Der Tagesverlauf des Wasserdampfdrucks. Tägliche und jährliche Schwankungen der Lufttemperatur in der Nähe der Erdoberfläche Tägliche und jährliche Schwankungen der Lufttemperatur

Der Tages- und Jahresverlauf der Lufttemperatur in der Randschicht der Atmosphäre wird durch die Temperatur in 2 m Höhe bestimmt und ist im Wesentlichen auf den entsprechenden Temperaturverlauf der aktiven Oberfläche zurückzuführen. Die Merkmale des Verlaufs der Lufttemperatur werden durch ihre Extreme, dh die höchsten und niedrigsten Temperaturen, bestimmt. Die Differenz zwischen diesen Temperaturen wird als Amplitude des Verlaufs der Lufttemperatur bezeichnet. Das Muster der täglichen und jährlichen Schwankungen der Lufttemperatur ergibt sich aus der Mittelung der Ergebnisse von Langzeitbeobachtungen. Sie ist mit periodischen Schwankungen verbunden. Nicht periodische Störungen des Tages- und Jahresverlaufs, verursacht durch das Eindringen warmer oder kalter Luftmassen, verzerren den normalen Verlauf der Lufttemperatur. Die von der aktiven Fläche aufgenommene Wärme wird auf die angrenzende Luftschicht übertragen. In diesem Fall gibt es eine gewisse Verzögerung beim Anstieg und Abfall der Lufttemperatur im Vergleich zu Änderungen der Bodentemperatur. Im normalen Temperaturverlauf wird das Temperaturminimum vor Sonnenaufgang beobachtet, das Maximum um 14-15 Uhr (Abb. 4.4).

Abbildung 4.4. Der tägliche Verlauf der Lufttemperatur in Barnaul(verfügbar beim Herunterladen der Vollversion des Tutorials)

Amplitude der täglichen Variation der Lufttemperaturüber Land ist immer kleiner als die Amplitude der täglichen Variation der Bodenoberflächentemperatur und hängt von denselben Faktoren ab, nämlich von Jahreszeit, Breitengrad, Bewölkung, Gelände sowie von der Beschaffenheit der aktiven Oberfläche und der Höhe über dem Meer eben. Amplitude des Jahresverlaufs errechnet sich aus der Differenz der Monatsmitteltemperaturen der wärmsten und kältesten Monate. Absolute jährliche Temperaturamplitude bezeichnet die Differenz zwischen dem absoluten Maximum und dem absoluten Minimum der Lufttemperatur für das Jahr, dh zwischen den höchsten und niedrigsten Temperaturen, die während des Jahres beobachtet wurden. Die Amplitude des jährlichen Verlaufs der Lufttemperatur an einem bestimmten Ort hängt von der geografischen Breite, der Entfernung vom Meer, der Höhe des Ortes, dem jährlichen Verlauf der Bewölkung und einer Reihe anderer Faktoren ab. Kleine jährliche Temperaturamplituden werden über dem Meer beobachtet und sind charakteristisch für das maritime Klima. Über Land gibt es große jährliche Temperaturamplituden, die für das kontinentale Klima charakteristisch sind. Das maritime Klima erstreckt sich aber auch auf die ans Meer angrenzenden Regionen der Kontinente, wo die Häufigkeit von Meeresluftmassen hoch ist. Seeluft bringt maritimes Klima an Land. Mit der Entfernung vom Ozean bis tief ins Festland nehmen die jährlichen Temperaturamplituden zu, d.h. die Kontinentalität des Klimas nimmt zu.

Durch den Wert der Amplitude und durch den Zeitpunkt des Einsetzens extremer Temperaturen unterscheiden sie sich vier Arten von jährlichen Schwankungen der Lufttemperatur. äquatorialer Typ Sie ist gekennzeichnet durch zwei Maxima – nach den Frühlings- und Herbstäquinoktien, wenn die Sonne mittags im Zenit steht, und zwei Minima – nach der Sommer- und Erdsonnenwende. Dieser Typ zeichnet sich durch eine kleine Amplitude aus: über den Kontinenten innerhalb von 5-10°C und über den Ozeanen nur etwa 1°C. tropischer Typ gekennzeichnet durch ein Maximum – nach der Sommersonnenwende und ein Minimum – nach der Wintersonnenwende. Die Amplitude nimmt mit der Entfernung vom Äquator zu und beträgt durchschnittlich 10-20°С über den Kontinenten und 5-10°С über den Ozeanen. Gemäßigter Typ dadurch gekennzeichnet, dass Extreme zur gleichen Zeit wie beim tropischen Typ über den Kontinenten und einen Monat später über dem Ozean beobachtet werden. Die Amplitude nimmt mit dem Breitengrad zu und erreicht 50-60°C über den Kontinenten und 15-20°C über den Ozeanen. polarer Typähnlich dem vorherigen Typ, unterscheidet sich jedoch durch eine weitere Zunahme der Amplitude, die 25-40 ° C über dem Ozean und den Küsten erreicht und 65 ° C über Land überschreitet

Januar- und Juli-Isothermen auf dem Territorium Russlands??????

Lukas Rein Schüler (237) vor 1 Jahr

THERMAL BELT OF THE EARTH, Temperaturzonen der Erde, - ein System zur Klassifizierung von Klimazonen nach Lufttemperatur. Normalerweise unterschieden: heiße Zone - zwischen jährlichen Isothermen 20 ° (erreicht 30 ° Breite); 2 gemäßigte Zonen (in jeder Hemisphäre) - zwischen der Jahresisotherme von 20 ° und der Isotherme des wärmsten Monats. 10°; 2 kalte Gürtel - zwischen den Isothermen des wärmsten Monats. 10° und 0°; 2 Gürtel des ewigen Frosts - von vgl. Temperatur des wärmsten Monats. unter 0°.

Julia Schüler (237) vor 1 Jahr

Thermische Gürtel sind breite Bänder, die die Erde umgeben, mit engen Lufttemperaturen innerhalb des Gürtels und sich von benachbarten durch eine ungleichmäßige Breitenverteilung der Sonnenstrahlung unterscheiden. Es gibt sieben thermische Zonen: heiß auf beiden Seiten des Äquators, begrenzt durch jährliche Isothermen von +20°C; gemäßigt 2 (nördlich und südlich) mit einer Grenzisotherme von +10°С des wärmsten Monats; kalt 2 innerhalb von +10°С und 0°С des wärmsten Monats des ewigen Frosts 2 mit einer durchschnittlichen jährlichen Lufttemperatur unter 0°С.

Optische Phänomene. Wie bereits erwähnt, wird beim Durchgang der Sonnenstrahlen durch die Atmosphäre ein Teil der direkten Sonnenstrahlung von Luftmolekülen absorbiert, gestreut und reflektiert. Dadurch werden in der Atmosphäre verschiedene optische Phänomene beobachtet, die direkt von unserem Auge wahrgenommen werden. Zu diesen Phänomenen gehören: Himmelsfarbe, Lichtbrechung, Luftspiegelungen, Halo, Regenbogen, falsche Sonne, Lichtsäulen, Lichtkreuze usw.

Himmelsfarbe. Jeder weiß, dass sich die Farbe des Himmels je nach Zustand der Atmosphäre ändert. Ein klarer wolkenloser Himmel hat tagsüber eine blaue Farbe. Diese Farbe des Himmels ist darauf zurückzuführen, dass es in der Atmosphäre viel gestreute Sonnenstrahlung gibt, die von kurzen Wellen dominiert wird, die wir als blau oder blau wahrnehmen. Wenn die Luft staubig ist, ändert sich die spektrale Zusammensetzung der Streustrahlung, das Blau des Himmels wird schwächer; der himmel wird weiß. Je trüber die Luft, desto schwächer das Blau des Himmels.

Die Farbe des Himmels ändert sich mit der Höhe. In einer Höhe von 15 bis 20 km die farbe des himmels ist schwarz und lila. Von den Gipfeln der hohen Berge erscheint die Farbe des Himmels tiefblau und von der Erdoberfläche blau. Dieser Farbumschlag von schwarzviolett nach hellblau ist auf die immer stärkere Streuung zuerst violetter, dann blauer und blauer Strahlen zurückzuführen.

Bei Sonnenauf- und -untergang, wenn die Sonnenstrahlen die größte Dichte der Atmosphäre durchdringen und gleichzeitig fast alle kurzwelligen Strahlen (violett und blau) verlieren und nur noch langwellige Strahlen das Auge des Betrachters erreichen, entsteht die Farbe der Teil des Himmels nahe dem Horizont und die Sonne selbst hat eine rote oder orange Farbe.

Brechung. Infolge der Reflexion und Brechung der Sonnenstrahlen beim Durchgang durch Luftschichten unterschiedlicher Dichte erfährt ihre Flugbahn einige Änderungen. Dies führt dazu, dass wir Himmelskörper und entfernte Objekte auf der Erdoberfläche in einer etwas anderen Richtung sehen als der, in der sie sich tatsächlich befinden. Wenn wir zum Beispiel von einem Tal aus auf die Spitze eines Berges blicken, dann erscheint uns der Berg erhöht; Beim Sichten vom Berg ins Tal fällt eine Erhöhung der Talsohle auf.

Der Winkel, der durch eine gerade Linie vom Auge des Beobachters zu einem Punkt und der Richtung, in der das Auge diesen Punkt sieht, gebildet wird, wird als Winkel bezeichnet Brechung.

Die an der Erdoberfläche beobachtete Brechung hängt von der Verteilung der Dichte der unteren Luftschichten und von der Entfernung des Beobachters zum Objekt ab. Die Dichte der Luft hängt von Temperatur und Druck ab. Im Durchschnitt beträgt die Größe der Erdbrechung in Abhängigkeit von der Entfernung zu den beobachteten Objekten unter normalen atmosphärischen Bedingungen:

Luftspiegelungen. Mirage-Phänomene sind mit einer anomalen Brechung der Sonnenstrahlen verbunden, die durch eine starke Änderung der Luftdichte in der unteren Atmosphäre verursacht wird. Bei einer Fata Morgana sieht der Betrachter neben Objekten auch deren Abbilder unterhalb oder oberhalb der tatsächlichen Position der Objekte, manchmal auch rechts oder links davon. Oft kann der Betrachter nur das Bild sehen, ohne die Objekte selbst zu sehen.

