Das thermische Regime der darunter liegenden Oberfläche und der Atmosphäre kurz. Thermisches Regime der darunter liegenden Oberfläche. Änderung der täglichen Temperaturamplitude mit der Höhe

Erwärmung einer n n n Oberfläche Der Wärmehaushalt einer Oberfläche bestimmt ihre Temperatur, Größe und Änderung. Bei Erwärmung gibt diese Oberfläche Wärme (im langwelligen Bereich) sowohl an die darunter liegenden Schichten als auch an die Atmosphäre ab. Diese Fläche wird aktive Fläche genannt.

n n Die Wärmeausbreitung der aktiven Oberfläche hängt von der Zusammensetzung der darunter liegenden Oberfläche ab und wird durch deren Wärmekapazität und Wärmeleitfähigkeit bestimmt. Auf der Oberfläche der Kontinente ist das darunter liegende Substrat Erde, in den Ozeanen (Meeren) - Wasser.

n Böden haben im Allgemeinen eine geringere Wärmekapazität als Wasser und eine höhere Wärmeleitfähigkeit. Daher erwärmen sich Böden schneller als Wasser, kühlen aber auch schneller ab. n Wasser erwärmt sich langsamer und gibt Wärme langsamer ab. Wenn sich die Oberflächenschichten des Wassers abkühlen, tritt außerdem eine thermische Konvektion auf, die von einer Vermischung begleitet wird.

n n n n Temperatur wird mit Thermometern in Grad gemessen: Im SI-System - in Grad Kelvin ºK Nicht-systemisch: In Grad Celsius ºС und Grad Fahrenheit ºF. 0 ºK = - 273 ºC. 0 °F = -17,8 °C 0 °C = 32 °F

ºC = 0,56 * F-17,8 º F = 1,8 * C + 32

Tägliche Temperaturschwankungen in Böden n n n Die Übertragung von Wärme von Schicht zu Schicht braucht Zeit, und die Momente des Einsetzens der Höchst- und Tiefsttemperaturen während des Tages werden alle 10 cm um etwa 3 Stunden verzögert. Die Amplitude der täglichen Temperaturschwankungen mit der Tiefe nimmt um das Zweifache pro 15 cm ab. In einer durchschnittlichen Tiefe von ca. 1 m „verblassen“ die täglichen Schwankungen der Bodentemperatur. Die Schicht, in der Schwankungen der Tagestemperaturwerte aufhören, wird als Schicht konstanter Tagestemperatur bezeichnet.

n n Die Amplitude der täglichen Temperaturschwankungen nimmt mit der Tiefe um das 2-fache pro 15 cm ab. In einer durchschnittlichen Tiefe von ca. 1 m „verblassen“ die täglichen Schwankungen der Bodentemperatur. Die Schicht, in der Schwankungen der Tagestemperaturwerte aufhören, wird als Schicht konstanter Tagestemperatur bezeichnet.

Tägliche Temperaturschwankungen im Boden in verschiedenen Tiefen von 1 bis 80 cm Pawlowsk, Mai.

Jährliche Temperaturschwankungen in Böden n n Während des Jahres verzögern sich die maximalen und minimalen Temperaturen um durchschnittlich 20-30 Tage pro Meter.

Jährliche Temperaturschwankungen im Boden in verschiedenen Tiefen von 3 bis 753 cm in Kaliningrad

Der tägliche Verlauf der Landoberflächentemperatur n n n Im täglichen Verlauf der Oberflächentemperatur, trocken und ohne Vegetation, an einem klaren Tag, tritt das Maximum nach 13-14 Stunden auf, und das Minimum - um die Zeit des Sonnenaufgangs. Bewölkung kann die täglichen Temperaturschwankungen stören und eine Verschiebung des Maximums und Minimums verursachen. Luftfeuchtigkeit und Oberflächenvegetation haben einen großen Einfluss auf den Temperaturverlauf.

n n Tageshöchstwerte der Oberflächentemperatur können +80 ºС und mehr betragen. Die täglichen Temperaturamplituden erreichen 40 ºС. Die Werte der Extremwerte und Temperaturamplituden hängen vom Breitengrad des Ortes, der Jahreszeit, der Bewölkung, den thermischen Eigenschaften der Oberfläche, ihrer Farbe, Rauheit, Art der Vegetationsbedeckung, Hangausrichtung (Exposition) ab.

n Momente von Temperaturmaxima in Gewässern sind im Vergleich zu Land verzögert. Das Maximum tritt um 1415 Uhr auf, das Minimum - 2-3 Stunden nach Sonnenaufgang.

Tägliche Temperaturschwankungen im Meerwasser n n Die täglichen Temperaturschwankungen auf der Meeresoberfläche in hohen Breiten betragen im Durchschnitt nur 0,1 ºС, in gemäßigten 0,4 ºС, in tropischen - 0,5 ºС. Die Eindringtiefe dieser Schwingungen beträgt 15-20 m.

Jährliche Änderungen der Landtemperatur n n Der wärmste Monat auf der Nordhalbkugel ist der Juli und der kälteste Monat der Januar. Die jährlichen Amplituden variieren von 5 ° C am Äquator bis zu 60-65 ° C in den stark kontinentalen Bedingungen der gemäßigten Zone.

Der jährliche Temperaturverlauf im Ozean n n Die jährlichen Höchst- und Tiefsttemperaturen an der Meeresoberfläche sind im Vergleich zu Land um etwa einen Monat verzögert. Das Maximum auf der Nordhalbkugel tritt im August auf, das Minimum im Februar. Jährliche Temperaturamplituden auf der Meeresoberfläche von 1 ° C in äquatorialen Breiten bis 10,2 ° C in gemäßigten Breiten. Jährliche Temperaturschwankungen dringen bis in eine Tiefe von 200-300 m vor.

Wärmeabgabe an die Atmosphäre n n n Atmosphärische Luft wird durch direkte Sonneneinstrahlung leicht erwärmt. Die Atmosphäre wird durch die darunter liegende Oberfläche erhitzt. Wärme wird durch Konvektion, Advektion und als Ergebnis der Wärmefreisetzung bei der Kondensation von Wasserdampf an die Atmosphäre übertragen.

Wärmeübertragung bei Kondensation n n Durch Erwärmung der Oberfläche wird Wasser in Wasserdampf umgewandelt. Der Wasserdampf wird von der aufsteigenden Luft mitgerissen. Wenn die Temperatur sinkt, kann es zu Wasser werden (Kondensation). Dabei wird Wärme an die Atmosphäre abgegeben.

Adiabatischer Prozess n n n In aufsteigender Luft ändert sich die Temperatur aufgrund des adiabatischen Prozesses (durch Umwandlung der inneren Energie des Gases in Arbeit und Arbeit in innere Energie). Die aufsteigende Luft dehnt sich aus, verrichtet Arbeit, für die sie innere Energie aufwendet, und ihre Temperatur sinkt. Die absteigende Luft hingegen wird komprimiert, die dafür aufgewendete Energie wird freigesetzt und die Lufttemperatur steigt an.

n n Trockene oder wasserdampfhaltige, aber ungesättigte Luft, aufsteigend, kühlt sich adiabatisch um 1 ºС pro 100 m. Mit Wasserdampf gesättigte Luft kühlt sich bei einem Anstieg um 100 m um 0,6 ºС ab, da in ihr unter Wärmeabgabe Kondensation auftritt.

Beim Absenken erwärmen sich trockene und feuchte Luft gleichermaßen, da keine Feuchtigkeitskondensation auftritt. n Pro 100 m Abstieg erwärmt sich die Luft um 1 °C. n

Inversion n n n Eine Temperaturzunahme mit der Höhe wird als Inversion bezeichnet, und eine Schicht, in der die Temperatur mit der Höhe zunimmt, wird als Inversionsschicht bezeichnet. Arten der Inversion: - Strahlungsinversion - Strahlungsinversion, gebildet nach Sonnenuntergang, wenn die Sonnenstrahlen die oberen Schichten erwärmen; - Advektive Inversion - entsteht durch das Eindringen (Advektion) warmer Luft auf eine kalte Oberfläche; - Orographische Umkehrung - kalte Luft strömt in Senken und stagniert dort.

Arten der Temperaturverteilung mit Höhe a - Oberflächeninversion, b - Oberflächenisotherme, c - Inversion in der freien Atmosphäre

Advektion n n Das Eindringen (Advektion) einer unter anderen Bedingungen entstandenen Luftmasse in ein bestimmtes Gebiet. Warme Luftmassen bewirken eine Erhöhung der Lufttemperatur in einem bestimmten Gebiet, kalte Luftmassen eine Verringerung.

Tägliche Temperaturänderung der freien Atmosphäre n n n Die tägliche und jährliche Temperaturänderung in der unteren Troposphäre bis zu einer Höhe von 2 km spiegelt die Oberflächentemperaturänderung wider. Mit zunehmender Entfernung von der Oberfläche nehmen die Amplituden der Temperaturschwankungen ab und die Momente des Maximums und Minimums werden verzögert. Tägliche Schwankungen der Lufttemperatur machen sich im Winter bis zu einer Höhe von 0,5 km bemerkbar, im Sommer bis zu 2 km. In der 2-m-Schicht findet sich das Tagesmaximum um 14-15 Uhr und das Minimum nach Sonnenaufgang. Die Amplitude der Tagestemperaturamplitude nimmt mit zunehmendem Breitengrad ab. Der größte in subtropischen Breiten, der kleinste - in der Polarregion.

n n n Linien gleicher Temperatur nennt man Isothermen. Die Isotherme mit der höchsten Jahresdurchschnittstemperatur wird als „Thermischer Äquator“ bezeichnet. Sch.

Jährliche Schwankung der Lufttemperatur n n n Abhängig vom Breitengrad. Vom Äquator bis zu den Polen nimmt die jährliche Amplitude der Lufttemperaturschwankungen zu. Es gibt 4 Arten von jährlichen Temperaturschwankungen je nach Größe der Amplitude und dem Zeitpunkt des Einsetzens extremer Temperaturen.

n n Äquatorialtyp – zwei Maxima (nach Tagundnachtgleichen) und zwei Minima (nach Sonnenwenden). Die Amplitude auf dem Ozean beträgt etwa 1 ° C, über Land - bis zu 10 ° C. Die Temperatur ist das ganze Jahr über positiv. Tropischer Typ - ein Maximum (nach der Sommersonnenwende) und ein Minimum (nach der Wintersonnenwende). Die Amplitude über dem Ozean beträgt etwa 5 ° C, an Land - bis zu 20 ° C. Die Temperatur ist das ganze Jahr über positiv.

n n Moderater Typ - ein Maximum (über Land im Juli, über dem Ozean - im August) und ein Minimum (an Land im Januar, im Ozean - im Februar), vier Jahreszeiten. Die jährliche Temperaturamplitude nimmt mit zunehmendem Breitengrad und mit zunehmender Entfernung vom Ozean zu: an der Küste 10 ° C, weit vom Ozean entfernt - 60 ° C und mehr. Die Temperatur während der kalten Jahreszeit ist negativ. Polartyp - der Winter ist sehr lang und kalt, der Sommer ist kurz und kühl. Die Jahresamplitude beträgt 25 ºС und mehr (über Land bis 65 ºС). Die Temperatur ist fast das ganze Jahr über negativ.

n Die erschwerenden Faktoren für die jährlichen Temperaturschwankungen sowie für die täglichen Schwankungen sind die Beschaffenheit der darunter liegenden Oberfläche (Vegetation, Schnee- oder Eisbedeckung), die Höhe des Geländes, die Entfernung vom Meer, das Eindringen von Luftmassen unterschiedlich im thermischen Regime

n n n Durchschnittliche Lufttemperatur nahe der Erdoberfläche auf der Nordhalbkugel im Januar +8 ºС, im Juli +22 ºС; im Süden - im Juli +10 ºС, im Januar +17 ºС. Die jährlichen Amplituden der Lufttemperaturschwankungen betragen 14 ° C für die Nordhalbkugel und nur 7 ° C für die Südhalbkugel, was auf die niedrigere Kontinentalität der Südhalbkugel hinweist. Die durchschnittliche jährliche Lufttemperatur in der Nähe der Erdoberfläche beträgt im Allgemeinen +14 ° C.

