Нагрівається у поверхні повітря рухається вгору, переносячи тепло. Термічна конвекція може розвиватися тільки до тих пір, поки повітря має температуру вище температури того середовища, в якій він піднімається (нестійкий стан атмосфери). Якщо температура піднімається повітря виявиться рівній температурі навколишнього його середовища, підняття припиниться (байдуже стан атмосфери); якщо ж повітря стане холодніше навколишнього середовища, він почне опускатися (стійкий стан атмосфери).

При турбулентному русі повітря все нові і нові його частки, стикаючись з поверхнею, отримують тепло, а піднімаючись і перемішуючись, віддають його іншим частинкам. Кількість тепла, що отримується повітрям від поверхні за допомогою турбулентності, більше кількості тепла, одержуваного їм в результаті випромінювання, в 400 разів і в результаті передачі шляхом молекулярної теплопровідності - майже в 500 000 разів. Тепло переноситься від поверхні в атмосферу разом з випарувалася з неї вологою, а потім виділяється в процесі конденсації. Кожен грам водяної пари містить 600 кал прихованої теплоти пароутворення.

В піднімається повітрі температура змінюється внаслідок адіабатичногопроцесу, т. е. без обміну теплом з навколишнім середовищем, за рахунок перетворення внутрішньої енергії газу в роботу і роботи у внутрішню енергію. Так як внутрішня енергія пропорційна абсолютній температурі газу, відбувається зміна температури. Піднімається повітря розширюється, виробляє роботу, на яку витрачає внутрішню енергію, і температура його знижується. Опускається повітря, навпаки, стискується, витрачена на розширення енергія звільняється, і температура повітря зростає.

Величина охолодження насиченого повітря при підйомі його на 100 м залежить від температури повітря і від атмосферного тиску і змінюється в значних межах. Ненасичений повітря, опускаючись нагрівається на 1 ° на 100 м, насичений на меншу величину, так як в ньому відбувається випаровування, на яке витрачається тепло. Піднімається насичений повітря зазвичай втрачає вологу в процесі випадання опадів і стає ненасиченим. При опусканні таке повітря нагрівається на 1 ° на 100 м.

В результаті зниження температури при підйомі виявляється менше, ніж її підвищення при опусканні, і піднявся, а потім опустився повітря на одному і тому ж рівні при одному і тому ж тиску, буде мати різну температуру - кінцева температура буде вище початкової. Такий процес називається псевдоадіабатіческім.

Так як повітря нагрівається головним чином від діяльної поверхні, температура з висотою в нижньому шарі атмосфери, як правило, знижується. Вертикальний градієнт для тропосфери в середньому становить 0,6 ° на 100 м. Він вважається позитивним, якщо температура з висотою убуває, і негативним, якщо вона підвищується. У нижньому, приземному шарі повітря (1,5-2 м) вертикальні градієнти можуть бути дуже великими.

Зростання температури з висотою називається інверсією, А шар повітря, в якому температура з висотою зростає, - шаром інверсії.В атмосфері майже завжди можна спостерігати шари інверсії. У земної поверхні при сильному її охолодженні в результаті випромінювання виникає радіаційна інверсія(Інверсія випромінювання). Вона з'являється в ясні літні ночі і може охопити шар в кілька сотень метрів. Взимку в ясну погоду інверсія зберігається кілька діб і навіть тижнів. Зимові інверсії можуть охоплювати шар до 1,5 км.

Посиленню інверсії сприяють умови рельєфу: холодне повітря стікає в зниження і там застоюється. Такі інверсії називаються орографическими.Потужні інверсії, звані адвентивними,утворюються в тих випадках, коли порівняно тепле повітря приходить на холодну поверхню, охолоджуючу нижні його верстви. Адвективні інверсії днів виражені слабо, вночі вони посилюються радіаційним Вихолажіваніе. Навесні утворення таких інверсій сприяє ще не зграя сніговий покрив.

З явищем інверсії температури в приземному шарі повітря пов'язані заморозки. заморозки -зниження температури повітря вночі до 0 ° і нижче в той час, коли середні добові температури вище 0 ° (осінь, весна). Може бути і так, що заморозки спостерігаються тільки на грунті при температурі повітря над нею вище нуля.

Тепловий стан атмосфери впливає на поширення в ній світла. У тих випадках, коли температура з висотою різко змінюється (підвищується або знижується), виникають міражі.

Міраж - уявне зображення предмета, що з'являється над ним (верхній міраж) або під ним (нижній міраж). Рідше бувають бічні міражі (зображення з'являється збоку). Причина міражів - викривлення траєкторії світлових променів, що йдуть від предмета до ока спостерігача, в результаті їх заломлення на кордоні шарів з різною щільністю.

Добовий і річний хід температури в нижньому шарі тропосфери до висоти 2 км в загальному відображає хід температури поверхні. З віддаленням від поверхні амплітуди коливань температури зменшуються, а моменти максимуму і мінімуму запізнюються. Добові коливання температури повітря взимку помітні до висоти 0,5 км, влітку - до 2 км.

Амплітуда добових коливань температури зі збільшенням широти місця зменшується. Найбільша добова амплітуда - в субтропічних широтах, найменша - в полярних. У помірних широтах добові амплітуди різні в різні пори року. У високих широтах найбільша добова амплітуда навесні і восени, в помірних - влітку.

Річний хід температури повітря залежить перш за все від широти місця. Від екватора до полюсів річна амплітуда коливань температури повітря збільшується.

Виділяють чотири типи річного ходу температури за величиною амплітуди і за часом настання крайніх температур.

екваторіальний типхарактеризується двома максимумами (після моментів рівнодення) і двома мінімумами (після моментів сонцестояння). Амплітуда над Океаном близько 1 °, над сушею - до 10 °. Температура весь рік позитивна.

Тропічний тип -один максимум (після літнього сонцестояння) і одні мінімум (після зимового сонцестояння). Амплітуда над Океаном - близько 5 °, на суші - до 20 °. Температура весь рік позитивна.

Помірний тип -один максимум (в північній півкулі над сушею в липні, над Океаном в серпні) і один мінімум (в північній півкулі над сушею в січні, над Океаном в лютому). Чітко виділяються чотири сезони: теплий, холодний і два перехідних. Річна амплітуда температури збільшується зі збільшенням широти, а також у міру віддалення від Океану: на узбережжі 10 °, далеко від Океану - до 60 ° і більше (в Якутську - -62,5 °). Температура в холодний сезон негативна.

Полярний тип -зима дуже тривала і холодна, літо коротке, прохолодне. Річні амплітуди 25 ° і більше (над сушею до 65 °). Температура більшу частину року негативна. Загальна картина річного ходу температури повітря ускладнюється впливом факторів, серед яких особливо велике значення належить підстильної поверхні. Над водною поверхнею річний хід температури згладжується, над сушею, навпаки, виражений різкіше. Сильно знижує річні температури сніговий і крижаний покрив. Впливають також висота місця над рівнем Океану, рельєф, віддаленість від Океану, хмарність. Плавний хід річної температури повітря порушується збуреннями, що викликаються вторгненням холодного або, навпаки, теплого повітря. Прикладом можуть бути весняні повернення холодів (хвилі холоду), осінні повернення тепла, зимові відлиги в помірних широтах.