Wenn die Luftdichte mit der Höhe stark abnimmt, wird das Bild von Objekten über ihrem tatsächlichen Standort beobachtet. So können Sie beispielsweise unter solchen Bedingungen die Silhouette des Schiffes über dem Meeresspiegel sehen, wenn das Schiff hinter dem Horizont für den Betrachter verborgen ist.

Minderwertige Luftspiegelungen werden oft auf offenen Ebenen beobachtet, insbesondere in Wüsten, wo die Luftdichte mit der Höhe stark zunimmt. In diesem Fall sieht eine Person oft in der Ferne sozusagen eine wässrige, leicht wellige Oberfläche. Wenn sich gleichzeitig Objekte am Horizont befinden, scheinen sie sich über dieses Wasser zu erheben. Und in diesem Wasserraum sieht man ihre auf den Kopf gestellten Umrisse, als würden sie sich im Wasser spiegeln. Die Sichtbarkeit der Wasseroberfläche auf der Ebene entsteht durch eine starke Lichtbrechung, die unter der Erdoberfläche das umgekehrte Bild des Teils des Himmels hinter den Objekten bewirkt.

Heiligenschein. Das Phänomen eines Halo bezieht sich auf Licht- oder schillernde Kreise, die manchmal um die Sonne oder den Mond herum beobachtet werden. Ein Halo entsteht, wenn diese Himmelskörper durch leichte Zirruswolken oder durch einen Nebelschleier, bestehend aus in der Luft schwebenden Eisnadeln, gesehen werden müssen (Abb. 63).

Das Phänomen des Heiligenscheins tritt aufgrund der Brechung in Eiskristallen und der Reflexion von Sonnenstrahlen an ihren Flächen auf.

Regenbogen. Ein Regenbogen ist ein großer mehrfarbiger Bogen, der normalerweise nach Regen vor dem Hintergrund von Regenwolken beobachtet wird, die sich vor dem Teil des Himmels befinden, in dem die Sonne scheint. Die Größe des Bogens ist unterschiedlich, manchmal gibt es einen vollen schillernden Halbkreis. Wir sehen oft zwei Regenbögen gleichzeitig. Die Intensität der Entwicklung einzelner Farben im Regenbogen und die Breite ihrer Bänder sind unterschiedlich. In einem gut sichtbaren Regenbogen befindet sich auf der einen Seite Rot und auf der anderen Lila; die restlichen Farben des Regenbogens sind in der Reihenfolge der Spektralfarben angeordnet.

Regenbogen entstehen durch Brechung und Reflexion des Sonnenlichts in Wassertröpfchen in der Atmosphäre.

Schallphänomene in der Atmosphäre. Längsschwingungen von Materieteilchen, die sich durch das materielle Medium (durch Luft, Wasser und Feststoffe) ausbreiten und das menschliche Ohr erreichen, verursachen Empfindungen, die als "Schall" bezeichnet werden.

Atmosphärische Luft enthält immer Schallwellen unterschiedlicher Frequenz und Stärke. Einige dieser Wellen werden vom Menschen künstlich erzeugt, und einige der Geräusche sind meteorologischen Ursprungs.

Zu den Geräuschen meteorologischen Ursprungs gehören Donner, das Heulen des Windes, das Summen von Drähten, das Rauschen und Rauschen von Bäumen, die „Stimme des Meeres“, die Geräusche und Geräusche, die während der Bewegung von Sandmassen in Wüsten und über Dünen entstehen , sowie Schneeflocken auf einer glatten Schneeoberfläche, Geräusche beim Fallen auf die Erdoberfläche von festen und flüssigen Niederschlägen, die Geräusche der Brandung in der Nähe der Ufer der Meere und Seen usw. Lassen Sie uns auf einige von ihnen eingehen.

Donner wird während des Phänomens einer Blitzentladung beobachtet. Es entsteht im Zusammenhang mit den besonderen thermodynamischen Bedingungen, die auf dem Weg der Blitzbewegung entstehen. Normalerweise nehmen wir Donner in Form einer Reihe von Schlägen wahr - den sogenannten Peals. Donnerschläge werden dadurch erklärt, dass gleichzeitig erzeugte Geräusche entlang der langen und meist verschlungenen Bahn des Blitzes nacheinander und mit unterschiedlicher Intensität den Betrachter erreichen. Donner ist trotz der großen Schallleistung in einer Entfernung von nicht mehr als 20-25 zu hören km(Durchschnitt ca. 15 Kilometer).

Das Heulen des Windes tritt auf, wenn sich die Luft mit einem Wirbel einiger Objekte schnell bewegt. In diesem Fall kommt es zu einem Wechsel von Ansammlung und Ausströmen von Luft aus Objekten, wodurch Geräusche entstehen. Das Summen von Drähten, das Rauschen und Rauschen von Bäumen, die „Stimme des Meeres“ sind auch durch Luftbewegungen verbunden.

Die Schallgeschwindigkeit in der Atmosphäre. Die Geschwindigkeit der Schallausbreitung in der Atmosphäre wird von der Temperatur und Feuchtigkeit der Luft sowie vom Wind (Richtung und Stärke) beeinflusst. Die durchschnittliche Schallgeschwindigkeit in der Atmosphäre beträgt 333 m pro Sekunde. Mit steigender Lufttemperatur nimmt die Schallgeschwindigkeit leicht zu. Eine Änderung der absoluten Luftfeuchtigkeit hat einen geringeren Einfluss auf die Schallgeschwindigkeit. Der Wind hat einen starken Einfluss: Die Schallgeschwindigkeit nimmt in Windrichtung zu, gegen den Wind ab.

Die Kenntnis der Sin der Atmosphäre ist von großer Bedeutung für die Lösung einer Reihe von Problemen bei der Untersuchung der oberen Schichten der Atmosphäre mit der akustischen Methode. Anhand der durchschnittlichen Schallgeschwindigkeit in der Atmosphäre können Sie die Entfernung von Ihrem Standort zum Ort des Donners ermitteln. Dazu müssen Sie die Anzahl der Sekunden zwischen dem sichtbaren Blitz und dem Eintreffen des Donners bestimmen. Dann müssen Sie den Durchschnittswert der Schallgeschwindigkeit in der Atmosphäre multiplizieren - 333 m/Sek. für die angegebene Anzahl von Sekunden.

Echo. Schallwellen erfahren wie Lichtstrahlen Brechung und Reflexion, wenn sie von einem Medium zum anderen gelangen. Schallwellen können von der Erdoberfläche, von Wasser, von umliegenden Bergen, Wolken, von der Grenzfläche zwischen Luftschichten mit unterschiedlicher Temperatur und Feuchtigkeit reflektiert werden. Der reflektierte Ton kann wiederholt werden. Das Phänomen der Wiederholung von Tönen aufgrund der Reflexion von Schallwellen von verschiedenen Oberflächen wird als "Echo" bezeichnet.

Besonders häufig beobachtet man das Echo in den Bergen, in der Nähe von Felsen, wo ein laut gesprochenes Wort nach einer gewissen Zeit ein- oder mehrmals wiederholt wird. So gibt es zum Beispiel im Rheintal einen Loreley-Felsen, in dem sich das Echo bis zu 17-20 Mal wiederholt. Ein Beispiel für ein Echo sind Donnerschläge, die durch die Reflexion der Geräusche elektrischer Entladungen von verschiedenen Objekten auf der Erdoberfläche entstehen.

Elektrische Phänomene in der Atmosphäre. Elektrische Phänomene, die in der Atmosphäre beobachtet werden, sind mit dem Vorhandensein von elektrisch geladenen Atomen und Gasmolekülen, die als Ionen bezeichnet werden, in der Luft verbunden. Ionen kommen sowohl in negativer als auch in positiver Ladung vor und werden entsprechend der Größe der Masse in leicht und schwer eingeteilt. Die Ionisierung der Atmosphäre erfolgt unter dem Einfluss des kurzwelligen Anteils der Sonnenstrahlung, der kosmischen Strahlung und der Strahlung radioaktiver Substanzen, die in der Erdkruste und in der Atmosphäre selbst enthalten sind. Das Wesen der Ionisation liegt in der Tatsache, dass diese Ionisatoren Energie auf ein neutrales Molekül oder Atom von Luftgas übertragen, wodurch eines der äußeren Elektronen aus dem Wirkungsbereich des Kerns entfernt wird. Infolgedessen wird ein Atom, dem ein Elektron fehlt, zu einem positiven leichten Ion. Ein von einem bestimmten Atom entferntes Elektron verbindet sich schnell mit einem neutralen Atom und auf diese Weise wird ein negatives Lichtion erzeugt. Leichte Ionen, die auf schwebende Luftteilchen treffen, geben ihnen ihre Ladung und bilden so schwere Ionen.

Die Anzahl der Ionen in der Atmosphäre nimmt mit der Höhe zu. Im Durchschnitt für jeden 2 km Höhe erhöht sich ihre Anzahl um tausend Ionen in einem Kubikmeter. Zentimeter. In den hohen Schichten der Atmosphäre wird die maximale Ionenkonzentration in Höhen von etwa 100 und 250 beobachtet km.

Das Vorhandensein von Ionen in der Atmosphäre erzeugt die elektrische Leitfähigkeit der Luft und das elektrische Feld in der Atmosphäre.

Die Leitfähigkeit der Atmosphäre entsteht durch die hohe Beweglichkeit hauptsächlich leichter Ionen. Schwerionen spielen dabei eine kleine Rolle. Je höher die Konzentration leichter Ionen in der Luft ist, desto größer ist ihre Leitfähigkeit. Und da die Zahl der leichten Ionen mit der Höhe zunimmt, nimmt auch die Leitfähigkeit der Atmosphäre mit der Höhe zu. Also zum Beispiel bei einer Höhe von 7-8 km Die Leitfähigkeit ist etwa 15-20 Mal größer als die der Erdoberfläche. Bei etwa 100 km Leitfähigkeit ist sehr hoch.