Weltrekordhalter n n n Absolute Höchstwerte der Lufttemperatur wurden beobachtet: auf der Nordhalbkugel - in Afrika (Libyen, +58, 1 ºС) und im mexikanischen Hochland (Sao Louis, +58 ºС). Auf der Südhalbkugel - in Australien (+51 ° C) wurden in der Antarktis (-88,3 ° C, Wostok-Station) und in Sibirien (Werchojansk, -68 ° C, Oymyakon, -77,8 ° C) absolute Minima festgestellt. Die durchschnittliche Jahrestemperatur ist die höchste in Nordafrika (Lu, Somalia, +31 ºС), die niedrigste - in der Antarktis (Station Wostok, -55, 6 ºС).

Thermische Gürtel n n n Dies sind die Breitenzonen der Erde mit bestimmten Temperaturen. Aufgrund der ungleichmäßigen Verteilung von Land und Ozeanen, Luft- und Wasserströmungen fallen thermische Zonen nicht mit Beleuchtungszonen zusammen. Für die Grenzen der Gürtel werden Isothermen genommen - Linien gleicher Temperatur.

Thermische Zonen n n Es gibt 7 thermische Zonen. - heiße Zone, die sich zwischen der jährlichen Isotherme +20 ° C der nördlichen und südlichen Hemisphäre befindet; - zwei gemäßigte Zonen, die vom Äquator durch die Jahresisotherme +20 ºС und von den Polen durch die Isotherme +10 ºС des wärmsten Monats begrenzt sind; - zwei kalte Gürtel zwischen den Isothermen +10 ºС und 0 ºС des wärmsten Monats;

Die Oberfläche, die direkt durch die Sonnenstrahlen erwärmt wird und Wärme an die darunter liegenden Schichten und Luft abgibt, wird als Luft bezeichnet aktiv. Die Temperatur der aktiven Fläche, ihr Wert und ihre Veränderung (Tages- und Jahresgang) werden durch die Wärmebilanz bestimmt.

Der Maximalwert fast aller Komponenten des Wärmehaushalts wird in den Mittagsstunden beobachtet. Die Ausnahme ist der maximale Wärmeaustausch im Boden, der auf die Morgenstunden fällt.

Die maximalen Amplituden der täglichen Variation der Wärmehaushaltskomponenten werden im Sommer beobachtet, die minimalen im Winter. Im Tagesverlauf der trockenen und vegetationslosen Oberflächentemperatur tritt an einem klaren Tag das Maximum nach 13:00 Uhr und das Minimum um die Zeit des Sonnenaufgangs auf. Bewölkung stört den regelmäßigen Verlauf der Oberflächentemperatur und bewirkt eine Verschiebung der Momente von Maxima und Minima. Feuchtigkeit und Vegetationsbedeckung haben einen großen Einfluss auf die Oberflächentemperatur. Tagesmaxima der Oberflächentemperatur können + 80°C oder mehr betragen. Tägliche Schwankungen erreichen 40°. Ihr Wert hängt vom Breitengrad des Ortes, der Jahreszeit, der Bewölkung, den thermischen Eigenschaften der Oberfläche, ihrer Farbe, Rauheit, Vegetationsbedeckung und Hanglage ab.

Der Jahresverlauf der Temperatur der aktiven Schicht ist in verschiedenen Breitengraden unterschiedlich. Die maximale Temperatur in mittleren und hohen Breiten wird normalerweise im Juni beobachtet, die minimale im Januar. Die Amplituden der jährlichen Schwankungen der Temperatur der aktiven Schicht sind in niedrigen Breiten sehr gering, in mittleren Breiten an Land erreichen sie 30°. Die jährlichen Schwankungen der Oberflächentemperatur in den gemäßigten und hohen Breiten werden stark von der Schneebedeckung beeinflusst.

Es braucht Zeit, um Wärme von Schicht zu Schicht zu übertragen, und die Momente des Einsetzens der maximalen und minimalen Temperaturen während des Tages werden alle 10 cm um etwa 3 Stunden verzögert. Wenn die höchste Temperatur an der Oberfläche um etwa 13:00 Uhr war, wird in einer Tiefe von 10 cm die maximale Temperatur um etwa 16:00 Uhr und in einer Tiefe von 20 cm um etwa 19:00 Uhr erreicht usw. Bei sukzessiver Erwärmung der darunter liegenden von den darüber liegenden Schichten nimmt jede Schicht eine gewisse Wärmemenge auf. Je tiefer die Schicht, desto weniger Wärme erhält sie und desto schwächer sind die Temperaturschwankungen darin. Die Amplitude der täglichen Temperaturschwankungen mit der Tiefe nimmt um das Zweifache pro 15 cm ab. Das heißt, wenn die Amplitude an der Oberfläche 16° beträgt, dann beträgt sie in 15 cm Tiefe 8° und in 30 cm Tiefe 4°.

Bei einer durchschnittlichen Tiefe von etwa 1 m "verblassen" die täglichen Schwankungen der Bodentemperatur. Die Schicht, in der diese Schwingungen praktisch aufhören, heißt Schicht konstante Tagestemperatur.

Je länger die Temperaturschwankungen dauern, desto tiefer breiten sie sich aus. In den mittleren Breiten befindet sich die Schicht konstanter Jahrestemperatur in einer Tiefe von 19-20 m, in hohen Breiten in einer Tiefe von 25 m. In tropischen Breiten sind die jährlichen Temperaturamplituden klein und die Schicht konstanter Jahresamplitude ist befindet sich in einer Tiefe von nur 5-10 m. und die Mindesttemperaturen verzögern sich um durchschnittlich 20-30 Tage pro Meter. Wenn also die niedrigste Temperatur an der Oberfläche im Januar beobachtet wurde, tritt sie in einer Tiefe von 2 m Anfang März auf. Beobachtungen zeigen, dass die Temperatur in der Schicht konstanter Jahrestemperatur nahe der durchschnittlichen jährlichen Lufttemperatur über der Oberfläche liegt.

Wasser, das eine höhere Wärmekapazität und eine geringere Wärmeleitfähigkeit als Land hat, erwärmt sich langsamer und gibt Wärme langsamer ab. Einige der auf die Wasseroberfläche fallenden Sonnenstrahlen werden von der obersten Schicht absorbiert, andere dringen in eine beträchtliche Tiefe ein und erhitzen direkt einen Teil ihrer Schicht.

Die Mobilität des Wassers ermöglicht die Wärmeübertragung. Aufgrund der turbulenten Vermischung erfolgt die Wärmeübertragung in der Tiefe 1000 - 10.000 Mal schneller als durch Wärmeleitung. Wenn sich die Oberflächenschichten des Wassers abkühlen, tritt eine thermische Konvektion auf, begleitet von einer Vermischung. Die täglichen Temperaturschwankungen auf der Meeresoberfläche betragen in hohen Breiten im Durchschnitt nur 0,1°, in gemäßigten Breiten - 0,4°, in tropischen Breiten - 0,5°. Die Eindringtiefe dieser Schwingungen beträgt 15-20m. Die jährlichen Temperaturamplituden auf der Meeresoberfläche reichen von 1° in äquatorialen Breiten bis 10,2° in gemäßigten Breiten. Jährliche Temperaturschwankungen dringen bis in eine Tiefe von 200-300 m. Die Momente der maximalen Temperatur in Gewässern sind im Vergleich zu Land spät. Das Maximum tritt etwa 15-16 Stunden auf, das Minimum - 2-3 Stunden nach Sonnenaufgang.

Thermisches Regime der unteren Atmosphärenschicht.

Die Luft wird hauptsächlich nicht direkt durch die Sonnenstrahlen erwärmt, sondern aufgrund der Wärmeübertragung durch die darunter liegende Oberfläche (die Prozesse der Strahlung und Wärmeleitung). Die wichtigste Rolle bei der Wärmeübertragung von der Oberfläche zu den darüber liegenden Schichten der Troposphäre spielt dabei die Wärmeaustausch und Übertragung latenter Verdampfungswärme. Die zufällige Bewegung von Luftpartikeln, die durch ihre Erwärmung einer ungleichmäßig erhitzten darunter liegenden Oberfläche verursacht wird, wird genannt thermische Turbulenzen oder thermische Konvektion.

Beginnen statt kleiner chaotisch bewegter Wirbel starke aufsteigende (Thermik) und weniger starke absteigende Luftbewegungen zu überwiegen, spricht man von Konvektion ordentlich. Luft, die sich in der Nähe der Oberfläche erwärmt, strömt nach oben und überträgt Wärme. Thermische Konvektion kann sich nur entwickeln, solange die Luft eine Temperatur hat, die höher ist als die Temperatur der Umgebung, in der sie aufsteigt (ein instabiler Zustand der Atmosphäre). Wenn die Temperatur der aufsteigenden Luft gleich der Temperatur ihrer Umgebung ist, hört der Anstieg auf (ein indifferenter Zustand der Atmosphäre); Wenn die Luft kälter als die Umgebung wird, beginnt sie zu sinken (der stationäre Zustand der Atmosphäre).

Durch die turbulente Bewegung der Luft nehmen immer mehr ihrer Partikel in Kontakt mit der Oberfläche Wärme auf und geben sie durch Aufsteigen und Mischen an andere Partikel ab. Die Wärmemenge, die die Luft von der Oberfläche durch Turbulenzen erhält, ist 400-mal größer als die Wärmemenge, die sie durch Strahlung und als Ergebnis der Übertragung durch molekulare Wärmeleitung erhält - fast 500.000-mal. Wärme wird von der Oberfläche zusammen mit der von ihr verdunsteten Feuchtigkeit an die Atmosphäre übertragen und dann während des Kondensationsprozesses freigesetzt. Jedes Gramm Wasserdampf enthält 600 Kalorien latente Verdampfungswärme.

Bei aufsteigender Luft ändert sich die Temperatur aufgrund adiabat Prozess, d. h. ohne Wärmeaustausch mit der Umgebung, aufgrund der Umwandlung der inneren Energie des Gases in Arbeit und der Arbeit in innere Energie. Da die innere Energie proportional zur absoluten Temperatur des Gases ist, ändert sich die Temperatur. Die aufsteigende Luft dehnt sich aus, verrichtet Arbeit, für die sie innere Energie aufwendet, und ihre Temperatur sinkt. Die absteigende Luft hingegen wird komprimiert, die für die Expansion aufgewendete Energie wird freigesetzt und die Lufttemperatur steigt.

Die Abkühlung gesättigter Luft bei 100 m Steighöhe hängt von der Lufttemperatur und dem Luftdruck ab und variiert in weiten Grenzen. Ungesättigte Luft, absteigend, erwärmt sich um 1 ° pro 100 m, gesättigt um eine geringere Menge, da darin Verdunstung stattfindet, für die Wärme aufgewendet wird. Aufsteigende gesättigte Luft verliert normalerweise bei Niederschlag Feuchtigkeit und wird ungesättigt. Beim Absenken erwärmt sich diese Luft um 1 ° pro 100 m.

Infolgedessen ist die Temperaturabnahme während des Aufstiegs geringer als die Zunahme während des Absenkens, und die Luft, die aufsteigt und dann auf der gleichen Höhe bei gleichem Druck absinkt, hat eine andere Temperatur - die Endtemperatur ist höher als die Anfangstemperatur . Ein solcher Vorgang wird aufgerufen pseudoadiabatisch.

Da die Luft hauptsächlich von der aktiven Oberfläche erwärmt wird, nimmt die Temperatur in der unteren Atmosphäre in der Regel mit der Höhe ab. Der vertikale Gradient für die Troposphäre beträgt durchschnittlich 0,6 ° pro 100 m. Er wird als positiv angesehen, wenn die Temperatur mit der Höhe abnimmt, und als negativ, wenn sie ansteigt. In der unteren Luftschicht (1,5-2 m) können vertikale Gradienten sehr groß sein.

Die Zunahme der Temperatur mit der Höhe heißt Umkehrung, und eine Luftschicht, in der die Temperatur mit der Höhe zunimmt, - Inversionsschicht. In der Atmosphäre sind fast immer Inversionsschichten zu beobachten. An der Erdoberfläche bei starker Abkühlung durch Strahlung strahlende Inversion(Strahlungsinversion) . Es erscheint in klaren Sommernächten und kann eine Schicht von mehreren hundert Metern bedecken. Im Winter hält die Inversion bei klarem Wetter mehrere Tage und sogar Wochen an. Winterinversionen können eine Schicht von bis zu 1,5 km bedecken.