Розподіл температури повітря у підстильної поверхні.

Якби земна поверхня була однорідна, а атмосфера і гідросфера нерухомі, розподіл тепла по поверхні Землі визначалося б тільки надходженням сонячної радіації і температура повітря поступово спадала б від екватора до полюсів, залишаючись однаковою на кожній паралелі (солярні температури). Дійсно середньорічні температури повітря визначаються тепловим балансом і залежать від характеру підстильної поверхні і безперервного межшіротного теплообміну, що здійснюється за допомогою переміщення повітря і вод Океану, а тому істотно відрізняються від солярних.

Дійсні середні річні температури повітря у земної поверхні в низьких широтах нижче, а в високих, навпаки, вище солярних. У південній півкулі дійсні середні річні температури на всіх широтах нижче, ніж у північному. Середня температура повітря у земної поверхні в північній півкулі в січні + 8 ° С, в липні + 22 ° С; в південному - в липні + 10 ° С, в січні + 17 ° С. Річні амплітуди коливань температури повітря, що становлять для північної півкулі 14 °, а для південного тільки 7 °, свідчать про меншу континентальності південної півкулі. Середня за рік температура повітря у земної поверхні в цілому + 14 ° С.

Якщо відзначити на різних меридіанах найвищі середні річні або місячні температури і з'єднати їх, отримаємо лінію теплового максимуму,звану також часто термічним екватором. Правильніше, мабуть, вважати термічним екватором паралель (широтний коло) з найвищими нормальними середніми температурами року або будь-якого місяця. Термічний екватор не збігається з географічним і "; зрушать"; на північ. Протягом року він переміщається від 20 ° с. ш. (В липні) до 0 ° (в січні). Причин зсуву термічного екватора на північ кілька: переважання суші в тропічних широтах північної півкулі, антарктичний полюс холоду, і, можливо, має значення тривалість літа (літо південної півкулі коротше).

Теплові пояси.

За межі теплових (температурних) поясів приймають ізотерми. Теплових поясів сім:

жаркий пояс, Розташований між річний изотермой + 20 ° північної та південної півкуль; два помірних пояса, обмежені з боку екватора річний изотермой + 20 °, з боку полюсів изотермой + 10 ° найтеплішого місяця;

два холодних пояса, Що знаходяться між изотермой + 10 ° і та найтеплішого місяця;

два пояса морозу, Розташовані близько полюсів і обмежені изотермой 0 ° найтеплішого місяця. У північній півкулі це Гренландія і простір біля північного полюса, в південному - область всередині паралелі 60 ° ю. ш.

Температурні пояса - основа кліматичних поясів.У межах кожного поясу спостерігаються великі різноманітності температур в залежності від підстильної поверхні. На суші дуже великий вплив рельєфу на температуру. Зміна температури з висотою на кожні 100 м неоднаково в різних температурних поясах. Вертикальний градієнт в нижньому кілометровому шарі тропосфери змінюється від 0 ° над крижаною поверхнею Антарктиди до 0,8 ° влітку над тропічними пустелями. Тому спосіб приведення температур до рівня моря за допомогою середнього градієнта (6 ° / 100 м) може іноді привести до грубих помилок. Зміна температури з висотою - причина вертикальної кліматичної поясності.

ВОДА В АТМОСФЕРІ

У земній атмосфері міститься близько 14000 км 3 водяної пари. Вода потрапляє в атмосферу в основному в результаті випаровування з поверхні Землі. В атмосфері волога конденсується, переноситься повітряними течіями і випадає знову на земну поверхню. Здійснюється постійний кругообіг води, можливий завдяки її здатності перебувати в трьох станах (твердому, рідкому і пароподібному) і легко переходити з одного стану в інший.

Характеристика вологості повітря.

Абсолютна вологість -зміст в атмосфері водяної пари в грамах на 1 м 3 повітря ( "; а";).

Відносна вологість -відношення фактичної пружності водяної пари до пружності насичення, виражене у відсотках. Відносна вологість характеризує ступінь насичення повітря водяною парою.

дефіцит вологості- недолік насичення при даній температурі:

Точка роси -температура, при якій міститься в повітрі водяна пара насичує його.

Випаровування і випаровуваність.Водяна пара потрапляє в атмосферу за допомогою випаровування з підстильної поверхні (фізичне випаровування) і транспірації. Процес фізичного випаровування полягає в подоланні швидко рухаються молекулами води сил зчеплення, у відриві їх від поверхні і перехід в атмосферу. Чим вище температура поверхні, що випаровує, тим швидше рух молекул і тим більше їх потрапляє в атмосферу.

При насиченні повітря водяною парою процес випаровування припиняється.

Процес випаровування вимагає витрат тепла: на випаровування 1 г води потрібно 597 кал, на випаровування 1 г льоду на 80 кал більше. В результаті температура випаровується поверхні знижується.

Випаровування з Океану на всіх широтах значно більше, ніж випаровування з суші. Максимальна величина його для Океану досягає 3000 см в рік. У тропічних широтах річні суми випаровування з поверхні Океану найбільші і протягом року воно змінюється мало. У помірних широтах максимальний випар з Океану - взимку, в полярних широтах - влітку. Максимальні величини випаровування з поверхні суші становлять 1000 мм. Його відмінності по широкій визначаються радіаційним балансом і зволоженням. Загалом в напрямку від екватора до полюсів відповідно зі зниженням температури випаровування зменшується.

У разі відсутності достатньої кількості вологи на поверхні, що випаровує випаровування не може бути більшим навіть при високій температурі і величезному дефіциті вологості. Можливе випаровування - випаровуваність - в цьому випадку дуже велика. Над водною поверхнею випаровування і випаровуваність збігаються. Над сушею випаровування може бути значно менше випаровуваності. Испаряемость характеризує, величину можливого випаровування з суші при достатньому зволоженні. Добовий і річний хід вологості повітря. Вологість повітря постійно змінюється у зв'язку зі змінами температури поверхні випаровування і повітря, співвідношення процесів випаровування і конденсації, перенесення вологи.

Добовий хід абсолютної вологості повітряможе бути простим і подвійним. Перший збігається з добовим ходом температури, має один максимум і один мінімум і характерний для місць з достатньою кількістю вологи. Його можна спостерігати над Океаном, а взимку і восени-над сушею. Подвійний хід має два максимуми і два мінімуми і характерний для суші. Ранковий мінімум перед сходом Сонця пояснюється дуже слабким випаровуванням (або навіть його відсутністю) в нічні години. Зі збільшенням приходу променевої енергії Сонця випаровування зростає, абсолютна вологість досягає максимуму близько 9 год. В результаті розвивається конвекція - перенесення вологи в більш верхні шари - відбувається швидше, ніж надходження її в повітря з поверхні, що випаровує, тому близько 16 год виникає другий мінімум. До вечора конвекція припиняється, а випаровування з нагрітої днем \u200b\u200bповерхні ще досить інтенсивно і в нижніх шарах повітря накопичується волога, створюючи близько 20-21 години другий (вечірній) максимум.