Saubere Luft enthält wenige Schwebeteilchen, also enthält sie mehr leichte Ionen und weniger schwere. Dabei ist die Leitfähigkeit sauberer Luft höher als die Leitfähigkeit staubiger Luft. Daher hat die Leitfähigkeit in Dunst und Nebel einen niedrigen Wert.Das elektrische Feld in der Atmosphäre wurde zuerst von M. V. Lomonosov etabliert. Bei klarem, wolkenlosem Wetter gilt die Feldstärke als normal. Gegenüber

Die Atmosphäre an der Erdoberfläche ist positiv geladen. Unter dem Einfluss des elektrischen Feldes der Atmosphäre und des negativen Feldes der Erdoberfläche entsteht ein vertikaler Strom positiver Ionen von der Erdoberfläche nach oben und negativer Ionen von der Atmosphäre nach unten. Das elektrische Feld der Atmosphäre nahe der Erdoberfläche ist äußerst variabel und hängt von der Leitfähigkeit der Luft ab. Je geringer die Leitfähigkeit der Atmosphäre ist, desto größer ist die elektrische Feldstärke der Atmosphäre. Die Leitfähigkeit der Atmosphäre hängt hauptsächlich von der Menge der darin schwebenden festen und flüssigen Partikel ab. Daher nimmt bei Dunst, Niederschlag und Nebel die Intensität des elektrischen Feldes der Atmosphäre zu, was häufig zu elektrischen Entladungen führt.

Elms Lichter. Bei Gewittern und Sturmböen im Sommer oder Schneestürmen im Winter kann man manchmal leise elektrische Entladungen an den Spitzen von Gegenständen beobachten, die über die Erdoberfläche hinausragen. Diese sichtbaren Entladungen werden „Elmo-Feuer“ genannt (Abb. 64). Am häufigsten werden Elmos Lichter an Masten, auf Berggipfeln beobachtet; manchmal werden sie von einem leichten Knistern begleitet.

Elmo-Feuer entstehen bei einer hohen elektrischen Feldstärke. Die Spannung ist so groß, dass Ionen und Elektronen, die sich mit hoher Geschwindigkeit bewegen, Luftmoleküle auf ihrem Weg spalten, was die Anzahl der Ionen und Elektronen in der Luft erhöht. In dieser Hinsicht nimmt die Leitfähigkeit der Luft zu und von scharfen Gegenständen, an denen sich Elektrizität ansammelt, beginnt der Stromabfluss und die Entladung.

Blitz. Durch komplexe thermische und dynamische Prozesse in Gewitterwolken werden elektrische Ladungen getrennt: Üblicherweise befinden sich negative Ladungen unten in der Wolke, positive Ladungen oben. In Verbindung mit einer solchen Trennung von Raumladungen innerhalb der Wolken werden sowohl innerhalb der Wolken als auch zwischen ihnen starke elektrische Felder erzeugt. In diesem Fall kann die Feldstärke nahe der Erdoberfläche mehrere hundert Kilovolt pro 1 erreichen m. Eine große elektrische Feldstärke führt dazu, dass elektrische Entladungen in der Atmosphäre auftreten. Starke funkenbildende elektrische Entladungen, die zwischen Gewitterwolken oder zwischen Wolken und der Erdoberfläche auftreten, werden Blitze genannt.

Die Dauer eines Blitzes beträgt im Durchschnitt etwa 0,2 Sekunden. Die Strommenge, die ein Blitz transportiert, beträgt 10-50 Coulomb. Die Stromstärke ist sehr groß; manchmal erreicht es 100-150.000 Ampere, aber in den meisten Fällen überschreitet es 20.000 Ampere nicht. Die meisten Blitze sind negativ geladen.

Je nach Aussehen des Funkenblitzes wird der Blitz in linear, flach, kugelförmig und perlförmig unterteilt.

Der am häufigsten beobachtete lineare Blitz, unter dem es eine Reihe von Varianten gibt: Zickzack, verzweigt, Band, Rakete usw. Wenn sich zwischen der Wolke und der Erdoberfläche ein linearer Blitz bildet, beträgt seine durchschnittliche Länge 2-3 km; Blitze zwischen Wolken können 15-20 erreichen km Länge. Der Entladungskanal des Blitzes, der unter dem Einfluss der Luftionisation entsteht und durch den ein intensiver Gegenstrom von in Wolken angesammelten negativen Ladungen und auf der Erdoberfläche angesammelten positiven Ladungen stattfindet, hat einen Durchmesser von 3 bis 60 cm.

Flat Lightning ist eine kurzfristige elektrische Entladung, die einen erheblichen Teil der Wolke bedeckt. Flache Blitze werden nicht immer von Donner begleitet.

Kugelblitze sind ein seltenes Ereignis. Es entsteht in einigen Fällen nach einer starken Entladung eines linearen Blitzes. Kugelblitz ist ein Feuerball mit einem Durchmesser von normalerweise 10-20 cm(und manchmal bis zu mehreren Metern). Auf der Erdoberfläche bewegen sich diese Blitze mit mäßiger Geschwindigkeit und neigen dazu, durch Schornsteine ​​und andere kleine Öffnungen in Gebäude einzudringen. Ohne Schaden zu verursachen und komplexe Bewegungen ausgeführt zu haben, können Kugelblitze das Gebäude sicher verlassen. Manchmal verursacht es Brände und Zerstörung.

Ein noch selteneres Ereignis sind Perlenblitze. Sie treten auf, wenn eine elektrische Entladung aus einer Reihe leuchtender kugelförmiger oder länglicher Körper besteht.

Blitze verursachen oft großen Schaden; Sie zerstören Gebäude, legen Feuer, schmelzen elektrische Leitungen, spalten Bäume und verletzen Menschen. Um Gebäude, Industriebauten, Brücken, Kraftwerke, Stromleitungen und andere Bauwerke vor direkten Blitzeinschlägen zu schützen, werden Blitzableiter verwendet (normalerweise werden sie Blitzableiter genannt).

Die meisten Tage mit Gewittern werden in tropischen und äquatorialen Ländern beobachtet. Also zum Beispiel auf ca. Java hat 220 Gewittertage im Jahr, in Zentralafrika 150 Tage, in Mittelamerika etwa 140. In der UdSSR treten die meisten Gewittertage im Kaukasus (bis zu 40 Tage im Jahr), in der Ukraine und im Südosten auf des europäischen Teils der UdSSR. Gewitter werden normalerweise am Nachmittag beobachtet, insbesondere zwischen 15 und 18 Uhr.

Polar Lichter. Auroras sind eine besondere Form des Leuchtens in den hohen Schichten der Atmosphäre, die manchmal nachts beobachtet werden, hauptsächlich in den polaren und zirkumpolaren Ländern der nördlichen und südlichen Hemisphäre (Abb. 65). Dieses Leuchten ist eine Manifestation der elektrischen Kräfte der Atmosphäre und tritt in einer Höhe von 80 auf bis 1000 km in stark verdünnter Luft, wenn elektrische Ladungen sie durchdringen. Die Natur der Polarlichter ist noch nicht vollständig entschlüsselt, aber es wurde genau festgestellt, dass die Ursache ihres Auftretens ist

der Aufprall geladener Teilchen (Korpuskeln), die während Sonneneruptionen aus aktiven Regionen der Sonne (Flecken, Protuberanzen und andere Bereiche) in die oberen, stark verdünnten Schichten der Erdatmosphäre eintreten.

Die maximale Anzahl von Polarlichtern wird in der Nähe der Magnetpole der Erde beobachtet. So gibt es beispielsweise am Magnetpol der Nordhalbkugel bis zu 100 Polarlichter pro Jahr.

По форме свечения полярные сияния весьма разнообразны, но обычно их делят на две основные группы: сияния безлучевой формы (однородные полосы, дуги, спокойные и пульсирующие светящиеся поверхности, диффузные свечения и др.) и сияния лучистой структуры (полосы, драпри, лучи, корона usw.). Auroras mit strahlloser Struktur zeichnen sich durch ein ruhiges Leuchten aus. Die Strahlen der Strahlenstruktur hingegen sind beweglich, sie verändern sowohl die Form als auch die Helligkeit und Farbe des Leuchtens. Außerdem werden Polarlichter in strahlender Form von magnetischen Anregungen begleitet.