Die Inversion wird durch die Entlastungsbedingungen verstärkt: Kalte Luft strömt in die Vertiefung und stagniert dort. Solche Inversionen nennt man orographisch. Leistungsstarke Inversionen aufgerufen zufällig, entstehen, wenn relativ warme Luft auf eine kalte Oberfläche trifft und deren untere Schichten abkühlt. Tagsüber sind advektive Inversionen schwach ausgeprägt, nachts werden sie durch Strahlungskühlung verstärkt. Im Frühjahr wird die Bildung solcher Inversionen durch die noch nicht geschmolzene Schneedecke begünstigt.

Frost ist mit dem Phänomen der Temperaturinversion in der Oberflächenluftschicht verbunden. Einfrieren - eine Abnahme der Lufttemperatur in der Nacht auf 0 ° und darunter zu einem Zeitpunkt, an dem die durchschnittlichen Tagestemperaturen über 0 ° liegen (Herbst, Frühling). Es kann auch sein, dass Fröste nur auf dem Boden beobachtet werden, wenn die Lufttemperatur darüber über Null liegt.

Der thermische Zustand der Atmosphäre beeinflusst die Lichtausbreitung in ihr. In Fällen, in denen sich die Temperatur stark mit der Höhe ändert (steigt oder fällt), gibt es Luftspiegelungen.

Luftspiegelung - ein imaginäres Bild eines Objekts, das darüber (obere Luftspiegelung) oder darunter (untere Luftspiegelung) erscheint. Weniger häufig sind seitliche Luftspiegelungen (das Bild erscheint von der Seite). Die Ursache von Fata Morganas ist die Krümmung der Flugbahn von Lichtstrahlen, die von einem Objekt zum Auge des Betrachters kommen, als Ergebnis ihrer Brechung an der Grenze von Schichten mit unterschiedlicher Dichte.

Die täglichen und jährlichen Temperaturschwankungen in der unteren Troposphäre bis zu einer Höhe von 2 km spiegeln im Allgemeinen die Oberflächentemperaturschwankungen wider. Mit zunehmender Entfernung von der Oberfläche nehmen die Amplituden der Temperaturschwankungen ab und die Momente des Maximums und Minimums werden verzögert. Tägliche Schwankungen der Lufttemperatur machen sich im Winter bis zu einer Höhe von 0,5 km bemerkbar, im Sommer bis zu 2 km.

Die Amplitude der täglichen Temperaturschwankungen nimmt mit zunehmendem Breitengrad ab. Die größte Tagesamplitude liegt in subtropischen Breiten, die kleinste in polaren. In gemäßigten Breiten sind die Tagesamplituden zu verschiedenen Jahreszeiten unterschiedlich. In hohen Breiten ist die größte tägliche Amplitude im Frühjahr und Herbst, in gemäßigten Breiten - im Sommer.

Der Jahresverlauf der Lufttemperatur hängt in erster Linie vom Breitengrad des Ortes ab. Vom Äquator bis zu den Polen nimmt die jährliche Amplitude der Lufttemperaturschwankungen zu.

Es gibt vier Arten von jährlichen Temperaturschwankungen, je nach Größe der Amplitude und dem Zeitpunkt des Einsetzens extremer Temperaturen.

äquatorialer Typ gekennzeichnet durch zwei Maxima (nach den Tagundnachtgleichen) und zwei Minima (nach der Sonnenwende). Die Amplitude über dem Ozean beträgt etwa 1°, über Land - bis zu 10°. Die Temperatur ist das ganze Jahr über positiv.

Tropischer Typ - ein Maximum (nach der Sommersonnenwende) und ein Minimum (nach der Wintersonnenwende). Die Amplitude über dem Ozean beträgt etwa 5°, an Land - bis zu 20°. Die Temperatur ist das ganze Jahr über positiv.

Moderater Typ - ein Maximum (auf der Nordhalbkugel über Land im Juli, über dem Ozean im August) und ein Minimum (auf der Nordhalbkugel über Land im Januar, über dem Ozean im Februar). Vier Jahreszeiten werden klar unterschieden: warm, kalt und zwei Übergangszeiten. Die jährliche Temperaturamplitude nimmt mit zunehmendem Breitengrad sowie mit der Entfernung vom Ozean zu: an der Küste 10°, vom Ozean entfernt - bis zu 60° und mehr (in Jakutsk - -62,5°). Die Temperatur während der kalten Jahreszeit ist negativ.

polarer Typ - Der Winter ist sehr lang und kalt, der Sommer ist kurz und kühl. Jahresamplituden betragen 25° und mehr (über Land bis 65°). Die Temperatur ist fast das ganze Jahr über negativ. Das Gesamtbild des Jahresverlaufs der Lufttemperatur wird durch den Einfluss von Faktoren kompliziert, unter denen der Untergrund von besonderer Bedeutung ist. Über der Wasseroberfläche glättet sich die jährliche Temperaturschwankung, über Land ist sie dagegen stärker ausgeprägt. Schnee- und Eisbedeckung senkt die Jahrestemperaturen erheblich. Die Höhe des Ortes über dem Meeresspiegel, das Relief, die Entfernung vom Ozean und die Bewölkung wirken sich ebenfalls aus. Der gleichmäßige Verlauf der Jahreslufttemperatur wird durch Störungen durch das Eindringen von kalter oder umgekehrt warmer Luft gestört. Ein Beispiel kann die Rückkehr von kaltem Wetter im Frühjahr (Kältewellen), die Rückkehr von Hitze im Herbst und das Auftauen im Winter in gemäßigten Breiten sein.

Verteilung der Lufttemperatur am Untergrund.

Wenn die Erdoberfläche homogen wäre und Atmosphäre und Hydrosphäre stationär wären, würde die Wärmeverteilung auf der Erdoberfläche nur durch die Einstrahlung der Sonnenstrahlung bestimmt, und die Lufttemperatur würde vom Äquator bis zu den Polen allmählich abnehmen und dabei bleiben bei jeder Parallele gleich (Sonnentemperaturen). Tatsächlich werden die durchschnittlichen jährlichen Lufttemperaturen durch die Wärmebilanz bestimmt und hängen von der Beschaffenheit der darunter liegenden Oberfläche und dem kontinuierlichen Wärmeaustausch zwischen den Breitengraden ab, der durch die Bewegung von Luft und Wasser des Ozeans erfolgt, und unterscheiden sich daher erheblich von den Sonnentemperaturen.

Die tatsächlichen durchschnittlichen jährlichen Lufttemperaturen in der Nähe der Erdoberfläche in niedrigen Breiten sind niedriger und in hohen Breiten dagegen höher als die Sonnentemperaturen. Auf der Südhalbkugel sind die tatsächlichen Jahresdurchschnittstemperaturen in allen Breitengraden niedriger als auf der Nordhalbkugel. Die durchschnittliche Lufttemperatur nahe der Erdoberfläche auf der Nordhalbkugel beträgt im Januar +8°C, im Juli +22°C; im Süden - +10° C im Juli, +17° C im Januar. Die durchschnittliche Lufttemperatur für das Jahr an der Erdoberfläche beträgt insgesamt +14 °C.

Wenn wir die höchsten Jahres- oder Monatsmitteltemperaturen auf verschiedenen Meridianen markieren und verbinden, erhalten wir eine Linie thermisches Maximum, oft als thermischer Äquator bezeichnet. Es ist wahrscheinlich richtiger, den Breitenkreis (Breitenkreis) mit den höchsten normalen Durchschnittstemperaturen des Jahres oder eines Monats als thermischen Äquator zu betrachten. Der thermische Äquator fällt nicht mit dem geographischen zusammen und ist „verschoben“; nach Norden. Im Laufe des Jahres bewegt er sich von 20° N. Sch. (im Juli) bis 0° (im Januar). Für die Verschiebung des thermischen Äquators nach Norden gibt es mehrere Gründe: die Vorherrschaft von Land in den tropischen Breiten der Nordhalbkugel, der antarktische Kältepol und möglicherweise die Dauer des Sommers (der Sommer auf der Südhalbkugel ist kürzer ).

Thermogürtel.

Isothermen werden über die Grenzen von thermischen (Temperatur-)Gürteln hinaus genommen. Es gibt sieben thermische Zonen:

heißer Gürtel, zwischen der Jahresisotherme + 20 ° der nördlichen und südlichen Hemisphäre gelegen; zwei gemäßigte Zonen, die von der Äquatorseite durch die Jahresisotherme + 20 ° und von den Polen durch die Isotherme + 10 ° des wärmsten Monats begrenzt sind;

zwei kalte Gürtel, liegt zwischen der Isotherme + 10 ° und und dem wärmsten Monat;

zwei Frostgürtel in der Nähe der Pole und begrenzt durch die 0°-Isotherme des wärmsten Monats. Auf der Nordhalbkugel ist dies Grönland und der Raum in der Nähe des Nordpols, auf der Südhalbkugel - das Gebiet innerhalb des Breitenkreises von 60 ° S. Sch.

Temperaturzonen sind die Grundlage der Klimazonen. Innerhalb jedes Gürtels werden abhängig von der darunter liegenden Oberfläche große Temperaturschwankungen beobachtet. An Land ist der Einfluss des Reliefs auf die Temperatur sehr groß. Die Temperaturänderung mit der Höhe pro 100 m ist in verschiedenen Temperaturzonen nicht gleich. Der vertikale Gradient in der unteren Kilometerschicht der Troposphäre variiert von 0° über der Eisoberfläche der Antarktis bis zu 0,8° im Sommer über tropischen Wüsten. Daher kann die Methode, die Temperaturen mit einem durchschnittlichen Gefälle (6°/100 m) auf Meereshöhe zu bringen, manchmal zu groben Fehlern führen. Die Temperaturänderung mit der Höhe ist die Ursache der vertikalen Klimazonen.

WASSER IN DER ATMOSPHÄRE

Die Erdatmosphäre enthält etwa 14.000 km 3 Wasserdampf. Wasser gelangt hauptsächlich durch Verdunstung von der Erdoberfläche in die Atmosphäre. Feuchtigkeit kondensiert in der Atmosphäre, wird von Luftströmungen getragen und fällt zurück auf die Erdoberfläche. Es gibt einen ständigen Kreislauf des Wassers, der möglich ist, weil es in drei Zuständen vorliegen kann (fest, flüssig und dampfförmig) und sich leicht von einem Zustand in einen anderen bewegen kann.

Eigenschaften der Luftfeuchtigkeit.

Absolute Feuchtigkeit - der Gehalt an Wasserdampf in der Atmosphäre in Gramm pro 1 m 3 Luft ("; a";).

Relative Luftfeuchtigkeit - das Verhältnis des tatsächlichen Wasserdampfdrucks zur Sättigungselastizität, ausgedrückt in Prozent. Die relative Luftfeuchtigkeit charakterisiert den Sättigungsgrad der Luft mit Wasserdampf.

Feuchtigkeitsmangel- Mangel an Sättigung bei einer bestimmten Temperatur:

Taupunkt - die Temperatur, bei der Wasserdampf in der Luft sie sättigt.

Verdunstung und Verdunstung. Wasserdampf gelangt durch Verdunstung von der darunter liegenden Oberfläche (physikalische Verdunstung) und Transpiration in die Atmosphäre. Der Prozess der physikalischen Verdunstung besteht darin, Kohäsionskräfte durch sich schnell bewegende Wassermoleküle zu überwinden, sie von der Oberfläche zu lösen und in die Atmosphäre zu gelangen. Je höher die Temperatur der Verdampfungsoberfläche ist, desto schneller bewegen sich Moleküle und desto mehr von ihnen gelangen in die Atmosphäre.

Wenn die Luft mit Wasserdampf gesättigt ist, hört der Verdunstungsprozess auf.

Der Verdunstungsprozess benötigt Wärme: Die Verdunstung von 1 g Wasser benötigt 597 cal, die Verdunstung von 1 g Eis benötigt 80 cal mehr. Dadurch sinkt die Temperatur der Verdampfungsfläche.