Річний хід абсолютної вологості також відповідає річному ходу температури. Влітку абсолютна вологість найбільша, взимку - найменша. Добовий і річний хід відносної вологості майже всюди протилежний ходу температури, так як максимальне влагосодержание з підвищенням температури зростає швидше абсолютної вологості.

Добовий максимум відносної вологості настає перед сходом Сонця, мінімум - в 15-16 годин. Протягом року максимум відносної вологості, як правило, припадає на найхолодніший місяць, мінімум - на найтепліший. Виняток становлять області, в яких влітку дмуть вологі вітри з моря, а взимку - сухі з материка.

Розподіл вологості повітря.Зміст вологи в повітрі у напрямку від екватора до полюсів в загальному убуває від 18-20 мб до 1-2. Максимальна абсолютна вологість (понад 30 г / м 3) зафіксована над Червоним морем і в дельті р. Меконг, найбільша середня річна (більше 67 г / м 3) - над Бенгальською затокою, найменша середня річна (близько 1 г / м 3) і абсолютний мінімум (менше 0,1 г / м 3) - над Антарктидою. Відносна вологість зі зміною широти змінюється порівняно мало: так, на широтах 0-10 ° вона становить максимум 85%, на широтах 30-40 ° - 70% і на широтах 60-70 ° - 80%. Помітне зниження відносної вологості відзначається тільки на широтах 30-40 ° в північній і південній півкулях. Найбільша середньорічна величина відносної вологості (90%) спостерігалася в гирлі Амазонки, найменша (28%) - в Хартумі (долина Нілу).

Конденсація і сублімація.В повітрі, насиченому водяною парою, при зниженні його температури до точки роси або збільшенні в ньому кількості водяної пари відбувається конденсація - вода з пароподібного стану переходить у рідкий. При температурі нижче 0 ° С вода може, минаючи рідкий стан, перейти в тверде. Цей процес називається сублімацією. І конденсація і сублімація можуть відбуватися в повітрі на ядрах конденсації, на земній поверхні і на поверхні різних предметів. Коли температура повітря, що охолоджується від підстильної поверхні, досягає точки роси, на холодну поверхню з нього осідають роса, іній, рідкий і твердий нальоти, паморозь.

роса -дрібні крапельки води, часто зливаються. Вона з'являється зазвичай вночі на поверхні, на листках рослин, охолодилися результаті випромінювання тепла. У помірних широтах за ніч роса дає 0,1-0,3 мм, а за рік-10-50 мм вологи.

іній -твердий білий осад. Утворюється в тих же умовах, як і роса, але при температурі нижче 0 ° (сублімація). При утворенні роси виділяється прихована теплота, при утворенні інею тепло, навпаки, поглинається.

Рідкий і твердий наліт -тонка водяна або крижана плівка, що утворюється на вертикальних поверхнях (стіни, стовпи і т. п.) при зміні холодну погоду на теплу в результаті зіткнення вологого і теплого повітря з охолодженої поверхнею.

паморозь -білий пухкий осад, що осідає на деревах, проводах і кутах будівель з повітря, насиченого вологою при температурі значно нижче 0 ° .Сплошной шар щільного льоду на земній поверхні і різних предметах, що з'являється при випаданні переохолоджених крапельок дощу або туману на охолоджену нижче 0 ° поверхню, називається ожеледдю.Зазвичай він утворюється восени і навесні при температурі 0 °, -5 °.

Скупчення продуктів конденсації або сублімації (крапельок води, кристаликів льоду) в приземних шарах повітря називається туманомабо серпанком.Туман і серпанок розрізняються розмірами крапельок і викликають різну ступінь зниження видимості. При тумані видимість 1 км і менше, при серпанку - більше 1 км. При укрупненні крапельок серпанок може перетворитися в туман. Випаровування вологи з поверхні крапельок здатне викликати перехід туману в серпанок.

Якщо конденсація (або сублімація) водяної пари відбувається на деякій висоті над поверхнею, утворюються хмари. Від туману вони відрізняються становищем в атмосфері, фізичним будовою і різноманітністю форм. Виникнення хмар пов'язане головним чином з адіабатичним охолодженням піднімається повітря. Піднімаючись і при цьому поступово охолоджуючись, повітря досягає межі, на якій його температура виявляється рівною точці роси. Ця межа називається рівнем конденсації.Вище, при наявності ядер конденсації, починається конденсація водяної пари і можуть утворюватися хмари. Таким чином, нижня межа хмар практично збігається з рівнем конденсації. Верхня межа хмар визначається рівнем конвекції - межі поширення висхідних струмів повітря. Вона часто збігається з затримують шарами.

на великій висоті, Де температура піднімається повітря нижче 0 °, в хмарі з'являються крижані кристали. Кристалізація відбувається зазвичай при температурі -10 ° С, -15 ° С. Різкого кордону між розташуванням рідких і твердих елементів в хмарі немає, існують потужні перехідні шари. Крапельки води і кристалики льоду, що становлять хмару, захоплюються вгору висхідними струмами і знову опускаються під дією сили тяжіння. Опускаючись нижче межі конденсації, крапельки можуть випаровуватися. Залежно від переважання тих чи інших елементів хмари діляться на водяні, льодяні, змішані.

водяніхмари складаються з крапельок води. При мінусовій температурі крапельки в хмарі переохолоджуючи (до -30 ° С). Радіус крапельок найчастіше від 2 до 7 мк, рідко до 100 мк. У 1 см 3 водяного хмари - кілька сотень крапельок.

крижаніхмари складаються з кристалів льоду.

змішанімістять одночасно крапельки води різних розмірів і кристалики льоду. У теплу пору року водяні хмари виникають головним чином в нижніх шарах тропосфери, змішані - в середніх, крижані - у верхніх. В основу сучасної міжнародної класифікації хмар належить їх поділ за висотою і зовнішнім виглядом.

За зовнішнім виглядом і висоті розташування хмари ділять на 10 пологів:

I сімейство (верхній ярус):

1-й рід. Перисті (С) -окремі ніжні хмари, волокнисті або ниткоподібні, без "; тіней" ;, зазвичай білі, часто блискучі.

2-й рід. Пір'їсті (Сс) -шари і гряди прозорих пластівців і кульок без тіней.

3-й рід. Високо-шаруваті (Cs) - тонка, біла, що просвічує пелена.

Всі хмари верхнього ярусу крижані.

II сімейство (середній ярус):

4-й рід. Високо(Ac) - шари або гряди з білих пластин і куль, вали. Складаються з дрібних крапельок води.

5-й рід. Високо(As) - рівна або злегка хвиляста пелена сірого кольору. Відносяться до змішаних хмарах.

III сімейство (нижній ярус):

6-й рід. Хмар немає (Sс) - шари і гряди з брил і валів сірого кольору. Складаються з крапель води.

7-й рід. шаруваті(St) - пелена хмар сірого кольору. Зазвичай це хмари водяні.