Je nach Form werden folgende Niederschlagsarten unterschieden. Regen- flüssiger Niederschlag, bestehend aus Tropfen mit einem Durchmesser von 0,5-6 mm. Größere Tröpfchen zerbrechen beim Fallen in Stücke. Bei sintflutartigen Regenfällen ist die Größe der Tropfen größer als bei Dauerregen, insbesondere zu Beginn des Regens. Bei negativen Temperaturen können unterkühlte Tropfen manchmal herausfallen. Bei Kontakt mit der Erdoberfläche gefrieren sie und bedecken sie mit einer Eiskruste. Nieselregen - flüssiger Niederschlag, bestehend aus Tropfen mit einem Durchmesser von etwa 0,5-0,05 mm mit sehr geringer Fallgeschwindigkeit. Sie werden leicht vom Wind in horizontaler Richtung getragen. Schnee- fester Niederschlag, bestehend aus komplexen Eiskristallen (Schneeflocken). Ihre Formen sind sehr vielfältig und hängen von den Bedingungen der Bildung ab. Die Hauptform von Schneekristallen ist ein sechszackiger Stern. Sterne werden aus sechseckigen Platten gewonnen, weil die Sublimation von Wasserdampf am schnellsten an den Ecken der Platten stattfindet, wo die Strahlen wachsen. An diesen Strahlen wiederum entstehen Verzweigungen. Die Durchmesser der fallenden Schneeflocken können sehr unterschiedlich sein Grieß, Schnee und Eis, - Niederschlag bestehend aus eisigen und stark körnigen Schneeflocken mit einem Durchmesser von mehr als 1 mm. Am häufigsten wird Kruppe bei Temperaturen nahe Null beobachtet, insbesondere im Herbst und Frühling. Schneegrütze hat eine schneeähnliche Struktur: Körner lassen sich leicht mit den Fingern zusammendrücken. Kerne von Eiskörnern haben eine eisige Oberfläche. Es ist schwierig, sie zu zerquetschen, wenn sie zu Boden fallen, springen sie. Aus Stratuswolken im Winter statt Nieselregen Schneekörner- kleine Körner mit einem Durchmesser von weniger als 1 mm, die Grieß ähneln. Im Winter fallen bei niedrigen Temperaturen manchmal die Wolken der unteren oder mittleren Ebene aus Schneenadeln- Sedimente aus Eiskristallen in Form von sechseckigen Prismen und Platten ohne Verzweigung. Bei starkem Frost können solche Kristalle in der Luft nahe der Erdoberfläche auftreten. Sie sind an einem sonnigen Tag besonders gut zu sehen, wenn ihre Facetten funkeln und die Sonnenstrahlen reflektieren. Wolken der oberen Schicht bestehen aus solchen Eisnadeln. Hat einen besonderen Charakter gefrierender Regen- Niederschlag bestehend aus transparenten Eiskugeln (in der Luft gefrorene Regentropfen) mit einem Durchmesser von 1-3 mm. Ihr Verlust zeigt deutlich das Vorhandensein einer Temperaturinversion an. Irgendwo in der Atmosphäre gibt es eine Luftschicht mit positiver Temperatur

In den letzten Jahren wurden mehrere Verfahren zur künstlichen Ausfällung von Wolken und der Bildung von Niederschlag aus ihnen vorgeschlagen und erfolgreich getestet. Dazu werden kleine Partikel („Körner“) aus festem Kohlendioxid mit einer Temperatur von etwa -70 °C aus einem Flugzeug in eine unterkühlte Tropfenwolke gestreut. Aufgrund dieser niedrigen Temperatur bilden sich um diese Körner in der Luft eine Vielzahl sehr kleiner Eiskristalle. Diese Kristalle werden dann aufgrund der Luftbewegung in der Wolke verteilt. Sie dienen als Keime, auf denen später große Schneeflocken wachsen – genau wie oben beschrieben (§ 310). In diesem Fall bildet sich entlang der gesamten Strecke, die das Flugzeug zurückgelegt hat, eine breite (1-2 km) Lücke in der Wolkenschicht (Abb. 510). Die resultierenden Schneeflocken können einen ziemlich starken Schneefall verursachen. Es versteht sich von selbst, dass auf diese Weise nur so viel Wasser ausgefällt werden kann, wie zuvor in der Wolke enthalten war. Den Prozess der Kondensation und die Bildung primärer, kleinster Wolkentröpfchen zu verstärken, liegt noch nicht in der Macht des Menschen.

Wolken- in der Atmosphäre schwebende Kondensationsprodukte von Wasserdampf, die von der Erdoberfläche aus am Himmel sichtbar sind.

Wolken bestehen aus winzigen Wassertropfen und/oder Eiskristallen (sog Cloud-Elemente). Tröpfchenwolkenelemente werden beobachtet, wenn die Lufttemperatur in der Wolke über –10 °C liegt; von -10 bis -15 °C haben Wolken eine gemischte Zusammensetzung (Tropfen und Kristalle), und bei Temperaturen in der Wolke unter -15 °C sind sie kristallin.

Wolken werden in ein System eingeteilt, das lateinische Wörter für das Aussehen von Wolken verwendet, wie sie vom Boden aus gesehen werden. Die Tabelle fasst die vier Hauptkomponenten dieses Klassifikationssystems zusammen (Ahrens, 1994).

Eine weitere Klassifizierung beschreibt die Wolken nach ihrer Höhe. Beispielsweise befinden sich Wolken mit dem Präfix „cirr-“ im Namen als Zirruswolken in der oberen Schicht, während Wolken mit dem Präfix „ Alt-" im Namen, wie z. B. Hochstratus (Altostratus), befinden sich in der mittleren Reihe. Hier werden mehrere Wolkengruppen unterschieden. Die ersten drei Gruppen werden durch ihre Höhe über dem Boden bestimmt. Die vierte Gruppe besteht aus vertikalen Wolken Die letzte Gruppe umfasst eine Sammlung gemischter Wolkentypen.

Niedrigere Wolken Niedrigere Wolken bestehen hauptsächlich aus Wassertröpfchen, da sie sich in Höhen unter 2 km befinden. Bei ausreichend niedrigen Temperaturen können diese Wolken jedoch auch Eispartikel und Schnee enthalten.

Wolken der vertikalen Entwicklung Dies sind Kumuluswolken, die wie isolierte Wolkenmassen aussehen, deren vertikale Abmessungen in der gleichen Größenordnung liegen wie die horizontalen. Sie werden normalerweise angerufen Temperaturkonvektion oder Frontlift, und kann bis zu 12 km hoch werden, wodurch die wachsende Energie realisiert wird Kondensation Wasserdampf in der Wolke selbst.

Andere Arten von Wolken Schließlich präsentieren wir Sammlungen gemischter Wolkentypen, die in keine der vier vorherigen Gruppen passen.

Der größte Teil Russlands ist durch mäßige Niederschläge gekennzeichnet. In den aralkaspischen und turkestanischen Steppen sowie im hohen Norden fallen sogar nur sehr wenige von ihnen aus. Sehr regnerische Gebiete umfassen nur einige der südlichen Außenbezirke Russlands, insbesondere Transkaukasien.

Druck

Atmosphärendruck- der Druck der Atmosphäre auf alle darin enthaltenen Objekte und die Erdoberfläche. Atmosphärischer Druck entsteht durch die Anziehungskraft der Luft auf die Erde. Der Luftdruck wird mit einem Barometer gemessen. Der atmosphärische Druck, der dem Druck einer 760 mm hohen Quecksilbersäule bei 0 °C entspricht, wird als normaler atmosphärischer Druck bezeichnet. (Internationale Standardatmosphäre - ISA, 101 325 Pa

Das Vorhandensein von atmosphärischem Druck verwirrte die Menschen im Jahr 1638, als die Idee des Herzogs der Toskana, die Gärten von Florenz mit Springbrunnen zu schmücken, scheiterte - das Wasser stieg nicht über 10,3 Meter. Die Suche nach den Gründen dafür und Experimente mit einer schwereren Substanz - Quecksilber, die von Evangelista Torricelli unternommen wurden, führten dazu, dass er 1643 bewies, dass Luft Gewicht hat. Zusammen mit V. Viviani führte Torricelli das erste Experiment zur Messung des atmosphärischen Drucks durch und erfand Pfeife Torricelli(das erste Quecksilberbarometer) - eine Glasröhre, in der sich keine Luft befindet. In einem solchen Rohr steigt Quecksilber auf eine Höhe von etwa 760 mm. MessungDruck notwendig für die Prozesskontrolle und Produktionssicherheit. Darüber hinaus wird dieser Parameter für indirekte Messungen anderer Prozessparameter verwendet: Füllstand, Durchfluss, Temperatur, Dichte usw. Im SI-System wird die Druckeinheit genommen paskal (Pa) .

Primäre Druckaufnehmer haben meist ein nichtelektrisches Ausgangssignal in Form von Kraft oder Weg und sind mit einem Messgerät in einer Einheit kombiniert. Wenn die Messergebnisse über eine Distanz übertragen werden müssen, wird eine Zwischenwandlung dieses nichtelektrischen Signals in ein einheitliches elektrisches oder pneumatisches Signal verwendet. Dabei werden Primär- und Zwischenwandler zu einem Messwandler zusammengefasst.

Wird zur Druckmessung verwendet Manometer, Vakuummeter, kombinierte Druck- und Vakuummeter, Manometer, Schublehren, Schublehren, Drucksensor, Differenzdruckmessgeräte.

Bei den meisten Geräten wird der gemessene Druck in eine Verformung elastischer Elemente umgewandelt, man spricht also von Verformung.

Verformungsvorrichtungen werden aufgrund der Einfachheit des Geräts, des Komforts und der Betriebssicherheit häufig zur Druckmessung bei der Durchführung technologischer Prozesse verwendet. Alle Verformungsvorrichtungen haben eine Art elastisches Element im Kreislauf, das sich unter Einwirkung des gemessenen Drucks verformt: Rohrfeder, Membran oder Balg.