Die Verdunstung aus dem Ozean ist in allen Breiten viel größer als die Verdunstung vom Land. Sein Maximalwert für den Ozean erreicht 3000 cm pro Jahr. In tropischen Breiten sind die jährlichen Verdunstungsmengen von der Meeresoberfläche am größten und ändern sich im Laufe des Jahres nur wenig. In gemäßigten Breiten ist die maximale Verdunstung aus dem Ozean im Winter, in polaren Breiten - im Sommer. Die maximale Verdunstung von der Landoberfläche beträgt 1000 mm. Seine Breitenunterschiede werden durch den Strahlungshaushalt und die Feuchtigkeit bestimmt. Im Allgemeinen nimmt die Verdunstung in Richtung vom Äquator zu den Polen entsprechend der Temperaturabnahme ab.

In Ermangelung einer ausreichenden Feuchtigkeitsmenge auf der Verdunstungsfläche kann die Verdunstung selbst bei hohen Temperaturen und einem enormen Feuchtigkeitsdefizit nicht groß sein. Mögliche Verdunstung - Verdunstung- ist in diesem Fall sehr groß. Oberhalb der Wasseroberfläche fallen Verdunstung und Verdunstung zusammen. Über Land kann die Verdunstung viel geringer sein als die Verdunstung. Die Verdunstung charakterisiert die Menge der möglichen Verdunstung von Land mit ausreichender Feuchtigkeit. Tägliche und jährliche Schwankungen der Luftfeuchtigkeit. Die Luftfeuchtigkeit ändert sich ständig aufgrund von Änderungen der Temperatur der verdunstenden Oberfläche und der Luft, des Verhältnisses von Verdunstungs- und Kondensationsprozessen und der Feuchtigkeitsübertragung.

Tagesverlauf der absoluten Luftfeuchtigkeit kann einfach oder doppelt sein. Die erste fällt mit der täglichen Temperaturschwankung zusammen, hat ein Maximum und ein Minimum und ist typisch für Orte mit ausreichender Feuchtigkeit. Es kann über dem Ozean und im Winter und Herbst über Land beobachtet werden. Der Double Move hat zwei Hochs und zwei Tiefs und ist typisch für Land. Das Morgenminimum vor Sonnenaufgang erklärt sich durch eine sehr schwache Verdunstung (oder sogar deren Abwesenheit) während der Nachtstunden. Mit zunehmendem Eintreffen der Strahlungsenergie der Sonne nimmt die Verdunstung zu, die absolute Luftfeuchtigkeit erreicht gegen 09:00 Uhr ein Maximum. Infolgedessen erfolgt die sich entwickelnde Konvektion - die Übertragung von Feuchtigkeit auf die oberen Schichten - schneller als ihr Eintritt in die Luft von der Verdunstungsoberfläche, daher tritt gegen 16:00 Uhr ein zweites Minimum auf. Am Abend hört die Konvektion auf und die Verdunstung von der tagsüber erhitzten Oberfläche ist immer noch ziemlich intensiv und Feuchtigkeit sammelt sich in den unteren Luftschichten an, wodurch ein zweites (abendliches) Maximum um 20-21 Stunden entsteht.

Der Jahresverlauf der absoluten Feuchte entspricht auch dem Jahresverlauf der Temperatur. Im Sommer ist die absolute Luftfeuchtigkeit am höchsten, im Winter am niedrigsten. Der Tages- und Jahresverlauf der relativen Feuchte ist dem Temperaturverlauf fast überall entgegengesetzt, da der maximale Feuchtegehalt mit steigender Temperatur schneller zunimmt als die absolute Feuchte.

Das tägliche Maximum der relativen Luftfeuchtigkeit tritt vor Sonnenaufgang auf, das Minimum - um 15-16 Stunden. Während des Jahres fällt die maximale relative Luftfeuchtigkeit in der Regel auf den kältesten Monat, das Minimum auf den wärmsten. Ausnahmen sind Gebiete, in denen im Sommer feuchte Winde vom Meer und im Winter trockene Winde vom Festland wehen.

Die Verteilung der Luftfeuchtigkeit. Der Feuchtigkeitsgehalt in der Luft in Richtung vom Äquator zu den Polen nimmt im Allgemeinen von 18-20 mb auf 1-2 ab. Die maximale absolute Feuchtigkeit (mehr als 30 g / m 3) wurde über dem Roten Meer und im Delta des Flusses gemessen. Mekong, das größte durchschnittliche Jahr (mehr als 67 g / m 3) - über dem Golf von Bengalen, das kleinste durchschnittliche Jahr (etwa 1 g / m 3) und das absolute Minimum (weniger als 0,1 g / m 3) - über der Antarktis . Die relative Luftfeuchtigkeit ändert sich relativ wenig mit dem Breitengrad: Beispielsweise beträgt sie bei 0-10° Breite maximal 85 %, bei 30-40° Breite 70 % und bei 60-70° Breite 80 %. Eine merkliche Abnahme der relativen Luftfeuchtigkeit wird nur in Breitengraden von 30-40° auf der Nord- und Südhalbkugel beobachtet. Der höchste Jahresdurchschnittswert der relativen Luftfeuchtigkeit (90%) wurde an der Mündung des Amazonas beobachtet, der niedrigste (28%) - in Khartum (Niltal).

Kondensation und Sublimation. In mit Wasserdampf gesättigter Luft, wenn ihre Temperatur auf den Taupunkt fällt oder die Menge an Wasserdampf darin zunimmt, Kondensation - Wasser geht vom Dampfzustand in den flüssigen Zustand über. Bei Temperaturen unter 0 °C kann Wasser unter Umgehung des flüssigen Zustands in einen festen Zustand übergehen. Dieser Vorgang wird aufgerufen Sublimation. Sowohl Kondensation als auch Sublimation können in der Luft an den Kondensationskernen, auf der Erdoberfläche und auf der Oberfläche verschiedener Objekte auftreten. Wenn die Temperatur der von der darunter liegenden Oberfläche abkühlenden Luft den Taupunkt erreicht, setzen sich Tau, Reif, flüssige und feste Ablagerungen und Reif auf der kalten Oberfläche ab.

Tau - winzige Wassertröpfchen, die oft verschmelzen. Es erscheint normalerweise nachts an der Oberfläche, auf den Blättern von Pflanzen, die durch Wärmestrahlung abgekühlt sind. In gemäßigten Breiten ergibt Tau 0,1-0,3 mm pro Nacht und 10-50 mm pro Jahr.

Raureif - harter weißer Niederschlag. Entsteht unter den gleichen Bedingungen wie Tau, jedoch bei Temperaturen unter 0° (Sublimation). Bei Taubildung wird latente Wärme freigesetzt, bei Reifbildung hingegen wird Wärme aufgenommen.

Flüssige und feste Plaque - ein dünner Wasser- oder Eisfilm, der sich auf senkrechten Flächen (Mauern, Stangen usw.) bildet, wenn kaltes Wetter durch Kontakt von feuchter und warmer Luft mit einer gekühlten Oberfläche in warmes Wetter übergeht.

Raureif - weißes loses Sediment, das sich auf Bäumen, Drähten und Gebäudeecken aus mit Feuchtigkeit gesättigter Luft bei einer Temperatur deutlich unter 0 ° C absetzt Eis. Es bildet sich normalerweise im Herbst und Frühling bei einer Temperatur von 0°, -5°.

Man nennt die Ansammlung von Kondensations- oder Sublimationsprodukten (Wassertröpfchen, Eiskristalle) in den oberflächlichen Luftschichten Nebel oder Dunst. Nebel und Dunst unterscheiden sich in der Tröpfchengröße und verursachen unterschiedliche Grade an reduzierter Sicht. Bei Nebel beträgt die Sichtweite 1 km oder weniger, bei Dunst mehr als 1 km. Wenn die Tröpfchen größer werden, kann der Dunst zu Nebel werden. Die Verdunstung von Feuchtigkeit von der Oberfläche der Tröpfchen kann dazu führen, dass sich der Nebel in Dunst verwandelt.

Kommt es in einer bestimmten Höhe über der Oberfläche zur Kondensation (oder Sublimation) von Wasserdampf, Wolken. Sie unterscheiden sich vom Nebel in ihrer Lage in der Atmosphäre, in ihrer physikalischen Struktur und in ihrer Formenvielfalt. Die Wolkenbildung ist hauptsächlich auf die adiabatische Abkühlung der aufsteigenden Luft zurückzuführen. Aufsteigend und gleichzeitig allmählich abkühlend erreicht die Luft die Grenze, an der ihre Temperatur gleich dem Taupunkt ist. Diese Grenze heißt Kondensationsgrad. Oben beginnt in Gegenwart von Kondensationskernen die Kondensation von Wasserdampf und es können sich Wolken bilden. Die untere Wolkengrenze fällt also praktisch mit der Kondensationshöhe zusammen. Die obere Grenze der Wolken wird durch das Konvektionsniveau bestimmt - die Grenzen der Verteilung aufsteigender Luftströme. Es fällt oft mit den Verzögerungsschichten zusammen.

In großer Höhe, wo die Temperatur der aufsteigenden Luft unter 0° liegt, erscheinen Eiskristalle in der Wolke. Die Kristallisation erfolgt normalerweise bei einer Temperatur von -10 ° C, -15 ° C. Es gibt keine scharfe Grenze zwischen dem Ort flüssiger und fester Elemente in der Wolke, es gibt starke Übergangsschichten. Die Wassertröpfchen und Eiskristalle, aus denen die Wolke besteht, werden von den aufsteigenden Strömungen nach oben getragen und sinken unter der Wirkung der Schwerkraft wieder ab. Beim Unterschreiten der Kondensationsgrenze können die Tröpfchen verdunsten. Je nach Vorherrschen bestimmter Elemente werden Wolken in Wasser, Eis und gemischt unterteilt.

Wasser Wolken bestehen aus Wassertröpfchen. Bei einer negativen Temperatur werden die Tröpfchen in der Wolke unterkühlt (bis auf -30 °C). Der Tröpfchenradius beträgt am häufigsten 2 bis 7 Mikrometer, selten bis zu 100 Mikrometer. In 1 cm 3 einer Wasserwolke befinden sich mehrere hundert Tröpfchen.

Eis Wolken bestehen aus Eiskristallen.

gemischt Wassertropfen unterschiedlicher Größe und Eiskristalle gleichzeitig enthalten. In der warmen Jahreszeit treten Wasserwolken hauptsächlich in den unteren Schichten der Troposphäre auf, gemischt - in der Mitte, Eis - in der oberen. Die moderne internationale Klassifizierung von Wolken basiert auf ihrer Einteilung nach Höhe und Aussehen.

Nach Aussehen und Höhe werden die Wolken in 10 Gattungen eingeteilt:

I Familie (Oberstufe):

1. Art. Zirrus (C)- einzelne zarte Wolken, faserig oder fadenförmig, ohne "Schatten", meist weiß, oft glänzend.

2. Art. Zirrokumulus (CC) - Schichten und Grate aus transparenten Flocken und Kugeln ohne Schatten.

3. Art. Cirrostratus (Cs) - dünnes, weißes, durchscheinendes Tuch.

Alle Wolken der oberen Reihe sind eisig.

II Familie (Mittelstufe):

4. Art. Altokumulus(AC) - Schichten oder Grate aus weißen Platten und Kugeln, Wellen. Sie bestehen aus winzigen Wassertröpfchen.

5. Art. Altostratus(Als) - glatter oder leicht gewellter Schleier von grauer Farbe. Es sind Mischwolken.

III-Familie (untere Stufe):

6. Art. Stratokumulus(Sс) - Schichten und Grate von Blöcken und Wellen von grauer Farbe. Bestehend aus Wassertröpfchen.

7. Art. geschichtet(St) - Schleier aus grauen Wolken. Normalerweise sind dies Wasserwolken.

8. Art. Nimbostratus(Ns) - formlose graue Schicht. Oftmals werden diese Wolken von darunterliegendem Regen begleitet (fn),

Strato-Nimbus-Wolken gemischt.

IV-Familie (Wolken der vertikalen Entwicklung):

9. Art. Kumulus(Si) - dichte wolkige Clubs und Haufen mit einer fast horizontalen Basis. Cumuluswolken sind Wasser Cumuluswolken mit zerrissenen Kanten werden zerrissene Cumulus genannt. (FC).