8-й рід. Шарувато-дощові(Ns) - безформний сірий шар. Часто "; ці хмари супроводжуються нижележащими розірвано -дождевимі (Fn),

Шарувато-дощові хмари змішані.

IV сімейство (хмари вертикального розвитку):

9-й рід. купчасті(Сі) -щільні хмарні клуби і купи з майже горизонтальною основою. Купчасті хмари водяние.Кучевие хмари з розірваними краями називаються розірвано-купчастими (Fc).

10-й рід. Купчасто-дощові(Св) -щільні клуби, розвинені по вертикалі, в нижній частині водяні, у верхній - крижані.

Характер і форма хмар обумовлюються процесами, що викликають охолодження повітря, що приводить до облакообразованію. В результаті конвекції,розвивається при нагріванні неоднорідній поверхні, утворюються купчасті хмари (IV сімейство). Вони різняться в залежності від інтенсивності конвекції і від положення рівня конденсації: чим інтенсивніше конвекція, чим вище її рівень, тим більше вертикальна потужність купчастих хмар.

При зустрічі теплих і холодних мас повітря тепле повітря завжди прагне піднятися вгору по холодному. При піднятті його в результаті адіабатичного охолодження формуються хмари. Якщо тепле повітря повільно піднімається по слабонаклонной (1-2 км на відстані 100-200 км) поверхні розділу теплих і холодних мас (процес висхідного ковзання), утворюється суцільний хмарний шар, що тягнеться на сотні кілометрів (700-900 км). Виникає характерна хмарна система: внизу часто знаходяться розірвано-дощові хмари (Fn), над ними - шарувато-дощові (Ns), вище - високо-шаруваті (As), перисто-шаруваті (Cs) і перисті хмари (С).

У тому випадку, коли тепле повітря енергійно виштовхується нагору підтікають під нього холодним повітрям, утворюється інша хмарна система. Так як приземні шари холодного повітря внаслідок тертя рухаються повільніше верхніх шарів, поверхня розділу в її нижній частині круто вигинається, тепле повітря піднімається майже вертикально і в ньому виникають купчасто-дощові хмари (Сb).Якщо вище спостерігається висхідне ковзання теплого повітря по холодному, розвиваються (як і в першому випадку) шарувато-дощові, високо-шаруваті і шарувато-шаруваті хмари. Якщо ж висхідне ковзання припиняється, хмари не утворюються.

Хмари, що утворюються при підйомі теплого повітря по холодному, називаються фронтальними.Якщо підйом повітря викликаний його натікання на схили гір і височин, що утворюються при цьому хмари отримали назву орографічних.На нижній межі шару інверсії, що розділяє більш щільний і менш щільні шари повітря, виникають хвилі довжиною в кілька сотень метрів і висотою 20-50 м. На гребенях цих хвиль, там, де повітря, піднімаючись, охолоджується, утворюються хмари; в зниженнях між гребенями облакообразованія не відбувається. Так виникають довгі паралельні одна одній смуги або вали хвилястих хмар.Залежно від висоти їх розташування вони бувають Високо або шарувато - купчастими.

Якщо в атмосфері до виникнення хвильового руху вже були хмари, відбувається їх ущільнення на гребенях хвиль і зменшення щільності в зниженнях. В результаті виникає часто спостерігається чергування більш темних і світлих хмарних смуг. При турбулентному перемішуванні повітря на значному просторі, наприклад в результаті збільшення тертя об поверхню при русі його з моря на сушу, утворюється шар хмар, що відрізняється неоднаковою потужністю в різних частинах і навіть розривами. Втрати тепла випромінюванням вночі взимку і восени викликають в повітрі з великим вмістом водяної пари облакообразованіе. Так як процес цей протікає спокійно і безперервно, виникає суцільний шар хмар, що тануть днем.

Гроза.Процес облакообразованія завжди супроводжується електризацією і скупченням в хмарах вільних зарядів. Електризація спостерігається навіть в невеликих купчастих хмарах, але особливо інтенсивно проявляється вона в потужних купчасто-дощових хмарах вертикального розвитку з низькою температурою в верхній частині (t

Між ділянками хмари з різними зарядами або між хмарою і землею відбуваються електричні розряди - блискавки,супроводжувані громом.Це гроза. Тривалість грози максимум кілька годин. На Землі щогодини відбувається близько 2000 гроз. Сприятливі умови для виникнення грози - сильна конвекція і велика водність хмар. Тому особливо часті грози над сушею в тропічних широтах (до 150 днів в році з грозами), в помірних широтах над сушею - з грозами 10-30 днів в році, над морем - 5-10. У полярних районах грози дуже рідкісні.

Світлові явища в атмосфері.В результаті відображення, заломлення і дифракції світлових променів в крапельках і крижаних кристаликах хмар виникають гало, вінці, веселки.

гало - це кола, дуги, світлові плями (помилкові сонця), забарвлені і безбарвні, що виникають в крижаних хмарах верхнього ярусу, частіше в купчасто-дощових хмар. Різноманітність гало залежить від форми крижаних кристалів, їх орієнтування і руху; має значення висота Сонця над горизонтом.

вінці -світлі злегка забарвлені кільця, що оточують просвічують крізь тонкі водяні хмари Сонце або Місяць. Вінець може бути один, що примикає до світила (ореол), і може бути кілька "; додаткових кілець" ;, розділених проміжками. У кожного вінця внутрішня, звернена до світила сторона блакитна, зовнішня - червона. Причина появи вінців - дифракція світла при проходженні його між крапельками і кристалами хмари. Розміри вінця залежать від величини крапель і кристалів: чим більше краплі (кристали), тим менше вінець, і навпаки. Якщо в хмарі відбувається укрупнення хмарних елементів, радіус вінця поступово скорочується, при зменшенні розмірів хмарних елементів (випаровування) - збільшується. Великі білі вінці навколо Сонця чи Місяця "; помилкові сонця" ;, стовпи - ознаки збереження гарної погоди.

Веселкавидна на тлі освітленого Сонцем хмари, з якого випадають краплі дощу. Вона являє собою світлу дугу, забарвлену в спектральні кольори: зовнішній край дуги червоний, внутрішній - фіолетовий. Ця дуга - частина окружності, центр якої з'єднаний "; віссю"; (Одній прямій) з оком спостерігача і з центром сонячного диска. Якщо Сонце стоїть низько над горизонтом, спостерігач бачить половину окружності, якщо Сонце піднімається, дуга стає менше, так як центр окружності опускається за горизонт. При висоті сонця\u003e 42 ° веселка, хоч я знаю. З літака можна спостерігати веселку у вигляді майже повного кола.

Крім основної веселки, бувають вторинні, слабоокрашенниє. Веселка утворюється при ламанні і відображенні сонячних променів в крапельках води. Падаючі на краплі промені виходять з крапель як би розходяться, кольоровими, і такими їх і бачить спостерігач. Коли промені переломлюються в краплі двічі, виникає вторинна веселка. Забарвлення веселки, її ширина, вид вторинних дуг залежать від розмірів крапельок. Великі краплі дають менш широку, але більш яскраву веселку; зі зменшенням крапель веселка стає ширше, кольору її робляться розпливчастими; при дуже дрібних краплях вона майже біла. Світлові явища в атмосфері, що викликаються змінами світлового променя під впливом крапельок і кристалів, дозволяють судити про будову і стан хмар і можуть бути використані при прогнозах погоди.