Verteilung

Auf der Erdoberfläche Atmosphärendruck variiert von Ort zu Ort und im Laufe der Zeit. Nicht periodische Änderungen sind besonders wichtig Atmosphärendruck verbunden mit der Entstehung, Entwicklung und Zerstörung von sich langsam bewegenden Hochdruckgebieten - Antizyklone und sich relativ schnell bewegende riesige Wirbelstürme - Zyklone, wo Unterdruck herrscht. Bisher festgestellte Extremwerte Atmosphärendruck(auf Meereshöhe): 808,7 und 684,0 mmHg cm. Doch trotz der großen Variabilität ist die Verteilung der Monatsdurchschnitte Atmosphärendruck auf der Erdoberfläche ist jedes Jahr ungefähr gleich. Durchschnittlich jährlich Atmosphärendruck in Äquatornähe abgesenkt und hat mindestens 10° N. Sch. Des Weiteren Atmosphärendruck steigt und erreicht ein Maximum bei 30-35 ° nördlicher und südlicher Breite; dann Atmosphärendruck nimmt wieder ab, erreicht bei 60-65° ein Minimum und steigt zu den Polen hin wieder an. Für diese Breitenverteilung Atmosphärendruck die Jahreszeit und die Art der Verteilung der Kontinente und Ozeane haben einen erheblichen Einfluss. Über kalten Kontinenten gibt es im Winter Hochgebiete Atmosphärendruck Also die Breitenverteilung Atmosphärendruck wird gestört, und das Druckfeld bricht in eine Reihe von Hoch- und Tiefdruckgebieten auf, die als bezeichnet werden Wirkungszentren der Atmosphäre. Mit zunehmender Höhe wird die horizontale Druckverteilung einfacher und nähert sich der Breitenrichtung an. Ab einer Körpergröße von ca. 5 km Atmosphärendruck auf der ganzen Erde nimmt vom Äquator bis zu den Polen ab. Im Tagesablauf Atmosphärendruck 2 Maxima werden detektiert: bei 9-10 h und 21-22 h, und 2 Tiefs: in 3-4 h und 15-16 h. Einen besonders regelmäßigen Tagesverlauf hat sie in tropischen Ländern, wo die Tagesschwankung 2,4 erreicht mmHg Kunst., und Nacht - 1.6 mmHg cm. Mit zunehmendem Breitengrad ändert sich die Amplitude Atmosphärendruck abnimmt, aber gleichzeitig werden nichtperiodische Änderungen stärker Atmosphärendruck

Die Luft ist ständig in Bewegung: sie steigt – eine Aufwärtsbewegung, sie fällt – eine Abwärtsbewegung. Die Bewegung der Luft in horizontaler Richtung wird als Wind bezeichnet. Der Grund für das Auftreten von Wind ist die ungleichmäßige Verteilung des Luftdrucks auf der Erdoberfläche, die durch eine ungleichmäßige Temperaturverteilung verursacht wird. In diesem Fall bewegt sich der Luftstrom von Stellen mit hohem Druck zu der Seite, wo der Druck geringer ist. Mit dem Wind bewegt sich die Luft nicht gleichmäßig, sondern in Stößen, Böen, insbesondere in der Nähe der Erdoberfläche. Es gibt viele Gründe, die die Luftbewegung beeinflussen: die Reibung der Luftströmung auf der Erdoberfläche, das Auftreffen auf Hindernisse usw. Außerdem weichen Luftströmungen unter dem Einfluss der Erdrotation im Norden nach rechts ab Hemisphäre und links auf der Südhalbkugel. Wind wird durch Geschwindigkeit, Richtung und Stärke charakterisiert. Die Windgeschwindigkeit wird in Meter pro Sekunde (m/s), Kilometer pro Stunde (km/h), Punkten (auf der Beaufort-Skala von 0 bis 12, derzeit bis zu 13 Punkten) gemessen. Die Windgeschwindigkeit hängt von der Druckdifferenz ab und ist ihr direkt proportional: Je größer die Druckdifferenz (horizontaler barischer Gradient), desto größer die Windgeschwindigkeit. Die durchschnittliche langfristige Windgeschwindigkeit nahe der Erdoberfläche beträgt 4-9 m/s, selten mehr als 15 m/s. Bei Stürmen und Orkanen (gemäßigte Breiten) - bis zu 30 m/s, in Böen bis zu 60 m/s. Bei tropischen Wirbelstürmen erreichen die Windgeschwindigkeiten bis zu 65 m/s, in Böen bis zu 120 m/s. Die Windrichtung wird durch die Seite des Horizonts bestimmt, von der der Wind weht. Um es zu bezeichnen, werden acht Hauptrichtungen (Rumben) verwendet: N, NW, W, SW, S, SE, B, NE. Die Richtung hängt von der Druckverteilung und der ablenkenden Wirkung der Erdrotation ab. Die Stärke des Windes hängt von seiner Geschwindigkeit ab und zeigt an, welchen dynamischen Druck der Luftstrom auf eine beliebige Oberfläche ausübt. Die Windstärke wird in Kilogramm pro Quadratmeter (kg/m2) gemessen. Winde sind in Herkunft, Art und Bedeutung äußerst vielfältig. In gemäßigten Breiten, wo der westliche Transport dominiert, herrschen also Westwinde (NW, W, SW) vor. Diese Bereiche nehmen riesige Flächen ein – von etwa 30 bis 60  in jeder Hemisphäre. In den Polarregionen wehen Winde von den Polen in die Tiefdruckzonen der gemäßigten Breiten. Diese Gebiete werden von Nordostwinden in der Arktis und Südostwinden in der Antarktis dominiert. Gleichzeitig sind die Südostwinde der Antarktis im Gegensatz zu den arktischen stabiler und haben hohe Geschwindigkeiten. Die ausgedehnteste Windzone der Erde befindet sich in tropischen Breiten, wo die Passatwinde wehen. Die Passatwinde sind die konstanten Winde tropischer Breiten. Sie sind in der Zone ab 30s üblich. Sch. bis 30. Sch. , das heißt, die Breite jeder Zone beträgt 2-2,5 Tausend km. Dies sind stetige Winde mit mäßiger Geschwindigkeit (5-8 m/s). An der Erdoberfläche weisen sie aufgrund der Reibung und der Ablenkwirkung der täglichen Erdrotation auf der Nordhalbkugel eine überwiegend nordöstliche und auf der Südhalbkugel eine südöstliche Richtung auf (Abb. IV.2). Sie entstehen, weil in der Äquatorialzone erwärmte Luft aufsteigt und tropische Luft von Norden und Süden an ihre Stelle kommt. Die Passatwinde waren und sind von großer praktischer Bedeutung in der Schifffahrt, besonders früher für die Segelflotte, als sie „Passatwinde“ genannt wurden. Diese Winde bilden stabile Oberflächenströmungen im Ozean entlang des Äquators, die von Ost nach West gerichtet sind. Sie waren es, die die Karavellen von Columbus nach Amerika brachten. Brise sind lokale Winde, die tagsüber vom Meer zum Land und nachts vom Land zum Meer wehen. Dabei werden Tag- und Nachtwinde unterschieden. Die Tages-(Meeres-)Brise entsteht dadurch, dass sich das Land tagsüber schneller erwärmt als das Meer und sich darüber ein geringerer Druck einstellt. Zu diesem Zeitpunkt ist über dem Meer (kühler) der Druck höher und die Luft beginnt, sich vom Meer zum Land zu bewegen. Die nächtliche (Küsten-)Brise weht vom Land zum Meer, da sich das Land zu dieser Zeit schneller abkühlt als das Meer und über der Wasseroberfläche ein verminderter Druck herrscht - Luft bewegt sich von der Küste zum Meer.

Die Windgeschwindigkeit an Wetterstationen wird mit Anemometern gemessen; Wenn das Gerät selbstaufzeichnend ist, wird es als Anemograph bezeichnet. Anemorumbograph bestimmt nicht nur die Geschwindigkeit, sondern auch die Windrichtung im Modus der konstanten Registrierung. Instrumente zur Messung der Windgeschwindigkeit werden in einer Höhe von 10-15 m über der Oberfläche installiert, und der von ihnen gemessene Wind wird als Wind in der Nähe der Erdoberfläche bezeichnet.

Die Windrichtung wird bestimmt, indem man den Punkt am Horizont nennt, von wo aus der Wind weht, oder den Winkel, den die Windrichtung mit dem Meridian des Ortes bildet, an dem der Wind weht, d.h. sein Azimut. Im ersten Fall werden 8 Hauptpunkte des Horizonts unterschieden: Norden, Nordosten, Osten, Südosten, Süden, Südwesten, Westen, Nordwesten und 8 Zwischenpunkte. Die 8 Hauptrichtungen der Richtung haben die folgenden Abkürzungen (russisch und international): С-N, Yu-S, З-W, В-E, СЗ-NW, СВ-NE, SW-SW, SE- SE.

Luftmassen und Fronten

Als Luftmassen werden bezüglich Temperatur und Luftfeuchtigkeit relativ homogene Luftmassen bezeichnet, die sich über eine Fläche von mehreren tausend Kilometern und mehreren Kilometern Höhe ausbreiten.

Sie bilden sich bei längerem Aufenthalt auf mehr oder weniger homogenen Land- oder Ozeanoberflächen und bewegen sich im Prozess der allgemeinen Zirkulation der Atmosphäre in andere Gebiete der Erde, wobei Luftmassen in diese Gebiete und ihr eigenes Wetterregime transportiert werden Die Dominanz bestimmter Luftmassen in einer bestimmten Region zu einer bestimmten Jahreszeit schafft ein charakteristisches Klimaregime des Gebiets.

Es gibt vier geografische Haupttypen von Luftmassen, die die gesamte Troposphäre der Erde bedecken.Dies sind die Massen der Arktis (Antarktis), gemäßigte, tropische und äquatoriale Luft.Mit Ausnahme des Rests, in jedem von ihnen, Meeres- und Es werden auch kontinentale Sorten unterschieden, die in Übereinstimmung mit Land und Ozean gebildet werden.

Polare (arktische und antarktische) Luft bildet sich über den Eisflächen der Polarregionen und zeichnet sich durch niedrige Temperaturen, geringen Feuchtigkeitsgehalt und gute Transparenz aus.

Moderate Luft wird viel besser aufgewärmt, sie zeichnet sich im Sommer durch einen erhöhten Feuchtigkeitsgehalt aus, besonders über dem Ozean.Die vorherrschenden Westwinde und Zyklone der gemäßigten Meeresluft werden transportiert und Aleko in die Tiefen der Kontinente, oft begleitend ihren Weg mit Niederschlag

Tropenluft ist im Allgemeinen durch hohe Temperaturen gekennzeichnet, ist sie über dem Meer aber auch sehr feucht, so ist sie über Land dagegen extrem trocken und staubig.

Die äquatoriale Luft ist sowohl über dem Meer als auch über Land von konstant hohen Temperaturen und erhöhtem Feuchtigkeitsgehalt geprägt, am Nachmittag kommt es häufig zu heftigen Regenfällen.

Luftmassen mit unterschiedlichen Temperaturen und Feuchtigkeiten sind ständig in Bewegung und treffen auf engstem Raum aufeinander.Die bedingte Fläche, die die Luftmassen trennt, wird als atmosphärische Front bezeichnet.Wenn diese imaginäre Fläche die Erdoberfläche schneidet, ist dies die sogenannte atmosphärische Frontlinie gebildet.