10. Art. Cumulonimbus(SV) - dichte Clubs entwickelten sich vertikal, im unteren Teil wässrig, im oberen Teil eisig.

Die Art und Form von Wolken werden durch Prozesse bestimmt, die eine Luftkühlung verursachen, die zur Wolkenbildung führt. Ergebend Konvektion, Eine heterogene Oberfläche, die sich beim Erhitzen entwickelt, erzeugt Kumuluswolken (Familie IV). Sie unterscheiden sich je nach Intensität der Konvektion und je nach Lage der Kondensationsebene: Je intensiver die Konvektion, je höher ihr Niveau, desto größer die vertikale Kraft der Quellwolken.

Wenn warme und kalte Luftmassen aufeinander treffen, neigt warme Luft immer dazu, kalte Luft aufzusteigen. Beim Aufsteigen bilden sich durch adiabatische Abkühlung Wolken. Wenn warme Luft entlang einer leicht geneigten (1-2 km in 100-200 km Entfernung) Grenzfläche zwischen warmen und kalten Massen langsam aufsteigt (aufsteigender Schlupfprozess), bildet sich eine durchgehende Wolkenschicht, die sich über Hunderte von Kilometern erstreckt (700-200 km). 900 Kilometer). Es entsteht ein charakteristisches Wolkensystem: Darunter findet man oft zerrissene Regenwolken (fn), über ihnen - geschichteter Regen (Ns), oben - hochschichtig (Als), Cirrostratus (Cs) und Zirruswolken (MIT).

Wenn warme Luft durch darunter strömende kalte Luft kräftig nach oben gedrückt wird, bildet sich ein anderes Wolkensystem. Da sich die Oberflächenschichten kalter Luft aufgrund von Reibung langsamer bewegen als die darüber liegenden Schichten, krümmt sich die Grenzfläche in ihrem unteren Teil stark, warme Luft steigt fast senkrecht auf und es bilden sich darin Kumulonimbuswolken. (Cb). Beobachtet man oben ein Aufwärtsgleiten von Warmluft über Kaltluft, so entstehen (wie im ersten Fall) Nimbostratus-, Altostratus- und Cirrostratuswolken (wie im ersten Fall). Wenn die Aufwärtsbewegung stoppt, bilden sich keine Wolken.

Wolken, die entstehen, wenn warme Luft über kalte Luft steigt, werden als Wolken bezeichnet frontal. Wenn der Luftaufstieg durch seine Strömung auf die Hänge von Bergen und Hügeln verursacht wird, werden die in diesem Fall gebildeten Wolken genannt orographisch. An der unteren Grenze der Inversionsschicht, die die dichteren und weniger dichten Luftschichten trennt, entstehen mehrere hundert Meter lange und 20-50 m hohe Wellen, auf deren Kämmen, wo sich die Luft beim Aufsteigen abkühlt, Wolken bilden ; in den Vertiefungen zwischen den Kämmen tritt keine Wolkenbildung auf. Es gibt also lange parallele Streifen oder Wellen. wellige Wolken. Je nach Höhe ihres Standorts sind sie Altocumulus oder Stratocumulus.

Waren vor Beginn der Wellenbewegung bereits Wolken in der Atmosphäre, werden sie auf den Wellenkämmen dichter und in Senken nimmt die Dichte ab. Das Ergebnis ist der oft beobachtete Wechsel von dunkleren und helleren Wolkenbändern. Bei einer großflächigen turbulenten Vermischung von Luft, beispielsweise durch erhöhte Reibung an der Oberfläche, wenn sie sich vom Meer an Land bewegt, bildet sich eine Wolkenschicht, die sich in unterschiedlichen Teilen in ungleicher Stärke unterscheidet und sogar bricht. Der nächtliche Wärmeverlust durch Strahlung im Winter und Herbst führt zu einer Wolkenbildung in der Luft mit einem hohen Wasserdampfgehalt. Da dieser Prozess ruhig und kontinuierlich abläuft, entsteht eine durchgehende Wolkenschicht, die tagsüber abschmilzt.

Gewitter. Der Prozess der Wolkenbildung wird immer von einer Elektrifizierung und Akkumulation von freien Ladungen in Wolken begleitet. Die Elektrifizierung wird sogar in kleinen Cumuluswolken beobachtet, ist aber besonders intensiv in mächtigen Cumulonimbuswolken mit vertikaler Entwicklung und niedriger Temperatur im oberen Teil (t

Zwischen unterschiedlich geladenen Wolkenabschnitten oder zwischen Wolke und Erde kommt es zu elektrischen Entladungen - Blitz, begleitet Donner. Das ist ein Gewitter. Die Dauer eines Gewitters beträgt maximal mehrere Stunden. Auf der Erde ereignen sich stündlich etwa 2.000 Gewitter. Günstige Bedingungen für das Auftreten von Gewittern sind starke Konvektion und hoher Wassergehalt der Wolken. Daher sind Gewitter über Land besonders häufig in tropischen Breiten (bis zu 150 Tage im Jahr mit Gewitter), in gemäßigten Breiten über Land - mit Gewitter 10-30 Tage im Jahr, über dem Meer - 5-10. Gewitter sind in den Polarregionen sehr selten.

Lichtphänomene in der Atmosphäre. Als Ergebnis der Reflexion, Brechung und Beugung von Lichtstrahlen in Tröpfchen und Eiskristallen von Wolken erscheinen Halos, Kronen und Regenbögen.

Heiligenschein - Dies sind Kreise, Bögen, helle Flecken (falsche Sonnen), farbig und farblos, die in den Eiswolken der oberen Ebene entstehen, häufiger in Cirrostratus. Die Vielfalt des Halo hängt von der Form der Eiskristalle, ihrer Ausrichtung und Bewegung ab; Die Höhe der Sonne über dem Horizont spielt eine Rolle.

Kronen - helle, leicht gefärbte Ringe um die Sonne oder den Mond, die durch dünne Wasserwolken durchscheinen. Es kann eine Krone neben der Leuchte (Halo) geben, und es können mehrere "zusätzliche Ringe" vorhanden sein, die durch Lücken getrennt sind. Jede Krone hat eine dem Stern zugewandte Innenseite, die blau ist, die Außenseite ist rot. Der Grund für das Erscheinen von Kronen ist die Lichtbeugung, wenn es zwischen den Tröpfchen und Kristallen der Wolke hindurchgeht. Die Abmessungen der Krone hängen von der Größe der Tropfen und Kristalle ab: Je größer die Tropfen (Kristalle), desto kleiner die Krone und umgekehrt. Wenn Wolkenelemente in der Wolke größer werden, nimmt der Kronenradius allmählich ab, und wenn die Größe der Wolkenelemente abnimmt (Verdunstung), nimmt er zu. Große weiße Kronen um Sonne oder Mond sind „falsche Sonnen“, Säulen sind Zeichen für gutes Wetter.

Regenbogen Es ist vor dem Hintergrund einer von der Sonne beleuchteten Wolke sichtbar, aus der Regentropfen fallen. Es ist ein Lichtbogen, in Spektralfarben gemalt: Der äußere Rand des Bogens ist rot, der innere Rand violett. Dieser Bogen ist ein Teil eines Kreises, dessen Mittelpunkt durch "; Achse" verbunden ist; (eine gerade Linie) mit dem Auge des Beobachters und mit dem Zentrum der Sonnenscheibe. Steht die Sonne tief am Horizont, sieht der Betrachter den halben Kreis, geht die Sonne auf, wird der Bogen kleiner, da der Kreismittelpunkt unter den Horizont fällt. Wenn die Sonne >42° steht, ist der Regenbogen nicht sichtbar. Von einem Flugzeug aus können Sie einen Regenbogen in Form eines fast vollständigen Kreises beobachten.

Neben dem Hauptregenbogen gibt es sekundäre, leicht farbige. Ein Regenbogen entsteht durch die Brechung und Reflexion von Sonnenlicht in Wassertröpfchen. Die auf die Tropfen fallenden Strahlen kommen aus den Tropfen wie divergierend, farbig, und so sieht sie der Betrachter. Wenn die Strahlen in einem Tropfen zweimal gebrochen werden, erscheint ein sekundärer Regenbogen. Die Farbe des Regenbogens, seine Breite und die Art der Sekundärbögen hängen von der Größe der Tröpfchen ab. Große Tropfen ergeben einen kleineren, aber helleren Regenbogen; wenn die Tropfen abnehmen, wird der Regenbogen breiter, seine Farben werden verschwommen; mit sehr kleinen Tropfen ist es fast weiß. Lichtphänomene in der Atmosphäre, verursacht durch Änderungen des Lichtstrahls unter dem Einfluss von Tröpfchen und Kristallen, ermöglichen die Beurteilung von Wolkenstruktur und -zustand und können für Wettervorhersagen genutzt werden.

Bewölkung, Tages- und Jahresgang, Wolkenverteilung.

Bewölkung - der Grad der Wolkenbedeckung des Himmels: 0 - klarer Himmel, 10 - bedeckt, 5 - die Hälfte des Himmels ist mit Wolken bedeckt, 1 - Wolken bedecken 1/10 des Himmels usw. Bei der Berechnung der durchschnittlichen Bewölkung Es werden auch Zehntel einer Einheit verwendet, zum Beispiel: 0,5 5,0, 8,7 usw. Im täglichen Bewölkungsverlauf über Land finden sich zwei Maxima - am frühen Morgen und am Nachmittag. Am Morgen tragen eine Abnahme der Temperatur und eine Zunahme der relativen Luftfeuchtigkeit zur Bildung von Stratuswolken bei, am Nachmittag treten aufgrund der Entwicklung von Konvektion Kumuluswolken auf. Im Sommer ist das Tagesmaximum ausgeprägter als das Morgenmaximum. Im Winter überwiegen Stratuswolken und die maximale Bewölkung tritt in den Morgen- und Nachtstunden auf. Über dem Ozean ist der tägliche Verlauf der Bewölkung umgekehrt zu seinem Verlauf über Land: Die maximale Bewölkung tritt nachts auf, die minimale - tagsüber.

Der Jahresgang der Bewölkung ist sehr vielfältig. In niedrigen Breiten ändert sich die Wolkendecke das ganze Jahr über nicht wesentlich. Über den Kontinenten tritt im Sommer die maximale Entwicklung von Konvektionswolken auf. Das Maximum der Sommerbewölkung wird im Bereich der Monsunentwicklung sowie über den Ozeanen in hohen Breiten festgestellt. Im Allgemeinen macht sich bei der Verteilung der Bewölkung auf der Erde eine Zoneneinteilung bemerkbar, die hauptsächlich auf die vorherrschende Luftbewegung zurückzuführen ist - ihren Aufstieg oder Abfall. Es werden zwei Maxima festgestellt - über dem Äquator aufgrund starker Aufwärtsbewegungen feuchter Luft und über 60-70 ° mit. und y.sh. im Zusammenhang mit dem Aufsteigen von Luft in Wirbelstürmen, die in gemäßigten Breiten vorherrschen. Über Land ist die Bewölkung geringer als über dem Ozean, und die Zonalität ist weniger ausgeprägt. Wolkenminima sind auf 20-30°S beschränkt. und s. Sch. und zu den Polen; Sie sind mit dem Absenken der Luft verbunden.

Die durchschnittliche jährliche Bewölkung für die gesamte Erde beträgt 5,4; über Land 4,9; über dem Ozean 5.8. Die minimale durchschnittliche jährliche Bewölkung wird in Assuan (Ägypten) mit 0,5 angegeben. Die maximale durchschnittliche jährliche Bewölkung (8,8) wurde im Weißen Meer beobachtet; Die nördlichen Regionen des Atlantischen und Pazifischen Ozeans und die Küste der Antarktis sind von großen Wolken geprägt.

Wolken spielen eine sehr wichtige Rolle in der geografischen Hülle. Sie tragen Feuchtigkeit, Niederschlag ist mit ihnen verbunden. Die Wolkendecke reflektiert und streut die Sonnenstrahlung und verzögert gleichzeitig die Wärmestrahlung der Erdoberfläche, wodurch die Temperatur der unteren Luftschichten reguliert wird: Ohne Wolken würden die Schwankungen der Lufttemperatur sehr stark ausfallen.