Хмарність, добовий і річний хід, розподіл хмар.

Хмарність - ступінь покриття неба хмарами: 0 - чисте небо, 10 - суцільна хмарність, 5 - половина неба покрита хмарами, 1 - хмари покривають 1/10 частину неба і т. П. При обчисленні середньої хмарності використовуються і десяті частки одиниці, наприклад: 0,5 5,0, 8,7 і т.д. У добовому ході хмарності над сушею виявляються два максимуму - рано вранці і після полудня. Вранці зниження температури і збільшення відносної вологості сприяє виникненню шаруватих хмар, після полудня в зв'язку з розвитком конвекції з'являються купчасті хмари. Влітку денний максимум виражений сильніше ранкового. Взимку переважають шаруваті хмари і максимум хмарності припадає на ранкові та нічні години. Над Океаном добовий хід хмарності обернений ходу її над сушею: максимум хмарності припадає на ніч, мінімум - на день

Річний хід хмарності дуже різноманітний. У низьких широтах хмарність протягом року істотно не змінюється. Над континентами максимальний розвиток хмар конвекції доводиться на літо. Літній максимум хмарності зазначається в області розвитку мусонів, а також над океанами у високих широтах. Загалом в розподілі хмарності на Землі помітна зональність, обумовлена \u200b\u200bперш за все панівним рухом повітря - його підняттям або опусканням. Відзначаються два максимуму - над екватором в зв'язку з потужними висхідними рухами вологого повітря і над 60-70 ° с.і пд.ш. в зв'язку з підняттям повітря в циклонах, які панують в помірних широтах. Над сушею хмарність менше, ніж над Океаном, і зональність її виражена менш. Мінімуми хмарності пристосовуються до 20-30 ° ю. і с. ш. і до полюсів; вони пов'язані з опусканням повітря.

Середня річна хмарність для всієї Землі 5,4; над сушею 4,9; над Океаном 5,8. Мінімальна середня річна хмарність відзначена в Асуані (Єгипет) 0,5. Максимальна середня річна хмарність (8,8) спостерігалася на Білому морі; великою хмарністю відрізняються північні райони Атлантичного і Тихого океанів і береги Антарктиди.

Хмари грають дуже важливу роль в географічній оболонці. Вони переносять вологу, з ними пов'язані опади. Хмарний покрив відбиває і розсіює сонячну радіацію і в той же час затримує теплове випромінювання земної поверхні, регулюючи температуру нижніх шарів повітря: без хмар коливання температури повітря придбали б дуже різкий характер.

Опади. Атмосферними опадами називають воду, що випала на поверхню з атмосфери у вигляді дощу, мряки, крупи, снігу, граду. Опади випадають в основному з хмар, але далеко не всяке хмара дає опади. Крапельки води і кристалики льоду в хмарі дуже малі, їх легко утримує повітря, і навіть слабкі висхідні потоки захоплюють їх вгору. Для утворення опадів потрібно укрупнення елементів хмари настільки, щоб вони могли подолати висхідні потоки і опір повітря. Укрупнення одних елементів хмари відбувається за рахунок інших, по-перше, в результаті злиття крапельок і зчеплення кристалів, по-друге, - і це головне - в результаті випаровування одних елементів хмари, дифузного перенесення і конденсації водяної пари на інших.

Зіткнення крапель або кристалів відбувається при безладних (турбулентних) рухах або при їх падінні з різною швидкістю. Процесу злиття перешкоджає плівка повітря на поверхні крапельок, що змушує відскакувати зіткнулися крапельки, а також однойменні електричні заряди. Зростання одних елементів хмари за рахунок інших внаслідок дифузного перенесення водяної пари особливо інтенсивний в змішаних хмарах. Так як максимальне влагосодержание над водою більше, ніж над льодом, для кристалів льоду в хмарі водяна пара може насичувати простір, в той час як для крапельок води насичення не буде. В результаті крапельки почнуть випаровуватися, а кристали швидко рости за рахунок конденсації вологи на їх поверхні.

При наявності у водяному хмарі крапельок різного розміру починається переміщення водяної пари до більш великим краплях і їх зростання. Але так як цей процес дуже повільний, з водяних хмар (шаруватих, шарувато-купчастих) випадають дуже дрібні (діаметром 0,05-0,5 мм) краплі. Хмари, однорідні за своєю структурою, зазвичай опадів не дають. Особливо сприятливі умови для виникнення опадів в хмарах вертикального розвитку. У нижній частині такого хмари - краплі води, у верхній - кристалики льоду, в проміжній зоні - переохолоджені краплі і кристали.

У рідкісних випадках, при наявності в дуже вологому повітрі великої кількості ядер конденсації, можна спостерігати випадання окремих крапель дощу без хмар. Краплі дощу мають діаметр від 0,05 до 7 мм (в середньому 1,5 мм), більш великі краплі розпадаються в повітрі. Краплі діаметром до 0,5 мм утворюють мряка.

Падіння крапельок мряки на око непомітно. Справжній дощ тим крупніше, ніж сильніше висхідні потоки повітря, подоланні падаючими каплямі.Прі швидкості висхідного повітря 4 м / сек на земну поверхню падають краплі діаметром не менше 1 мм: висхідних струмів зі швидкістю 8 м / сек не можуть подолати навіть найбільші краплі. Температура падаючих дощових крапель завжди трохи нижче температури повітря. Якщо кристалики льоду, що випадають із хмари, не тануть в повітрі, на поверхню випадають тверді опади (сніг, крупа, град).

сніжинкиявляють собою шестигранні кристали льоду з утворилися в процесі сублімації променями. Мокрі сніжинки, сліпа, утворюють пластівці снігу. Снігова крупа - цесферокрісталли, що виникають при безладному зростанні крижаних кристалів в умовах високої відносної вологості (більше 100%). Якщо сніжна крупа покривається тонкою крижаною оболонкою, вона перетворюється в крижану крупу.

градвипадає в теплу пору року з потужних купчасто-дощових хмар . Зазвичай випадання граду недовго. Градини утворюються в результаті неодноразового переміщення крижаної крупи в хмарі вниз і вгору. Падаючи вниз, крупинки потрапляють в зону переохолоджених крапельок води і покриваються прозорою крижаною оболонкою; потім вони знову піднімаються в зону крижаних кристалів і на їх поверхні утворюється непрозорий шар з дрібних кристаликів.

Градина має сніжне ядро \u200b\u200bі ряд чергуються прозорих і непрозорих крижаних оболонок. Кількість оболонок і розмір градини залежать від того, скільки разів вона піднімалася і опускалася в хмарі. Найчастіше випадають градини діаметром 6-20 мм, іноді зустрічаються і значно більші. Зазвичай град випадає в помірних широтах, але найбільш інтенсивні випадання граду бувають в тропіках. У полярних районах град не випадають.