Die Oberfläche, die arktische (antarktische) und gemäßigte Luft trennt, wird als arktische bzw. antarktische Front bezeichnet. Luft aus gemäßigten Breiten und Tropen trennt die Polarfront. Da die Dichte warmer Luft geringer ist als die Dichte kalter Luft, ist die Front eine schiefe Ebene, die immer in einem sehr kleinen Winkel (weniger als 1°) zur Erdoberfläche eine Neigung zu kalter Luft hat, unter der kalte Luft, da sie dicker wird, beim Auftreffen auf warme Luft scheinbar darunter schwimmt und diese anhebt hoch, was zur Bildung von XMAmar führt.

Verschiedene Luftmassen bewegen sich nach dem Aufeinandertreffen weiter in Richtung der Masse, die sich mit höherer Geschwindigkeit bewegt, gleichzeitig ändert sich die Lage der diese Luftmassen trennenden Frontfläche je nach Bewegungsrichtung der Frontalfläche Oberfläche werden Kalt- und Warmfronten unterschieden kalt Nach dem Durchgang einer Kaltfront steigt der atmosphärische Druck und die Luftfeuchtigkeit nimmt ab Wenn warme Luft vordringt und sich die Front in Richtung niedrigerer Temperaturen bewegt, wird die Front als warm bezeichnet Wenn eine Warmfront vorbeizieht, es kommt zu einer Erwärmung, der Druck sinkt und die Temperatur steigt.

Fronten sind von großer Bedeutung für das Wetter, da sich in ihrer Nähe Wolken bilden und häufig Niederschläge fallen. An Orten, an denen warme und kalte Luft aufeinander treffen, entstehen und entwickeln sich Zyklone, wird das Wetter schlecht. Die Kenntnis der Lage der atmosphärischen Fronten, deren Richtung und Geschwindigkeit ihre Bewegung sowie meteorologische Daten, die Luftmassen charakterisieren, Wettervorhersagen erstellen.

Antizyklon- ein Gebiet mit hohem atmosphärischem Druck mit geschlossenen konzentrischen Isobaren auf Meereshöhe und mit einer entsprechenden Windverteilung. Bei niedriger Antizyklonkälte bleiben die Isobaren nur in den untersten Schichten der Troposphäre (bis zu 1,5 km) geschlossen, und in der mittleren Troposphäre wird überhaupt kein erhöhter Druck festgestellt; Das Vorhandensein eines Höhenwirbels über einem solchen Hochdruckgebiet ist ebenfalls möglich.

Ein hohes Antizyklon ist warm und behält auch in der oberen Troposphäre geschlossene Isobaren mit antizyklonaler Zirkulation bei. Manchmal ist das Antizyklon multizentrisch. Die Luft im Antizyklon auf der Nordhalbkugel bewegt sich im Uhrzeigersinn um das Zentrum (dh weicht vom barischen Gradienten nach rechts ab), auf der Südhalbkugel gegen den Uhrzeigersinn. Der Antizyklon ist durch das Vorherrschen von klarem oder leicht bewölktem Wetter gekennzeichnet. Durch die Abkühlung der Luft von der Erdoberfläche in der kalten Jahreszeit und nachts im Antizyklon ist die Bildung von Oberflächeninversionen und niedrigen Stratuswolken (St) und Nebeln möglich. Im Sommer ist über Land mäßige Tageskonvektion mit Bildung von Quellwolken möglich. Konvektion mit Bildung von Kumuluswolken wird auch in den Passatwinden an der Peripherie subtropischer Antizyklone beobachtet, die dem Äquator zugewandt sind. Wenn sich ein Hochdruckgebiet in niedrigen Breiten stabilisiert, entstehen mächtige, hohe und warme subtropische Hochdruckgebiete. Die Stabilisierung von Antizyklonen erfolgt auch in den mittleren und polaren Breiten. Hohe, sich langsam bewegende Hochdruckgebiete, die den allgemeinen Westtransfer der mittleren Breiten stören, werden als blockierende Hochdruckgebiete bezeichnet.

Synonyme: Hochdruckgebiet, Hochdruckgebiet, barisches Maximum.

Hochdruckgebiete erreichen eine Größe von mehreren tausend Kilometern Durchmesser. Im Zentrum des Hochdruckgebiets beträgt der Druck normalerweise 1020–1030 mbar, kann aber 1070–1080 mbar erreichen. Antizyklone bewegen sich wie Zyklone in Richtung des allgemeinen Lufttransports in der Troposphäre, dh von West nach Ost, während sie zu niedrigen Breiten abweichen. Die durchschnittliche Geschwindigkeit der Antizyklonbewegung beträgt auf der Nordhalbkugel etwa 30 km/h und auf der Südhalbkugel etwa 40 km/h, aber oft bleibt der Antizyklon für lange Zeit inaktiv.

Anzeichen eines Antizyklons:

Klares oder teilweise bewölktes Wetter

Kein Wind

Kein Niederschlag

Stabiles Wettermuster (ändert sich im Laufe der Zeit nicht merklich, solange ein Antizyklon existiert)

Im Sommer bringt der Antizyklon heißes, bewölktes Wetter. Im Winter bringt das Hochdruckgebiet strenge Fröste, manchmal ist auch Frostnebel möglich.

Ein wichtiges Merkmal von Antizyklonen ist ihre Bildung in bestimmten Gebieten. Hochdruckgebiete bilden sich insbesondere über Eisfeldern. Und je mächtiger die Eisdecke, desto ausgeprägter der Antizyklon; deshalb ist das Hochdruckgebiet über der Antarktis sehr stark, über Grönland schwach, über der Arktis mittelstark. Auch in der tropischen Zone entwickeln sich mächtige Hochdruckgebiete.

Zyklon(von anderen griechischen κυκλῶν - „rotierend“) - ein atmosphärischer Wirbel mit einem riesigen Durchmesser (von Hunderten bis zu mehreren Tausend Kilometern) mit reduziertem Luftdruck in der Mitte.

Luftbewegung (gestrichelte Pfeile) und Isobaren (durchgezogene Linien) in einem Zyklon auf der Nordhalbkugel.

Vertikalschnitt eines tropischen Wirbelsturms

Luft in Wirbelstürmen zirkuliert auf der Nordhalbkugel gegen den Uhrzeigersinn und auf der Südhalbkugel im Uhrzeigersinn. Darüber hinaus hat der Wind in Luftschichten in einer Höhe von bis zu mehreren hundert Metern über der Erdoberfläche eine Laufzeit, die entlang des barischen Gradienten (in Richtung abnehmenden Drucks) zum Zentrum des Zyklons gerichtet ist. Der Wert des Begriffs nimmt mit der Höhe ab.

Schematische Darstellung des Entstehungsprozesses von Wirbelstürmen (schwarze Pfeile) aufgrund der Erdrotation (blaue Pfeile).

Ein Zyklon ist nicht nur das Gegenteil eines Antizyklons, sie haben einen anderen Entstehungsmechanismus. Wirbelstürme entstehen ständig und natürlich aufgrund der Rotation der Erde dank der Coriolis-Kraft. Eine Folge des Fixpunktsatzes von Brouwer ist das Vorhandensein mindestens eines Zyklons oder Antizyklons in der Atmosphäre.

Es gibt zwei Haupttypen von Wirbelstürmen – außertropische und tropische. Erstere entstehen in gemäßigten oder polaren Breiten und haben zu Beginn der Entwicklung einen Durchmesser von Tausenden Kilometern, beim sogenannten zentralen Zyklon bis zu mehreren Tausend Kilometern. Unter den außertropischen Wirbelstürmen werden südliche Wirbelstürme unterschieden, die sich an der Südgrenze gemäßigter Breiten (Mittelmeer, Balkan, Schwarzes Meer, Südkaspisches Meer usw.) bilden und nach Norden und Nordosten verlagern. Südliche Wirbelstürme haben kolossale Energiereserven; Mit den südlichen Wirbelstürmen in Zentralrussland und der GUS sind die stärksten Niederschläge, Winde, Gewitter, Sturmböen und andere Wetterphänomene verbunden.

Tropische Wirbelstürme bilden sich in tropischen Breiten und sind kleiner (hunderte, selten mehr als tausend Kilometer), haben aber größere barische Gradienten und Windgeschwindigkeiten, die das Niveau vor dem Sturm erreichen. Solche Zyklone sind auch durch die sog. "Auge des Sturms" - ein zentrales Gebiet mit einem Durchmesser von 20-30 km bei relativ klarem und ruhigem Wetter. Tropische Wirbelstürme können sich während ihrer Entwicklung in außertropische Wirbelstürme verwandeln. Unterhalb von 8-10 ° nördlicher und südlicher Breite treten Zyklone sehr selten auf, und in unmittelbarer Nähe des Äquators treten sie überhaupt nicht auf.

Wirbelstürme treten nicht nur in der Erdatmosphäre auf, sondern auch in den Atmosphären anderer Planeten. Beispielsweise wird in der Atmosphäre des Jupiter seit vielen Jahren der sogenannte Große Rote Fleck beobachtet, der offenbar ein langlebiger Antizyklon ist.

Der tägliche Verlauf der Lufttemperatur ist die Änderung der Lufttemperatur während des Tages - im Allgemeinen spiegelt er den Temperaturverlauf der Erdoberfläche wider, aber die Momente des Einsetzens von Maxima und Minima sind etwas spät, das Maximum tritt um 2 auf pm, das Minimum nach Sonnenaufgang.

Die tägliche Amplitude der Lufttemperatur (die Differenz zwischen der maximalen und der minimalen Lufttemperatur während des Tages) ist an Land höher als über dem Ozean; nimmt beim Umzug in hohe Breiten ab (am größten in tropischen Wüsten - bis zu 400 ° C) und nimmt an Orten mit nacktem Boden zu. Die Größe der täglichen Amplitude der Lufttemperatur ist einer der Indikatoren für die Kontinentalität des Klimas. In Wüsten ist sie viel größer als in Gebieten mit maritimem Klima.