Niederschlag. Niederschlag ist Wasser, das in Form von Regen, Nieselregen, Körnern, Schnee, Hagel aus der Atmosphäre an die Oberfläche gefallen ist. Niederschlag fällt hauptsächlich aus Wolken, aber nicht jede Wolke gibt Niederschlag. Die Wassertröpfchen und Eiskristalle in der Wolke sind sehr klein, werden leicht von der Luft gehalten und selbst schwache Aufwärtsströmungen tragen sie nach oben. Niederschlag erfordert, dass Wolkenelemente groß genug werden, um steigende Strömungen und Luftwiderstand zu überwinden. Die Vergrößerung einiger Elemente der Wolke erfolgt auf Kosten anderer, erstens durch das Verschmelzen von Tröpfchen und das Anhaften von Kristallen und zweitens, und das ist die Hauptsache, durch das Verdampfen einiger Elemente der Wolke, diffuse Übertragung und Kondensation von Wasserdampf auf andere.

Die Kollision von Tropfen oder Kristallen erfolgt bei zufälligen (turbulenten) Bewegungen oder wenn sie mit unterschiedlichen Geschwindigkeiten fallen. Der Fusionsprozess wird durch einen Luftfilm auf der Oberfläche der Tröpfchen, der die kollidierenden Tröpfchen zum Abprallen bringt, sowie durch gleichnamige elektrische Ladungen behindert. Das Wachstum einiger Wolkenelemente auf Kosten anderer durch den diffusen Wasserdampftransport ist in gemischten Wolken besonders intensiv. Da der maximale Feuchtigkeitsgehalt über Wasser größer ist als über Eis, kann bei Eiskristallen in einer Wolke Wasserdampf den Raum sättigen, während es bei Wassertropfen keine Sättigung gibt. Infolgedessen beginnen die Tröpfchen zu verdampfen und die Kristalle wachsen aufgrund der Feuchtigkeitskondensation auf ihrer Oberfläche schnell.

Bei Vorhandensein von Tröpfchen unterschiedlicher Größe in einer Wasserwolke beginnt sich Wasserdampf zu größeren Tropfen und deren Wachstum zu bewegen. Da dieser Vorgang aber sehr langsam ist, fallen aus Wasserwolken (Stratus, Stratocumulus) sehr kleine Tropfen (0,05-0,5 mm Durchmesser). Wolken mit homogener Struktur erzeugen normalerweise keinen Niederschlag. Besonders günstige Bedingungen für das Auftreten von Niederschlag in Wolken mit vertikaler Entwicklung. Im unteren Teil einer solchen Wolke befinden sich Wassertropfen, im oberen Teil Eiskristalle, in der Zwischenzone unterkühlte Tropfen und Kristalle.

In seltenen Fällen, wenn in sehr feuchter Luft viele Kondensationskerne vorhanden sind, kann man den Niederschlag einzelner Regentropfen ohne Wolken beobachten. Regentropfen haben einen Durchmesser von 0,05 bis 7 mm (durchschnittlich 1,5 mm), größere Tropfen zerfallen in der Luft. Tropfenform bis 0,5 mm Durchmesser Nieselregen.

Die herabfallenden Nieselregen sind für das Auge nicht wahrnehmbar. Echter Regen ist umso größer, je stärker die aufsteigenden Luftströmungen von fallenden Tropfen überwunden werden.Bei einer aufsteigenden Luftgeschwindigkeit von 4 m/s fallen Tropfen mit einem Durchmesser von mindestens 1 mm auf die Erdoberfläche: Aufsteigende Strömungen mit einer Geschwindigkeit von 8 m / s kann selbst die größten Tropfen nicht überwinden. Die Temperatur der fallenden Regentropfen ist immer etwas niedriger als die Lufttemperatur. Wenn die aus der Wolke fallenden Eiskristalle nicht in der Luft schmelzen, fällt fester Niederschlag (Schnee, Körner, Hagel) an die Oberfläche.

Schneeflocken sind sechseckige Eiskristalle mit Strahlen, die im Prozess der Sublimation entstehen. Nasse Schneeflocken kleben zu Schneeflocken zusammen. Schneepellets ist Sphärokristalle, die aus dem zufälligen Wachstum von Eiskristallen unter Bedingungen hoher relativer Luftfeuchtigkeit (größer als 100 %) entstehen. Wenn ein Schneepellet mit einer dünnen Eisschicht bedeckt wird, verwandelt es sich in Eisgrütze.

Heil fällt in der warmen Jahreszeit aus mächtigen Cumulonimbuswolken . Normalerweise ist Hagelschlag nur von kurzer Dauer. Hagelkörner entstehen durch die wiederholte Auf- und Abwärtsbewegung von Eispellets in der Wolke. Beim Herunterfallen fallen die Körner in die Zone der unterkühlten Wassertröpfchen und werden mit einer transparenten Eishülle bedeckt; dann steigen sie wieder in die Zone der Eiskristalle auf und auf ihrer Oberfläche bildet sich eine undurchsichtige Schicht aus winzigen Kristallen.

Das Hagelkorn hat einen Schneekern und eine Reihe abwechselnd durchsichtiger und undurchsichtiger Eisschalen. Die Anzahl der Granaten und die Größe des Hagelkorns hängen davon ab, wie oft es in der Wolke aufstieg und fiel. Am häufigsten fallen Hagelkörner mit einem Durchmesser von 6-20 mm aus, manchmal sind es viel größere. Normalerweise fällt Hagel in gemäßigten Breiten, aber der heftigste Hagelfall tritt in den Tropen auf. In den Polarregionen fällt kein Hagel.

Der Niederschlag wird als Dicke der Wasserschicht in Millimetern gemessen, die als Folge von Niederschlag auf einer horizontalen Oberfläche ohne Verdunstung und Infiltration in den Boden gebildet werden könnte. Entsprechend der Intensität (die Anzahl der Millimeter Niederschlag in 1 Minute) wird der Niederschlag in schwach, mittel und stark unterteilt. Die Art der Niederschläge hängt von den Bedingungen ihrer Bildung ab.

Niederschlag über Kopf, gekennzeichnet durch Gleichmäßigkeit und Dauer, fallen normalerweise in Form von Regen aus Nimbostratus-Wolken.

starker Regen gekennzeichnet durch einen schnellen Intensitätswechsel und eine kurze Dauer. Sie fallen aus Cumulus-Stratus-Wolken in Form von Regen, Schnee und gelegentlichem Regen und Hagel. Getrennte Schauer mit einer Intensität von bis zu 21,5 mm/min (Hawaii-Inseln) wurden festgestellt.

Nieselregen fallen aus Stratocumulus- und Stratocumulus-Wolken. Die Tröpfchen, aus denen sie bestehen (bei kaltem Wetter die kleinsten Kristalle), sind kaum sichtbar und scheinen in der Luft zu schweben.

Der tägliche Niederschlagsverlauf fällt mit dem täglichen Bewölkungsverlauf zusammen. Es gibt zwei Arten von täglichen Niederschlagsmustern – kontinental und marine (Küste). kontinentaler Art hat zwei Maxima (morgens und nachmittags) und zwei Minima (nachts und vormittags). mariner Typ- ein Maximum (Nacht) und ein Minimum (Tag). Der jährliche Niederschlagsverlauf ist in verschiedenen Breitenzonen und in verschiedenen Teilen derselben Zone unterschiedlich. Sie hängt von der Wärmemenge, dem thermischen Regime, der Luftbewegung, der Verteilung von Wasser und Land und in hohem Maße von der Topographie ab. Die ganze Vielfalt des jährlichen Niederschlagsverlaufs lässt sich nicht auf mehrere Typen reduzieren, aber man kann die charakteristischen Merkmale für verschiedene Breitengrade feststellen, die es ermöglichen, von seiner Zonalität zu sprechen. Äquatoriale Breiten sind durch zwei Regenzeiten (nach der Tagundnachtgleiche) gekennzeichnet, die durch zwei Trockenzeiten getrennt sind. In Richtung der Tropen treten Änderungen im jährlichen Niederschlagsregime auf, die sich in der Konvergenz der Regenzeiten und ihrem Zusammenfluss in der Nähe der Tropen zu einer Jahreszeit mit starken Regenfällen ausdrücken, die 4 Monate im Jahr andauern. In subtropischen Breiten (35-40°) gibt es auch eine Regenzeit, die aber in den Winter fällt. In den gemäßigten Breiten ist der jährliche Niederschlagsverlauf über dem Ozean, dem Inneren der Kontinente und den Küsten unterschiedlich. Winterniederschläge herrschen über dem Ozean und Sommerniederschläge über den Kontinenten. Sommerniederschläge sind auch typisch für polare Breiten. Der jeweilige jährliche Niederschlagsverlauf kann nur unter Berücksichtigung der Zirkulation der Atmosphäre erklärt werden.

Niederschlag ist am häufigsten in äquatorialen Breiten, wo die jährliche Menge 1000-2000 mm übersteigt. Auf den äquatorialen Inseln des Pazifischen Ozeans fallen bis zu 4000-5000 mm pro Jahr und an den Luvhängen der Berge tropischer Inseln bis zu 10000 mm. Starke Regenfälle werden durch starke konvektive Strömungen sehr feuchter Luft verursacht. Nördlich und südlich der äquatorialen Breiten nimmt die Niederschlagsmenge ab und erreicht ein Minimum in der Nähe des 25-35 ° -Breitengrads, wo ihre durchschnittliche jährliche Menge nicht mehr als 500 mm beträgt. Im Inneren der Kontinente und an den Westküsten fällt stellenweise mehrere Jahre kein Regen. In gemäßigten Breiten nimmt die Niederschlagsmenge wieder zu und beträgt durchschnittlich 800 mm pro Jahr; im inneren Teil der Kontinente gibt es weniger von ihnen (500, 400 und sogar 250 mm pro Jahr); an den Ufern des Ozeans mehr (bis zu 1000 mm pro Jahr). In hohen Breiten, bei niedrigen Temperaturen und geringem Feuchtigkeitsgehalt in der Luft, die jährliche Niederschlagsmenge

Der maximale durchschnittliche jährliche Niederschlag fällt in Cherrapunji (Indien) - etwa 12.270 mm. Der größte jährliche Niederschlag beträgt etwa 23.000 mm, der kleinste - mehr als 7.000 mm. Der minimale aufgezeichnete durchschnittliche jährliche Niederschlag liegt in Assuan (0).

Die gesamte Niederschlagsmenge, die in einem Jahr auf die Erdoberfläche fällt, kann darauf eine bis zu 1000 mm hohe zusammenhängende Schicht bilden.

Schneedecke. Die Schneedecke entsteht durch den Fall von Schnee auf der Erdoberfläche bei einer Temperatur, die niedrig genug ist, um sie aufrechtzuerhalten. Es zeichnet sich durch Höhe und Dichte aus.

Die Höhe der Schneedecke, gemessen in Zentimetern, hängt von der Niederschlagsmenge ab, die auf eine Flächeneinheit gefallen ist, von der Schneedichte (Verhältnis von Masse zu Volumen), vom Gelände, von der Vegetationsdecke und auch auf den Wind, der den Schnee bewegt. In gemäßigten Breiten beträgt die übliche Höhe der Schneedecke 30-50 cm, ihre höchste Höhe in Russland wird im Becken des Mittellaufs des Jenissei festgestellt - 110 cm, in den Bergen kann sie mehrere Meter erreichen.

Mit einer hohen Albedo und einer hohen Strahlung trägt die Schneedecke dazu bei, die Temperatur der oberen Luftschichten zu senken, insbesondere bei klarem Wetter. Die minimalen und maximalen Lufttemperaturen über der Schneedecke sind niedriger als unter den gleichen Bedingungen, aber ohne diese.

In den Polar- und Hochgebirgsregionen ist die Schneedecke permanent. In gemäßigten Breiten variiert die Dauer des Auftretens je nach klimatischen Bedingungen. Eine Schneedecke, die einen Monat lang bestehen bleibt, wird als stabil bezeichnet. Eine solche Schneedecke wird jährlich in den meisten Gebieten Russlands gebildet. Im hohen Norden dauert es 8-9 Monate, in den zentralen Regionen - 4-6, an den Ufern des Asowschen und Schwarzen Meeres ist die Schneedecke instabil. Die Schneeschmelze wird hauptsächlich durch die Einwirkung warmer Luft aus anderen Gebieten verursacht. Unter Einwirkung von Sonnenlicht schmilzt etwa 36 % der Schneedecke. Warmer Regen hilft beim Schmelzen. Kontaminierter Schnee schmilzt schneller.