Кількість опадів вимірюється товщиною шару води в міліметрах, який міг би утворюватися в результаті їх випадання на горизонтальну поверхню при відсутності випаровування і просочування в почвогрунт. За інтенсивністю (кількості міліметрів опадів в 1 хв) опади діляться на слабкі, помірні і сильні. Характер випадання опадів залежить від умов їх утворення.

Обложні опади,відрізняються рівномірністю і тривалістю, зазвичай випадають у вигляді дощу з шарувато-дощових хмар.

зливові опадихарактеризуються швидкою зміною інтенсивності і нетривалістю. Вони випадають з купчасто-дощових хмар хмар у вигляді дощу, снігу, іноді дощу і граду. Відзначено окремі зливи інтенсивністю до 21,5 мм / хв (Гавайські острови).

моросящие опадивипадають із шаруватих і шарувато-купчастих хмар. Складові їх крапельки (в холодну пору - найдрібніші кристали) ледь видно і здаються зваженими в повітрі.

Добовий хід опадів збігається з добовим ходом хмарності. Виділяються два типи добового ходу опадів - континентальний і морський (берегової). континентальний типмає два максимуми (в ранкові години і після полудня) і два мінімуму (вночі і перед полуднем). морський тип- один максимум (вночі) і один мінімум (вдень). Річний хід опадів різний в різних широтних зонах і в різних частинах однієї і тієї ж зони. Він залежить від кількості тепла, термічного режиму, руху повітря, розподілу води і суші і в значній мірі від рельєфу. Все розмаїття річного ходу опадів не можна звести до декількох типів, але можна відзначити характерні особливості для різних широт, що дозволяють говорити про його зональності. Для екваторіальних широт характерні два дощових сезону (після рівнодення), розділені двома сухими сезонами. У напрямку до тропіків відбуваються зміни в річному режимі опадів, що виражаються в зближенні вологих сезонів і злиття їх біля тропіків в один сезон з рясними дощами, що триває 4 місяці на рік. У субтропічних широтах (35-40 °) також один дощової сезон, але він припадає на зиму. У помірних широтах річний хід опадів різний над Океаном, внутрішніми частинами материків і побережжям. Над Океаном переважають зимові опади, над материками - літні. Літні опади типові і для полярних широт. Пояснити річний хід опадів в кожному випадку можна лише з урахуванням циркуляції атмосфери.

Найбільш рясні опади в екваторіальних широтах, де річна кількість їх перевершує 1000-2000 мм. На екваторіальних островах Тихого океану випадає до 4000-5000 мм на рік, а на навітряних схилах гір тропічних островів до 10000 мм. Причиною рясних опадів є потужні конвективні струми дуже вологого повітря. На північ і південь від екваторіальних широт кількість опадів зменшується, досягаючи мінімуму близько паралелі 25-35 °, де середня річна їх кількість не більше 500 мм. У внутрішніх частинах континентів і на західних узбережжях дощі місцями не випадають по кілька років. У помірних широтах кількість опадів знову зростає і в середньому становить 800мм на рік; у внутрішній частині континентів їх менше (500, 400 і навіть 250 мм на рік); на берегах Океану більше (до 1000 мм на рік). У високих широтах при низькій температурі і малому вмісті вологи в повітрі річна кількість опадів

Максимальна середня річна кількість опадів випадає в Черрапунджі (Індія) - близько 12 270 мм. Найбільша річна сума опадів там близько 23 000 мм, найменша - більше 7 000 мм. Мінімальна зазначене середня річна кількість опадів - в Асуані (0).

Загальна кількість опадів, що випадають на поверхню Землі, за рік може утворити на ній суцільний шар висотою до 1000 мм.

Сніговий покрив.Сніговий покрив утворюється за рахунок випадання на земну поверхню снігу в умовах досить низької для його збереження температури. Він характеризується висотою і щільністю.

Висота снігового покриву, яка вимірюється в сантиметрах, залежить від кількості опадів, що випали на одиницю поверхні, від щільності снігу (відношення маси до об'єму), від рельєфу місцевості, від рослинного покриву, а також від вітру, що переміщує сніг. У помірних широтах звичайна висота снігового покриву 30-50 см. Найбільша його висота в Росії відзначено в басейні середньої течії Енісея- 110 см. У горах вона може досягати декількох метрів.

Володіючи великим альбедо і великим випромінюванням, сніговий покрив сприяє зниженню температури приземних шарів повітря, особливо в ясну погоду. Мінімальні і максимальні температури повітря над сніговим покривом нижче, ніж в тих же умовах, але при його відсутності.

У полярних і високогірних районах сніжний покрив лежить постійно. У помірних широтах тривалість його залягання різна в залежності від кліматичних умов. Сніговий покрив, що зберігається протягом місяця, називається стійким. Такий сніговий покрив утворюється щорічно на більшій частині території Росії. на крайній Півночі він зберігається 8-9 місяців, в центральних районах - 4-6, на берегах Азовського і Чорного морів сніговий покрив нестійкий. Танення снігу викликано в основному впливом на нього теплого повітря, що приходить з інших районів. Під дією сонячних променів тане близько 36% снігового покриву. сприяє танення теплий дощ. Швидше тане забруднений сніг.

Сніг не тільки тане, а й випаровується в сухому повітрі. Але випаровування снігового покриву має менше значення, ніж танення.

Зволоження.Для оцінки умов зволоження поверхні абсолютно недостатньо знати тільки суму опадів. При однаковій кількості опадів, але різною випаровуваності умови зволоження можуть бути дуже різними. Для характеристики умов зволоження користуються коефіцієнтом зволоження (К),що є відношенням суми опадів (R)до випаровуваності (Ем)за той же період.

Зволоження зазвичай виражається у відсотках, але можна висловити його дробом. Якщо сума опадів менше випаровуваності, т. Е. Доменше 100% (або Доменше 1), зволоження недостатнє. при Добільше 100% зволоження може бути надмірною, при К \u003d 100% нормальний. Якщо К \u003d 10% (0,1) або менше 10%, говорять про незначному зволоженні.

У напівпустелях До 30%, але 100% (100-150%).

За рік на земну поверхню випадає в середньому 511 тис. Км 3 опадів, з них 108 тис. Км 3 (21%) потрапляють на сушу, інші в Океан. Майже половина всіх опадів випадає між 20 ° с. ш. і 20 ° ю. ш. На полярні області припадає лише 4% опадів.

З поверхні Землі в середньому за рік випаровується стільки ж води, скільки випадає на неї. Основним "; джерелом"; вологи в атмосфері є Океан в субтропічних широтах, де нагрівання поверхні створює умови для максимального випаровування при даній температурі. У тих же широтах на суші, де випаровуваність велика, а випаровуватися нічому, виникають безстічні області і пустелі. Для Океану в цілому баланс води негативний (випаровування більше опадів), на суші позитивний (випаровування менше опадів). Загальний баланс вирівнюється за допомогою стоку "; надлишків"; води з суші в океан.