Der Jahresverlauf der Lufttemperatur (Änderung der durchschnittlichen Monatstemperatur im Laufe des Jahres) wird in erster Linie durch den Breitengrad des Ortes bestimmt. Die jährliche Amplitude der Lufttemperatur ist die Differenz zwischen der maximalen und der minimalen durchschnittlichen monatlichen Temperatur.

Theoretisch würde man erwarten, dass die Tagesamplitude, also die Differenz zwischen Höchst- und Tiefsttemperatur, in Äquatornähe am größten ist, weil dort die Sonne tagsüber viel höher steht als in höheren Breiten und mittags sogar den Zenit erreicht an den Tagen des Äquinoktiums, d.h. es sendet vertikale Strahlen aus und gibt daher die größte Wärmemenge ab. Dies wird jedoch nicht wirklich beobachtet, da die Tagesamplitude neben dem Breitengrad auch von vielen anderen Faktoren beeinflusst wird, deren Gesamtheit die Größe des letzteren bestimmt. Dabei ist die Lage des Gebietes relativ zum Meer von großer Bedeutung: ob es sich bei dem gegebenen Gebiet um ein meeresfernes Land oder um ein meeresnahes Gebiet, beispielsweise eine Insel, handelt. Auf den Inseln ist die Amplitude aufgrund des mildernden Einflusses des Meeres unbedeutend, auf den Meeren und Ozeanen noch geringer, aber in den Tiefen der Kontinente ist sie viel größer und die Amplitude nimmt von der Küste aus zu ins Innere des Kontinents. Gleichzeitig hängt die Amplitude auch von der Jahreszeit ab: Im Sommer ist sie größer, im Winter kleiner; Der Unterschied erklärt sich aus der Tatsache, dass die Sonne im Sommer höher steht als im Winter und die Dauer des Sommertages viel länger ist als die des Winters. Darüber hinaus beeinflusst die Wolkendecke die Tagesamplitude: Sie mildert den Temperaturunterschied zwischen Tag und Nacht, hält die von der Erde nachts abgegebene Wärme zurück und dämpft gleichzeitig die Wirkung der Sonnenstrahlen.

Die signifikanteste Tagesamplitude wird in Wüsten und Hochebenen beobachtet. Wüstenfelsen, völlig ohne Vegetation, werden tagsüber sehr heiß und strahlen schnell die gesamte tagsüber empfangene Wärme in der Nacht ab. In der Sahara wurde die tägliche Luftamplitude bei 20-25° und mehr beobachtet. Es gab Fälle, in denen das Wasser nach einer hohen Tagestemperatur nachts sogar gefror und die Temperatur auf der Erdoberfläche unter 0 ° fiel und in den nördlichen Teilen der Sahara sogar auf -6, -8 ° stieg viel höher als 30 ° während des Tages.

In Gebieten mit üppiger Vegetation ist die Tagesamplitude viel geringer. Hier wird ein Teil der tagsüber aufgenommenen Wärme für die Verdunstung von Feuchtigkeit durch Pflanzen aufgewendet, außerdem schützt die Vegetationsdecke die Erde vor direkter Erwärmung und verzögert gleichzeitig die Strahlung in der Nacht. Auf Hochplateaus, wo die Luft stark verdünnt ist, ist die Bilanz von Wärmezufuhr und -abfuhr nachts stark negativ, tagsüber stark positiv, so dass die Tagesamplitude hier manchmal größer ist als in Wüsten. Zum Beispiel beobachtete Przhevalsky während seiner Reise nach Zentralasien in Tibet eine tägliche Schwankung der Lufttemperatur, sogar bis zu 30 °, und auf den Hochebenen des südlichen Teils Nordamerikas (in Colorado und Arizona) tägliche Schwankungen. wie Beobachtungen zeigten, 40° erreicht. Unbedeutende Schwankungen der Tagestemperatur werden beobachtet: in Polarländern; Beispielsweise überschreitet die Amplitude in Novaya Zemlya selbst im Sommer im Durchschnitt nicht 1–2. An den Polen und allgemein in hohen Breiten, wo die Sonne tagsüber oder monatelang überhaupt nicht scheint, gibt es zu dieser Zeit absolut keine täglichen Temperaturschwankungen. Man kann sagen, dass der tägliche Temperaturverlauf an den Polen mit dem jährlichen verschmilzt und der Winter die Nacht und der Sommer den Tag darstellt. Von besonderem Interesse sind in diesem Zusammenhang die Beobachtungen der sowjetischen Driftstation "Nordpol".

So beobachten wir die höchste Tagesamplitude: nicht am Äquator, wo es an Land etwa 5 ° beträgt, sondern näher am Wendekreis der nördlichen Hemisphäre, da hier die Kontinente die größte Ausdehnung haben und hier die größten Wüsten und Plateaus liegen. Die jährliche Temperaturamplitude hängt hauptsächlich vom Breitengrad des Ortes ab, aber im Gegensatz zur Tagestemperatur nimmt die jährliche Amplitude mit der Entfernung vom Äquator zum Pol zu. Dabei wird die Jahresamplitude von all den Faktoren beeinflusst, die wir bereits bei der Betrachtung der Tagesamplituden behandelt haben. Ebenso nehmen die Schwankungen mit der Entfernung vom Meer bis tief ins Festland hinein zu, und die deutlichsten Amplituden werden beispielsweise in der Sahara und in Ostsibirien beobachtet, wo die Amplituden noch größer sind, weil hier beide Faktoren eine Rolle spielen : kontinentales Klima und hoher Breitengrad, während in der Sahara die Amplitude hauptsächlich von der Kontinentalität des Landes abhängt. Darüber hinaus hängen Schwankungen auch von der topografischen Beschaffenheit des Gebiets ab. Um zu sehen, inwieweit dieser letzte Faktor eine signifikante Rolle bei der Amplitudenänderung spielt, genügt es, Temperaturschwankungen im Jura und in den Tälern zu betrachten. Wie Sie wissen, sinkt im Sommer die Temperatur ziemlich schnell mit der Höhe, daher ist die Temperatur auf einsamen Gipfeln, die von allen Seiten von kalter Luft umgeben sind, viel niedriger als in Tälern, die im Sommer stark erhitzt werden. Im Winter hingegen befinden sich in den Tälern kalte und dichte Luftschichten, und die Temperatur der Luft steigt mit der Höhe bis zu einer gewissen Grenze an, so dass einzelne kleine Gipfel im Winter manchmal wie Wärmeinseln wirken, im Sommer dagegen schon sind kältere Punkte. Folglich ist die Jahresamplitude bzw. der Unterschied zwischen Winter- und Sommertemperatur in den Tälern größer als in den Bergen. Die Ränder der Hochebenen sind in den gleichen Bedingungen wie einzelne Berge: Umgeben von kalter Luft erhalten sie gleichzeitig weniger Wärme als flache, flache Gebiete, so dass ihre Amplitude nicht signifikant sein kann. Die Bedingungen für die Erwärmung der zentralen Teile der Plateaus sind bereits unterschiedlich. Da sie im Sommer durch verdünnte Luft stark erhitzt werden, strahlen sie im Vergleich zu isolierten Bergen viel weniger Wärme ab, da sie von erhitzten Teilen des Plateaus und nicht von kalter Luft umgeben sind. Daher kann die Temperatur auf den Hochebenen im Sommer sehr hoch sein, während die Hochebenen im Winter aufgrund der Luftverdünnung über ihnen viel Wärme durch Strahlung verlieren, und es ist natürlich, dass hier sehr starke Temperaturschwankungen zu beobachten sind.

KAPITELIIISCHALEN DER ERDE

Thema 2 ATMOSPHÄRE

§dreißig. TÄGLICHE ÄNDERUNG DER LUFTTEMPERATUR

Denken Sie daran, was die Quelle von Licht und Wärme auf der Erde ist.

Wie wird klare Luft erwärmt?

WIE DIE LUFT WÄRMT. Aus naturkundlichen Lehren wissen Sie, dass durchsichtige Luft die Sonnenstrahlen auf die Erdoberfläche überträgt und diese erwärmt. Es ist die Luft, die sich nicht mit Strahlen erwärmt, sondern sich von einer erhitzten Oberfläche erwärmt. Daher gilt: Je weiter von der Erdoberfläche entfernt, desto kälter ist es. Deshalb ist die Lufttemperatur sehr niedrig, wenn ein Flugzeug hoch über dem Boden fliegt. Am oberen Rand der Troposphäre sinkt sie auf -56 °C.

Es wurde festgestellt, dass die Lufttemperatur nach jedem Höhenkilometer um durchschnittlich 6 °C sinkt (Abb. 126). Hoch in den Bergen erhält die Erdoberfläche mehr Sonnenwärme als am Fuß. Wärme wird jedoch mit zunehmender Höhe schneller abgeführt. Daher können Sie beim Erklimmen der Berge feststellen, dass die Lufttemperatur allmählich abnimmt. Deshalb liegen Schnee und Eis auf den Gipfeln der hohen Berge.

WIE MAN DIE LUFTTEMPERATUR MESSEN KANN. Natürlich weiß jeder, dass die Lufttemperatur mit einem Thermometer gemessen wird, aber es sei daran erinnert, dass ein Thermometer falsch installiert ist, zum Beispiel in der Sonne, es zeigt nicht die Lufttemperatur an, sondern wie viel Grad das Gerät selbst hat aufgeheizt. An meteorologischen Stationen wird das Thermometer in einer speziellen Kabine aufgestellt, um genaue Daten zu erhalten. Seine Wände sind Lattenroste. Dadurch kann Luft ungehindert in die Kabine eindringen, zusammen schützen die Gitter das Thermometer der Wii. direktes Sonnenlicht. Die Kabine wird in einer Höhe von 2 m über dem Boden installiert. Thermometerwerte werden alle 3 Stunden aufgezeichnet.