Schnee schmilzt nicht nur, sondern verdunstet auch in trockener Luft. Aber die Verdunstung der Schneedecke ist weniger wichtig als das Schmelzen.

Flüssigkeitszufuhr. Um die Bedingungen der Oberflächenbefeuchtung abzuschätzen, reicht es nicht aus, nur die Niederschlagsmenge zu kennen. Bei gleicher Niederschlagsmenge, aber unterschiedlicher Evapotranspiration können die Befeuchtungsbedingungen sehr unterschiedlich sein. Um die Feuchtigkeitsbedingungen zu charakterisieren, verwenden Sie Feuchtigkeitskoeffizient (K), das Verhältnis der Niederschlagsmenge darstellt (r) zur Verdunstung (Essen) für denselben Zeitraum.

Feuchtigkeit wird normalerweise in Prozent ausgedrückt, kann aber auch als Bruch ausgedrückt werden. Ist die Niederschlagsmenge geringer als die Verdunstung, d.h. Zu weniger als 100 % (bzw Zu kleiner als 1), Feuchtigkeit ist unzureichend. Beim Zu mehr als 100 % Feuchtigkeit kann zu viel sein, bei K=100 % ist es normal. Bei K = 10 % (0,1) oder weniger als 10 % spricht man von vernachlässigbarer Feuchtigkeit.

In Halbwüsten beträgt K 30 %, aber 100 % (100-150 %).

Im Laufe des Jahres fallen durchschnittlich 511.000 km 3 Niederschlag auf die Erdoberfläche, davon fallen 108.000 km 3 (21%) auf das Land, der Rest ins Meer. Fast die Hälfte aller Niederschläge fällt zwischen 20°N. Sch. und 20° S Sch. Die Polarregionen machen nur 4% des Niederschlags aus.

Im Durchschnitt verdunstet in einem Jahr so ​​viel Wasser von der Erdoberfläche, wie auf sie fällt. Die Hauptquelle"; Feuchtigkeit in der Atmosphäre ist Ozean in subtropischen Breiten, wo Oberflächenerwärmung Bedingungen für maximale Verdunstung bei einer bestimmten Temperatur schafft. In denselben Breitengraden an Land, wo die Verdunstung hoch ist und es nichts zu verdunsten gibt, entstehen abflusslose Regionen und Wüsten. Für den Ozean insgesamt ist die Wasserbilanz negativ (Verdunstung ist mehr Niederschlag), an Land ist sie positiv (Verdunstung ist weniger Niederschlag). Die Gesamtbilanz wird durch einen Abfluss „Überschuss“ ausgeglichen; Wasser vom Land zum Meer.

Modus Atmosphäre Die Erde wurde untersucht als ... Einfluss auf Strahlung und Thermal-ModusAtmosphäre Wetter bestimmen und... Oberflächen. Großer Teil Thermal- die Energie, die es erhält Atmosphäre, kommt von zugrunde liegendeOberflächen ...

Thermische Energie dringt hauptsächlich von der darunter liegenden Oberfläche in die unteren Schichten der Atmosphäre ein. Das thermische Regime dieser Schichten

ist eng mit dem thermischen Regime der Erdoberfläche verbunden, daher gehört ihre Erforschung auch zu den wichtigen Aufgaben der Meteorologie.

Die wichtigsten physikalischen Prozesse, bei denen der Boden Wärme aufnimmt oder abgibt, sind: 1) Strahlungswärmeübertragung; 2) turbulenter Wärmeaustausch zwischen der darunter liegenden Oberfläche und der Atmosphäre; 3) molekularer Wärmeaustausch zwischen der Bodenoberfläche und der unteren festen angrenzenden Luftschicht; 4) Wärmeaustausch zwischen Bodenschichten; 5) Phasenwärmeübertragung: Wärmeverbrauch für die Wasserverdunstung, das Schmelzen von Eis und Schnee an der Oberfläche und in der Tiefe des Bodens oder ihre Freisetzung bei umgekehrten Prozessen.

Das thermische Regime der Erdoberfläche und der Gewässer wird durch ihre thermophysikalischen Eigenschaften bestimmt. Bei der Vorbereitung sollte besonderes Augenmerk auf die Herleitung und Analyse der Bodenwärmeleitfähigkeitsgleichung (Fourier-Gleichung) gelegt werden. Wenn der Boden vertikal gleichmäßig ist, dann seine Temperatur t in einer Tiefe z zum Zeitpunkt t kann aus der Fourier-Gleichung bestimmt werden

wo a- Temperaturleitfähigkeit des Bodens.

Die Konsequenz dieser Gleichung sind die Grundgesetze der Ausbreitung von Temperaturschwankungen im Boden:

1. Das Gesetz der Invarianz der Schwingungsperiode mit der Tiefe:

T(z) = konstant(2)

2. Das Gesetz der Abnahme der Schwingungsamplitude mit der Tiefe:

(3)

wobei und Amplituden in der Tiefe sind a- Temperaturleitfähigkeit der zwischen den Tiefen liegenden Bodenschicht;

3. Das Gesetz der Phasenverschiebung von Schwingungen mit der Tiefe (das Verzögerungsgesetz):

(4)

wo ist die Verzögerung, d.h. die Differenz zwischen den Zeitpunkten des Einsetzens derselben Schwingungsphase (z. B. Maximum) in Tiefen und Temperaturschwankungen dringen in den Boden bis in eine Tiefe ein znp definiert durch das Verhältnis:

(5)

Darüber hinaus müssen eine Reihe von Konsequenzen aus dem Gesetz der Abnahme der Schwingungsamplitude mit der Tiefe beachtet werden:

a) die Tiefen, in denen in verschiedenen Böden ( ) Amplituden von Temperaturschwankungen mit gleicher Periode ( = T 2) Abnahme um die gleiche Anzahl wie Quadratwurzeln der Temperaturleitfähigkeit dieser Böden zueinander in Beziehung stehen

b) die Tiefen, in denen im gleichen Boden ( a= const) Amplituden von Temperaturschwankungen mit unterschiedlichen Perioden ( ) um denselben Betrag verringern =konst, sind wie die Quadratwurzeln der Schwingungsperioden zueinander in Beziehung gesetzt

(7)

Es ist notwendig, die physikalische Bedeutung und die Merkmale der Bildung von Wärmeströmen in den Boden klar zu verstehen.

Die Oberflächendichte des Wärmeflusses im Boden wird durch die Formel bestimmt:

wobei λ der Wärmeleitfähigkeitskoeffizient des vertikalen Temperaturgradienten des Bodens ist.

Sofortwert R werden in kW/m auf das nächste Hundertstel ausgedrückt, die Summen R - in MJ / m 2 (stündlich und täglich - bis zu Hundertstel, monatlich - bis zu Einheiten, jährlich - bis zu zehn).

Die mittlere Oberflächenwärmestromdichte durch die Bodenoberfläche über ein Zeitintervall t wird durch die Formel beschrieben

wobei C die volumetrische Wärmekapazität des Bodens ist; Intervall; z „S- Eindringtiefe von Temperaturschwankungen; ∆TCP- die Differenz zwischen den Durchschnittstemperaturen der Bodenschicht zur Tiefe znp am Ende und am Anfang des Intervalls m. Geben wir die wichtigsten Beispiele für Aufgaben zum Thema „Thermisches Regime des Bodens“.

Aufgabe 1. In welcher Tiefe nimmt es ab e mal die Amplitude der täglichen Schwankungen im Boden mit einem Koeffizienten der Temperaturleitfähigkeit a\u003d 18,84 cm 2 / h?

Entscheidung. Aus Gleichung (3) folgt, dass die Amplitude der Tagesschwankungen in einer der Bedingung entsprechenden Tiefe um den Faktor e abnimmt

Aufgabe 2. Ermitteln Sie die Eindringtiefe der täglichen Temperaturschwankungen in Granit und Trockensand, wenn die extremen Oberflächentemperaturen benachbarter Flächen bei Granitboden 34,8 °C und 14,5 °C und bei Trockensandboden 42,3 °C und 7,8 °C betragen. Temperaturleitfähigkeit von Granit a g \u003d 72,0 cm 2 / h, trockener Sand a n \u003d 23,0 cm 2 / h.

Entscheidung. Die Temperaturamplitude auf der Oberfläche von Granit und Sand ist gleich:

Die Eindringtiefe wird durch die Formel (5) berücksichtigt:

Aufgrund der größeren Temperaturleitfähigkeit von Granit haben wir auch eine größere Eindringtiefe der täglichen Temperaturschwankungen erhalten.

Aufgabe 3. Unter der Annahme, dass sich die Temperatur der oberen Bodenschicht linear mit der Tiefe ändert, sollte man die Oberflächenwärmestromdichte in trockenem Sand berechnen, wenn seine Oberflächentemperatur 23,6 beträgt "MIT, und die Temperatur in 5 cm Tiefe beträgt 19,4 °C.

Entscheidung. Der Temperaturgradient des Bodens ist in diesem Fall gleich:

Wärmeleitfähigkeit von trockenem Sand λ= 1,0 W/m*K. Der Wärmefluss in den Boden wird durch die Formel bestimmt:

P = -λ - = 1,0 84,0 10 "3 \u003d 0,08 kW / m²

Das thermische Regime der Oberflächenschicht der Atmosphäre wird hauptsächlich durch turbulente Vermischung bestimmt, deren Intensität von dynamischen Faktoren (Rauhigkeit der Erdoberfläche und Windgeschwindigkeitsgradienten auf verschiedenen Ebenen, Bewegungsskala) und thermischen Faktoren (Inhomogenität der Erwärmung) abhängt verschiedener Teile der Oberfläche und vertikale Temperaturverteilung).

Zur Charakterisierung der Intensität der turbulenten Vermischung wird der turbulente Austauschkoeffizient verwendet SONDERN und Turbulenzkoeffizient ZU. Sie sind durch die Relation verwandt

K \u003d A / p(10)

wo R - Luftdichte.

Turbulenzkoeffizient Zu gemessen in m 2 / s, auf Hundertstel genau. Üblicherweise wird in der Oberflächenschicht der Atmosphäre der Turbulenzkoeffizient verwendet ZU] auf hoch G"= 1 m. Innerhalb der Deckschicht:

wo z- Höhe (m).

Sie müssen die grundlegenden Methoden zur Bestimmung kennen ZU\.

Aufgabe 1. Berechnen Sie die Oberflächendichte des vertikalen Wärmestroms in der Oberflächenschicht der Atmosphäre durch den Bereich, in dem die Luftdichte normal ist, der Turbulenzkoeffizient 0,40 m 2 /s beträgt und der vertikale Temperaturgradient 30,0 °C/100 m beträgt.

Entscheidung. Wir berechnen die Oberflächendichte des vertikalen Wärmestroms nach der Formel

L = 1,3 * 1005 * 0,40 *

Untersuchen Sie die Faktoren, die das thermische Regime der Oberflächenschicht der Atmosphäre beeinflussen, sowie periodische und nicht periodische Änderungen der Temperatur der freien Atmosphäre. Die Gleichungen des Wärmehaushalts der Erdoberfläche und der Atmosphäre beschreiben das Erhaltungsgesetz der von der aktiven Erdschicht empfangenen Energie. Betrachten Sie den Tages- und Jahresverlauf der Wärmebilanz und die Gründe für deren Veränderung.

Literatur

Kapitel Sch, CH. 2, § 1 -8.

Fragen zur Selbstprüfung

1. Welche Faktoren bestimmen das thermische Regime von Böden und Gewässern?

2. Welche physikalische Bedeutung haben thermophysikalische Eigenschaften und wie wirken sie sich auf das Temperaturregime von Boden, Luft, Wasser aus?

3. Wovon und wie hängen die Amplituden der täglichen und jährlichen Schwankungen der Bodenoberflächentemperatur ab?

4. Formulieren Sie die Grundgesetze der Verteilung von Temperaturschwankungen im Boden?

5. Welche Konsequenzen ergeben sich aus den Grundgesetzen der Verteilung von Temperaturschwankungen im Boden?

6. Wie groß sind die durchschnittlichen Eindringtiefen der täglichen und jährlichen Temperaturschwankungen in Böden und Gewässer?