режим атмосфери Землі досліджений, як ... вплив на радіаційний і тепловоїрежиматмосфери, Визначаючи погоду і ... поверхні. Більша частина теплової енергії, яку отримує атмосфера, Надходить від підстильноїповерхні ...

Тепловий баланс визначає температуру, її величину і зміна на тій поверхні, яка безпосередньо нагрівається сонячними променями. Нагріваючись, ця поверхня, передає тепло (в довгохвильовому діапазоні) як нижче лежачим верствам, так і атмосфері. Саму поверхню називають діяльної поверхнею.

Максимальне значення всіх елементів теплового балансу спостерігається в околополуденние годинник. Виняток становить максимум теплообміну в грунті, що припадає на ранкові години. Максимальні амплітуди добового ходу складових теплового балансу відзначається влітку, мінімальні - взимку.

У добовому ході температури поверхні, сухий і позбавленою рослинності, в ясний день максимум настає після 14 годин, а мінімум - близько моменту сходу сонця. Порушувати добовий хід температури може хмарність, викликаючи зсув максимуму і мінімуму. Великий вплив на хід температури надає вологість і рослинність поверхні.

Денні максимуми температури поверхні можуть становити +80 о С і більше. Добові коливання досягають 40 о. Величини екстремальних значень і амплітуди температур залежать від широти місця, пори року, хмарності, теплових властивостей поверхні, її кольору, шорсткості, характеру рослинного покриву, орієнтування схилів (експозиції).

Поширення тепла від діяльної поверхні залежить від складу підстилаючого субстрату, і буде визначатися його теплоємністю і теплопровідністю. На поверхні материків підстильним субстратом є почвогрунти, в океанах (морях) - вода.

Почвогрунти в загальному мають меншу ніж вода теплоємністю, і більшу теплопровідність. Тому вони нагріваються і остигають швидше, ніж вода.

На передачу тепла від шару до шару витрачається час, і моменти настання максимальних і мінімальних значень температури протягом доби запізнюється на кожні 10 см приблизно на 3 години. Чим глибше шар, тим менше тепла він отримує і тим слабкіше в ньому коливання температур. Амплітуда добових коливань температур з глибиною зменшується на кожні 15 см в 2 рази. На глибині в середньому близько 1 м добові коливання температури грунту «загасають». Шар в якому вони припиняються називається шаром постійної добової температури.

Чим більше період коливань температур, тим глибше вони поширюються. Так в середніх широтах шар постійної річної температури знаходиться на глибині 19-20 м, в високих - на глибині 25 м, а в тропічних широтах, де річні амплітуди температур невеликі - на глибині 5-10 м. Моменти настання максимальних і мінімальних температур протягом року запізнюються в середньому на 20-30 діб на кожен метр.

Температура в шарі постійної річної температури близька до середньої річної температури повітря над поверхнею.

Вода повільніше нагрівається і повільніше віддає тепло. До того ж сонячні промені можуть проникати на велику глибину, безпосередньо нагріваючи глибші шари. Перенесення тепла на глибину йде не стільки за рахунок молекулярної теплопровідності, а в більшій мірі за рахунок перемішування вод турбулентним шляхом або течіями. При охолодженні поверхневих шарів води виникає теплова конвекція, також супроводжується перемішуванням.

Добові коливання температури на поверхні океану у високих широтах в середньому всього 0,1 º С, в помірних - 0,4ºС, в тропічних - 0,5ºС, Глибина проникнення цих коливань 15-20 м.

Річні амплітуди температури на поверхні океану від 1 º в екваторіальних широтах до 10,2ºС в помірних. Річні коливання температури проникають на глибину 200-300 м.

Моменти максимумів температури водойм запізнюються в порівнянні із сушею. Максимум настає близько 15-16 годин, мінімум - через 2-3 години після сходу сонця. Річний максимум температури на поверхні океану в північній півкулі припадає на серпень, мінімум - на лютий.

Питання 7 (атмосфера) --ізмененіе температури повітря з висотою.Атмосфера складається з суміші газів, званої повітрям, в якій знаходяться в підвішеному стані рідкі і тверді частинки. Загальна маса останніх незначна в порівнянні з усією масою атмосфери. атмосферне повітря у земної поверхні, як правило, є вологим. Це означає, що в його склад, разом з іншими газами, входить водяна пара, тобто вода в газоподібному стані. Вміст водяної пари в повітрі змінюється в значних межах, на відміну від інших складових частин повітря: у земної поверхні воно коливається між сотими частками відсотка і декількома відсотками. Це пояснюється тим, що при існуючих в атмосфері умовах водяна пара може переходити в рідкий і твердий стан і, навпаки, може надходити в атмосферу заново внаслідок випаровування з земної поверхні. Повітря, як і всяке тіло, завжди має температуру, відмінну від абсолютного нуля. Температура повітря в кожній точці атмосфери безупинно змінюється; в різних місцях Землі в один і той же час вона також різна. У земної поверхні температура повітря варіює в досить широких межах: крайні її значення, що спостерігалися дотепер, трохи нижче + 60 ° (в тропічних пустелях) І близько -90 ° (на материку Антарктиди). З висотою температура повітря змінюється в різних шарах і в різних випадках по-різному. В середньому вона спочатку знижується до висоти 10-15 км, потім зростає до 50-60 км, потім знову падає і т. Д . - ВЕРТИКАЛЬНИЙ ТЕМПЕРАТУРНИЙ ГРАДІЄНТ син. ВЕРТИКАЛЬНИЙ ГРАДІЄНТ ТЕМПЕРАТУРИ - vertical temperature gradient - зміна температури з ростом висоти над рівнем моря, взяте на одиницю відстані. Вважається позитивним, якщо температура з висотою падає. У зворотному випадку, наприклад, в стратосфері, температуpa при підйомі підвищується, і тоді утворюється зворотний (інверсійний) вертикальний градієнт, якому присвоюється знак мінус. У тропосфері В. п. Р в середньому 0,65o / 100 м, але в окремих випадках може перевищувати 1o / 100 м або приймати негативні значення при інверсіях температури. У приземному шарі на суші в теплу пору року він може бути вище в десятки разів. - адіабатичний процес - Адіабатичний процес (Адіабатний процес) - термодинамічний процес, що відбувається в системі без теплообміну з навколишнім середовищем (), т. Е. В адіабатично ізольованої системи, стан якої можна змінити тільки шляхом зміни зовнішніх параметрів. Поняття адіабатичній ізоляції є ідеалізацією теплоізолюючих оболонок або судин Дьюара (адіабатні оболонки). Зміна температури зовнішніх тіл не робить впливу на адіабатично ізольованої системи, а їх енергія U може змінюватися тільки за рахунок роботи, яку здійснюють системою (або над нею). Відповідно до першого початку термодинаміки, при оборотному адіабатичному процесі для однорідної системи, де V - об'єм системи, p - тиск, а в загальному випадку, де aj, - зовнішні параметри, Аj - термодинамічні сили. Відповідно до другого закону термодинаміки, при оборотному адіабатичному процесі ентропія постійна, а при незворотному - зростає. Дуже швидкі процеси, при яких не встигає відбутися теплообмін з навколишнім середовищем, наприклад, при поширенні звуку, можна розглядати як адіабатичний процес. Ентропія кожного малого елемента рідини при його русі зі швидкістю v залишається постійною, тому повна похідна ентропії s, віднесеної до одиниці маси, дорівнює нулю, (умова адіабатічності). Простим прикладом адіабатичного процесу є стиснення (або розширення) газу в теплоизолированном циліндрі з теплоізольованим поршнем: при стисканні температуpa зростає, при розширенні - убуває. Іншим прикладом адіабатичного процесу може служити адіабатичне розмагнічування, яке використовують в методі магнітного охолодження. Оборотний адіабатичний процес, називається також ізоентропійним, зображується на діаграмі стану адіабати (ізоентропа). -Піднімають повітря, потрапляючи в розріджену середу, розширюється, відбувається його охолодження, а опускається, навпаки, завдяки стисненню нагрівається. Така зміна температури за рахунок внутрішньої енергії, без припливу і віддачі тепла, називається адіабатичним. Адіабатичні зміни температури відбуваються по сухоадіабатіческому і влажноадіабатіческому законам. Відповідно розрізняють і вертикальні градієнти зміни температури з висотою. Сухоадіабатіческій градієнт - це зміна температури сухого або вологого ненасиченого повітря на 1 ° С на кожні 100 метрів підняття або опускання, а влажноадіабатіческій градієнт - це зниження температури вологого насиченого повітря менше ніж на 1 ° С на кожні 100 метрів підняття.

-Інверсія в метеорології означає аномальний характер зміни будь-якого параметра в атмосфері зі збільшенням висоти. Найбільш часто це відноситься до температурної інверсії, тобто до збільшення температури з висотою в деякому шарі атмосфери замість звичайного зниження (див. Атмосфера Землі).

Розрізняють два типи інверсії:

1.пріземние інверсії температури, що починаються безпосередньо від земної поверхні (товщина шару інверсії - десятки метрів)

2.інверсіі температури в вільній атмосфері (товщина шару інверсії досягає сотні метрів)

Інверсія температури перешкоджає вертикальним переміщенням повітря і сприяє утворенню димки, туману, смогу, хмар, міражів. Інверсія сильно залежить від місцевих особливостей рельєфу. Збільшення температури в инверсионном шарі коливається від десятих доль градусів до 15-20 ° C і більше. Найбільшою потужністю володіють приземні інверсії температури в Східному Сибіру і в Антарктиді в зимовий період.

Квиток.

Добовий хід температури повітря-зміна температури повітря протягом доби. Добовий хід температури повітря в загальному відображає хід температури земної поверхні, але моменти настання максимумів і мінімумів кілька запізнюються, максимум спостерігається в 14 годин, мінімум-після сходу сонця. Добові коливання температури повітря взимку помітні до висоти 0,5 км, влітку-до 2 км.

Добова амплітуда температури повітря-різниця між максимальною і мінімальною температурами повітря протягом доби. Добова амплітуда температури повітря найбільша в тропічних пустелях-до 40 0, в екваторіальних і помірних широтах вона зменшується. Добова амплітуда менше взимку і в хмарну погоду. Над водною поверхнею вона значно менше, ніж над сушею; над рослинним покривом менше, ніж над оголеними поверхнями.

Річний хід температури повітря визначається перш за все широтою місця. Річний хід температури повітря-зміна середньомісячної температури протягом року. Річна амплітуда температури повітря-різниця між максимальною і мінімальною середньомісячними температурами. Вироблять чотири типи річного ходу температури; в кожному типі два подтіпа- морський і континентальний,характеризуються різною річною амплітудою температури. В екваторіальному типі річного ходу температури спостерігається два невеликих максимуму і два невеликих мінімуму. Максимуми наступають після днів рівнодення, коли сонце в зеніті над екватором. У морському підтип річна амплітуда температури повітря становить 1-2 0, в континентальному 4-6 0. Температура весь рік позитивна. В тропічномутипі річного ходу температури виділяється один максимум після літнього сонцестояння і один мінімум-після дня зимового сонцестояння в Північній півкулі. У морському підтип річна амплітуда температур дорівнює 5 0, в континентальному 10-20 0. В помірному типі річного ходу температури також спостерігається один максимум після дня літнього сонцестояння і один мінімум після дня зимового сонцестояння в Північній півкулі, взимку температури негативні. Над океаном амплітуда сосотавляет 10-15 0, над сушею збільшується в міру віддалення від океану: на узбережжі-10 0, в центрі материка-до 60 0. В полярномутипі річного ходу температури зберігається один максимум після дня літнього сонцестояння і один мінімум після дня зимового сонцестояння в Північній півкулі, температура більшу частину року-негативна. Річна амплітуда на море дорівнює 20-30 0, на суші-60 0. Виділені типи відображають зональний хід температури, обумовлений припливом сонячної радіації. На річний хід температури великий вплив надає переміщення повітряних мас.

Квиток.

ізотерми-лінії, що з'єднують на карті точки з однаковими температурами.

Влітку материки більше прогріті, ізотерми над сушею згинаються в бік полюсів.

На карті зимових температур (грудень в Північній півкулі і липень в Південному) ізотерми значно відхиляються від паралелей. Над океанами ізотерми далеко просуваються до високих широт, утворюючи «мови тепла»; над сушею ізотерми відхиляються до екватора.

Середня річна температура Північної півкулі +15,2 0 С, а Південного +13,2 0 С. Мінімальна температура в Північній півкулі досягла -77 0 С (Оймякон) і -68 0 С (Верхоянск). У Південній півкулі мінімальні температури набагато нижче; на станціях «Радянська» і «Схід» була відзначена температура -89,2 0 С. Мінімальна температура в безхмарну погоду в Антарктиді може опускатися до -93 0 С. Найвищі температури спостерігаються в пустелях тропічного поясу, в Тріполі +58 0 С; в Каліфорнії, в долині Смерті відзначена температура +56,7 0.

Про те, наскільки сильно материки і океани впливають на розподіленого температур, дають представлніе карти ізаномал. Ізаномали-лінії, що з'єднують точки з однаковими аномаліями температур. Аномалії представляють собою відхилення фактичних температур від среднеширотной. Аномалії бувають позитивні і негативні. Позитивні спостерігаються влітку над прогрітими материками

Тропіки і полярні кола не можна вважати дійсними кордонами теплових поясів (система класифікації кліматів по темп-ре повітря), Так як на розподіл температур впливає ще ряд факторів: рапределеніе суші і води, течій. За межі теплових поясів прийняті ізотерми. Жаркий пояс распологаеться між річними изотермами 20 0 С і контурних смугу дикорослих пальм. Межі умернного пояса проводяться по изотерме 10 0 С найтеплішого місяця. У Північній півкулі межа збігається з поширенням лісотундри. Кордон холодного пояса проходить по изотерме 0 0 С найтеплішого місяця. Пояси морозу розташовуються навколо полюсів.