7. Welchen Einfluss haben Vegetation und Schneebedeckung auf das Wärmeregime des Bodens?

8. Was sind die Merkmale des thermischen Regimes von Gewässern im Gegensatz zum thermischen Regime des Bodens?

9. Welche Faktoren beeinflussen die Intensität von Turbulenzen in der Atmosphäre?

10. Welche quantitativen Eigenschaften von Turbulenz kennen Sie?

11. Was sind die wichtigsten Methoden zur Bestimmung des Turbulenzkoeffizienten, ihre Vor- und Nachteile?

12. Zeichnen und analysieren Sie den täglichen Verlauf des Turbulenzkoeffizienten über Land- und Wasseroberflächen. Was sind die Gründe für ihren Unterschied?

13. Wie wird die Oberflächendichte des vertikalen turbulenten Wärmeflusses in der Oberflächenschicht der Atmosphäre bestimmt?

Der Boden ist eine Komponente des Klimasystems, das der aktivste Akkumulator von Sonnenwärme ist, die auf die Erdoberfläche gelangt.

Der Tagesverlauf der Untergrundtemperatur hat ein Maximum und ein Minimum. Das Minimum tritt bei Sonnenaufgang auf, das Maximum am Nachmittag. Die Phase des Tagesgangs und seine Tagesamplitude sind abhängig von der Jahreszeit, der Beschaffenheit des Untergrunds, der Menge und des Niederschlags, sowie vom Standort der Stationen, der Bodenart und ihrer mechanischen Zusammensetzung.

Je nach mechanischer Zusammensetzung werden Böden in sandige, sandige und lehmige Böden eingeteilt, die sich in Wärmekapazität, Temperaturleitfähigkeit und genetischen Eigenschaften (insbesondere in der Farbe) unterscheiden. Dunkle Böden absorbieren mehr Sonnenstrahlung und erwärmen sich daher stärker als helle Böden. Sandige und sandige Lehmböden, gekennzeichnet durch eine kleinere, wärmer als lehmig.

Der Jahresverlauf der Untergrundtemperatur zeigt eine einfache Periodizität mit einem Minimum im Winter und einem Maximum im Sommer. In den meisten Gebieten Russlands wird die höchste Bodentemperatur im Juli, im Fernen Osten im Küstenstreifen des Ochotskischen Meeres, im und - im Juli - August, im Süden der Region Primorsky - im August beobachtet .

Die maximalen Temperaturen der darunter liegenden Oberfläche während des größten Teils des Jahres charakterisieren den extremen thermischen Zustand des Bodens und nur für die kältesten Monate - die Oberfläche.

Die für den Untergrund günstigen Wetterbedingungen, um maximale Temperaturen zu erreichen, sind: leicht bewölktes Wetter, wenn die Sonneneinstrahlung maximal ist; niedrige Windgeschwindigkeiten oder Windstille, da eine Erhöhung der Windgeschwindigkeit die Verdunstung von Feuchtigkeit aus dem Boden erhöht; eine geringe Niederschlagsmenge, da trockener Boden durch geringere Wärme- und Wärmeleitfähigkeit gekennzeichnet ist. Außerdem wird in trockenem Boden weniger Wärme für die Verdunstung verbraucht. So werden absolute Temperaturmaxima meist an den klarsten Sonnentagen auf trockenem Boden und meist in den Nachmittagsstunden beobachtet.

Die räumliche Verteilung der Mittelwerte aus den absoluten Jahresmaxima der Untergrundtemperatur ist ähnlich der Verteilung der Isogeothermen der mittleren Monatstemperaturen der Bodenoberfläche in den Sommermonaten. Isogeothermen sind hauptsächlich Breitengrade. Der Einfluss der Meere auf die Temperatur der Bodenoberfläche zeigt sich darin, dass an der Westküste Japans und auf Sachalin und Kamtschatka die Breitenrichtung der Isogeoterme gestört ist und sich dem Meridional annähert (wiederholt die Umrisse von der Küste). Im europäischen Teil Russlands variieren die Mittelwerte der absoluten Jahresmaxima der zugrunde liegenden Oberflächentemperatur von 30–35 ° C an der Küste der Nordmeere bis zu 60–62 ° C im Süden von Rostov Region, in den Gebieten Krasnodar und Stawropol, in der Republik Kalmückien und der Republik Dagestan. Im Gebiet ist das Mittel der absoluten Jahresmaxima der Bodenoberflächentemperatur um 3–5 °C niedriger als in den nahe gelegenen Flachgebieten, was mit dem Einfluss der Höhenlage auf die Zunahme der Niederschläge im Gebiet und der Bodenfeuchte zusammenhängt. Flache Gebiete, die von Hügeln vor den vorherrschenden Winden geschlossen sind, zeichnen sich durch eine geringere Niederschlagsmenge und geringere Windgeschwindigkeiten und folglich durch erhöhte Werte extremer Temperaturen der Bodenoberfläche aus.

Der schnellste Anstieg der Extremtemperaturen von Nord nach Süd tritt in der Übergangszone von Wald und Zonen zur Zone auf, was mit einer Abnahme der Niederschläge in der Steppenzone und einer Änderung der Bodenzusammensetzung einhergeht. Im Süden, bei einem allgemein niedrigen Feuchtigkeitsgehalt im Boden, entsprechen die gleichen Änderungen der Bodenfeuchte signifikanteren Unterschieden in der Temperatur von Böden, die sich in der mechanischen Zusammensetzung unterscheiden.

Auch in den nördlichen Regionen des europäischen Teils Russlands nimmt der Durchschnitt der absoluten jährlichen Höchstwerte der Temperatur der darunter liegenden Oberfläche von Süden nach Norden beim Übergang von der Waldzone zu Zonen und Tundragebieten stark ab übermäßige Feuchtigkeit. Die nördlichen Regionen des europäischen Teils Russlands unterscheiden sich unter anderem aufgrund aktiver Zyklonaktivität von den südlichen Regionen durch eine erhöhte Bewölkung, die die Ankunft der Sonnenstrahlung auf der Erdoberfläche stark verringert.

Im asiatischen Teil Russlands treten die niedrigsten durchschnittlichen absoluten Maxima auf den Inseln und im Norden auf (12–19 °C). Wenn wir uns nach Süden bewegen, nehmen extreme Temperaturen zu, und im Norden der europäischen und asiatischen Teile Russlands tritt dieser Anstieg stärker auf als im Rest des Territoriums. In Gebieten mit minimalen Niederschlägen (z. B. in den Gebieten zwischen den Flüssen Lena und Aldan) werden Taschen mit erhöhten Extremtemperaturen unterschieden. Da die Regionen sehr komplex sind, unterscheiden sich die extremen Temperaturen der Bodenoberfläche für Stationen in verschiedenen Reliefformen (Bergregionen, Becken, Tiefland, Täler großer sibirischer Flüsse) stark. Die Mittelwerte der absoluten Jahreshöchsttemperaturen der darunter liegenden Oberfläche erreichen die höchsten Werte im Süden des asiatischen Teils Russlands (mit Ausnahme der Küstengebiete). Im Süden der Region Primorsky ist der Durchschnitt der absoluten jährlichen Maxima niedriger als in kontinentalen Regionen auf demselben Breitengrad. Hier erreichen ihre Werte 55–59 ° C.

Die Mindesttemperaturen des Untergrunds werden auch unter ganz bestimmten Bedingungen beobachtet: in den kältesten Nächten, in der Nähe des Sonnenaufgangs, bei antizyklonalen Wetterlagen, wenn geringe Bewölkung eine maximale effektive Strahlung begünstigt.

Die Verteilung der durchschnittlichen Isogeothermen von den absoluten jährlichen Minima der darunter liegenden Oberflächentemperatur ist ähnlich der Verteilung der Isothermen der minimalen Lufttemperaturen. In den meisten Gebieten Russlands, mit Ausnahme der südlichen und nördlichen Regionen, nehmen die durchschnittlichen Isogeothermen der absoluten jährlichen Mindesttemperaturen der darunter liegenden Oberfläche eine meridionale Orientierung ein (von West nach Ost abnehmend). Im europäischen Teil Russlands variiert der Durchschnitt der absoluten jährlichen Mindesttemperaturen der darunter liegenden Oberfläche von -25 ° C in den westlichen und südlichen Regionen bis zu -40 ... -45 ° C in den östlichen und insbesondere nordöstlichen Regionen (Timan Ridge und Bolshezemelskaya Tundra). Die höchsten Mittelwerte der absoluten jährlichen Temperaturminima (–16…–17°C) treten an der Schwarzmeerküste auf. In den meisten asiatischen Teilen Russlands variiert der Durchschnitt der absoluten jährlichen Minima innerhalb von -45 ... -55 ° C. Eine solch unbedeutende und ziemlich gleichmäßige Temperaturverteilung über ein weites Gebiet hängt mit der Gleichmäßigkeit der Bedingungen für die Bildung von Mindesttemperaturen in Gebieten zusammen, die dem Einfluss des Sibiriers unterliegen.

In Gebieten Ostsibiriens mit komplexem Relief, insbesondere in der Republik Sacha (Jakutien), haben Reliefmerkmale neben Strahlungsfaktoren einen erheblichen Einfluss auf die Abnahme der Mindesttemperaturen. Hier werden unter den schwierigen Bedingungen eines Berglandes in Senken und Becken besonders günstige Bedingungen für die Kühlung des Untergrundes geschaffen. Die Republik Sacha (Jakutien) hat die niedrigsten Durchschnittswerte der absoluten Jahresminima der zugrunde liegenden Oberflächentemperatur in Russland (bis zu –57…–60°С).

An der Küste der arktischen Meere sind die Mindesttemperaturen aufgrund der Entwicklung aktiver Zyklonaktivität im Winter höher als im Landesinneren. Die Isogeothermen haben eine nahezu Breitenrichtung, und die Abnahme des Mittelwerts der absoluten jährlichen Minima von Nord nach Süd erfolgt ziemlich schnell.

An der Küste wiederholen die Isogeothermen die Umrisse der Küsten. Der Einfluss des Aleuten-Minimums zeigt sich in der Erhöhung des Durchschnitts der absoluten jährlichen Minima in der Küstenzone im Vergleich zu den Binnengebieten, insbesondere an der Südküste der Region Primorsky und auf Sachalin. Der Durchschnitt der absoluten Jahresminima liegt hier bei –25…–30°C.

Das Gefrieren des Bodens hängt von der Größe der negativen Lufttemperaturen in der kalten Jahreszeit ab. Der wichtigste Faktor, der das Einfrieren des Bodens verhindert, ist das Vorhandensein einer Schneedecke. Seine Eigenschaften wie Entstehungszeit, Leistung, Dauer des Auftretens bestimmen die Tiefe der Bodenvereisung. Die späte Bildung einer Schneedecke trägt zu einer stärkeren Vereisung des Bodens bei, da in der ersten Winterhälfte die Intensität der Bodenvereisung am größten ist und umgekehrt die frühe Bildung einer Schneedecke eine starke Bodenvereisung verhindert. In Gebieten mit niedrigen Lufttemperaturen ist der Einfluss der Dicke der Schneedecke am stärksten ausgeprägt.

Bei gleicher Gefriertiefe hängt die Art des Bodens, seine mechanische Zusammensetzung und Feuchtigkeit ab.

Beispielsweise ist in den nördlichen Regionen Westsibiriens mit niedriger und dicker Schneedecke die Tiefe des Bodenfrostens geringer als in südlicheren und wärmeren Regionen mit geringer. Ein besonderes Bild ergibt sich in Regionen mit instabiler Schneedecke (südliche Regionen des europäischen Teils Russlands), wo es zu einer Erhöhung der Bodengefriertiefe beitragen kann. Dies liegt daran, dass sich bei häufigen Frost-Tau-Wechseln auf der Oberfläche einer dünnen Schneedecke eine Eiskruste bildet, deren Wärmeleitfähigkeitskoeffizient um ein Vielfaches größer ist als die Wärmeleitfähigkeit von Schnee und Wasser. Der Boden in Gegenwart einer solchen Kruste kühlt ab und gefriert viel schneller. Das Vorhandensein einer Vegetationsdecke trägt zu einer Verringerung der Bodengefriertiefe bei, da sie Schnee zurückhält und ansammelt.