Reis. 126. Änderung der Lufttemperatur mit der Höhe

Fliegen über den Wolken

1862 flogen zwei Engländer in einem Ballon. In einer Höhe von 3 km, an den Wolken vorbei, zitterten die Forscher vor Kälte. Als die Wolken verschwanden und die Sonne herauskam, wurde es noch kälter. Auf der Höhe dieser 5 km gefror das Wasser, es wurde den Menschen schwer zu atmen, es lärmte in den Ohren und mit fehlender Kraft war es tatsächlich die Achse. Schlagen Sie also die verdünnte Luft auf den Körper. In einer Höhe von 3 km verlor einer der Überlebenden das Bewusstsein. In Höhen und 11 km war es -24°C (auf der Erde war zu dieser Zeit das Gras grün und die Blumen blühten). Beide Draufgänger wurden mit dem Tod bedroht. Deshalb stiegen sie so schnell wie möglich zur Erde hinab.

Reis. 127. Diagramm des täglichen Verlaufs der Lufttemperatur

TÄGLICHE ÄNDERUNG DER TEMPERATUR. Die Sonnenstrahlen erwärmen tagsüber die Erde ungleichmäßig (Abb. 128). Mittags, wenn die Sonne hoch über dem Horizont steht, heizt sich die Erdoberfläche am stärksten auf. Hohe Lufttemperaturen werden jedoch nicht mittags (um 12 Uhr), sondern zwei oder drei Stunden nach Mittag (um 14-15 Uhr) beobachtet. Dies liegt daran, dass es Zeit braucht, um Wärme von der Erdoberfläche zu übertragen. Obwohl die Sonne bereits am Horizont untergeht, erhält die Luft am Nachmittag noch zwei Stunden lang Wärme von der erhitzten Oberfläche. Dann kühlt die Oberfläche allmählich ab, die Lufttemperatur sinkt entsprechend. Die niedrigsten Temperaturen sind vor Sonnenaufgang. Es stimmt, an manchen Tagen kann ein solches tägliches Temperaturmuster gestört sein.

Der Grund für die Änderung der Lufttemperatur im Laufe des Tages ist folglich eine Änderung der Beleuchtung der Erdoberfläche aufgrund ihrer Rotation um ihre Achse. Eine anschaulichere Darstellung der Temperaturänderung bieten die Graphen des Tagesverlaufs der Lufttemperatur (Abb. 127).

WAS IST DIE AMPLITUDE DER LUFTTEMPERATURVARIATION. Die Differenz zwischen der höchsten und der niedrigsten Lufttemperatur wird als Amplitude der Temperaturschwankung (A) bezeichnet. Es gibt tägliche, monatliche und jährliche Amplituden.

Wenn beispielsweise die höchste Lufttemperatur während des Tages +25 °C und +9 °C beträgt, beträgt die Amplitude der Schwankungen 16 °C (25 - 9 = 16) (Mat. 129). Die Beschaffenheit der Erdoberfläche (sie wird als Untergrund bezeichnet) beeinflusst die täglichen Amplituden der Temperaturschwankungen. Über den Ozeanen beträgt die Amplitude beispielsweise nur 1-2 °C, über den Steppen 15-0 °C und in Wüsten erreicht sie 30 °C.

Reis. 129. Bestimmung der täglichen Schwankungsbreite der Lufttemperatur

DENKEN SIE DARAN

Die Luft wird von der Erdoberfläche erwärmt; Mit zunehmender Höhe sinkt seine Temperatur um etwa 6 °C pro Höhenkilometer.

Die Lufttemperatur während des Tages ändert sich aufgrund von Änderungen der Oberflächenbeleuchtung (Wechsel von Tag und Nacht).

Die Amplitude der Temperaturschwankung ist die Differenz zwischen der höchsten und der niedrigsten Lufttemperatur.

FRAGEN UND AUFGABEN

1. Die Lufttemperatur an der Erdoberfläche beträgt +17 °C. Bestimmen Sie die Temperatur außerhalb eines Flugzeugs, das in einer Höhe von 10 km fliegt.

2. Warum wird ein Thermometer in einer speziellen Kabine an meteorologischen Stationen installiert?

3. Sagen Sie uns, wie sich die Lufttemperatur im Laufe des Tages ändert.

4. Berechnen Sie die tägliche Amplitude der Luftschwankungen gemäß den folgenden Daten (in ° C): -1,0, + 4, +5, +3, -2.

5. Denken Sie darüber nach, warum die höchste tägliche Lufttemperatur nicht mittags beobachtet wird, wenn die Sonne hoch über dem Horizont steht.

ÜBUNG 5 (Anfang. Siehe S. 133, 141.)

Thema: Lösung von Problemen zur Änderung der Lufttemperatur mit der Höhe.

1. Die Lufttemperatur an der Erdoberfläche beträgt +25 °C. Bestimmen Sie die Lufttemperatur auf dem Gipfel eines Berges mit einer Höhe von 1500 m.

2. Das Thermometer der meteorologischen Station, die sich auf dem Gipfel des Berges befindet, zeigt 16 ° C über Null an. Gleichzeitig beträgt die Lufttemperatur an seinem Fuß +23,2 °C. Berechne die relative Höhe des Berges.

Der Tagesverlauf der Lufttemperatur wird durch den entsprechenden Temperaturverlauf der aktiven Fläche bestimmt. Erwärmung und Abkühlung von Luft hängen vom thermischen Regime der aktiven Oberfläche ab. Die von dieser Oberfläche aufgenommene Wärme breitet sich teilweise in die Tiefe des Bodens oder Reservoirs aus, der andere Teil wird an die angrenzende Atmosphärenschicht abgegeben und breitet sich dann auf die darüber liegenden Schichten aus. In diesem Fall gibt es eine gewisse Verzögerung beim Wachstum und eine Abnahme der Lufttemperatur im Vergleich zur Änderung der Bodentemperatur.

Die minimale Lufttemperatur in 2 m Höhe wird vor Sonnenaufgang eingehalten. Wenn die Sonne über den Horizont steigt, steigt die Lufttemperatur für 2-3 Stunden schnell an. Dann verlangsamt sich der Temperaturanstieg. Sein Maximum tritt nach 2-3 Stunden am Nachmittag auf. Außerdem sinkt die Temperatur - zuerst langsam und dann schneller.

Über den Meeren und Ozeanen tritt die maximale Lufttemperatur 2-3 Stunden früher auf als über den Kontinenten, und die Amplitude der täglichen Variation der Lufttemperatur über großen Gewässern ist größer als die Amplitude der Temperaturschwankungen der Wasseroberfläche. Dies erklärt sich dadurch, dass die Absorption der Sonnenstrahlung durch die Luft und die eigene Strahlung über dem Meer viel größer ist als über dem Land, da die Luft über dem Meer mehr Wasserdampf enthält.

Merkmale der täglichen Variation der Lufttemperatur werden durch Mittelung der Ergebnisse von Langzeitbeobachtungen aufgedeckt. Mit dieser Mittelung werden einzelne nicht periodische Überschreitungen des Tagestemperaturverlaufs im Zusammenhang mit dem Eindringen von Kalt- und Warmluftmassen ausgeschlossen. Diese Eingriffe verfälschen die täglichen Temperaturschwankungen. Zum Beispiel fällt während des Tages während des Eindringens einer kalten Luftmasse die Lufttemperatur an einigen Stellen manchmal ab, anstatt zu steigen. Mit dem Eindringen einer warmen Masse in der Nacht kann die Temperatur steigen.

Bei gleichbleibendem Wetter kommt die Änderung der Lufttemperatur im Laufe des Tages recht deutlich zum Ausdruck. Aber die Amplitude der täglichen Variation der Lufttemperatur über Land ist immer kleiner als die Amplitude der täglichen Variation der Temperatur der Bodenoberfläche. Die Amplitude der täglichen Variation der Lufttemperatur hängt von einer Reihe von Faktoren ab.

Der Breitengrad des Ortes. Mit zunehmendem Breitengrad nimmt die Amplitude der täglichen Variation der Lufttemperatur ab. Die größten Amplituden werden in subtropischen Breiten beobachtet. Im Jahresdurchschnitt beträgt die betrachtete Amplitude etwa 12 °C in tropischen Regionen, 8-9 °C in gemäßigten Breiten, 3-4 °C in der Nähe des Polarkreises und 1-2 °C in der Arktis.

Saison. In gemäßigten Breiten werden die kleinsten Amplituden im Winter und die größten im Sommer beobachtet. Im Frühjahr sind sie etwas größer als im Herbst. Die Amplitude der täglichen Temperaturschwankung hängt nicht nur vom Tagesmaximum, sondern auch vom Nachtminimum ab, das umso geringer ist, je länger die Nacht dauert. In gemäßigten und hohen Breiten hat die Temperatur in kurzen Sommernächten keine Zeit, auf sehr niedrige Werte abzufallen, und daher bleibt die Amplitude hier relativ klein. In den Polarregionen beträgt die Amplitude der täglichen Schwankung der Lufttemperatur unter den Bedingungen eines Polartages rund um die Uhr nur etwa 1 °C. Während der Polarnacht sind tageszeitliche Temperaturschwankungen fast nicht zu beobachten. In der Arktis werden die größten Amplituden im Frühjahr und Herbst beobachtet. Auf Dixon Island beträgt die höchste Amplitude während dieser Jahreszeiten durchschnittlich 5-6 °C.

Die größten Amplituden des Tagesgangs der Lufttemperatur werden in tropischen Breiten beobachtet und sind hier kaum von der Jahreszeit abhängig. In tropischen Wüsten betragen diese Amplituden das ganze Jahr über 20–22 °С.

Die Art der aktiven Oberfläche. Oberhalb der Wasseroberfläche ist die Amplitude der täglichen Schwankung der Lufttemperatur geringer als über Land. Über den Meeren und Ozeanen liegen sie im Durchschnitt bei 2-3°C. Mit zunehmender Entfernung von der Küste zu den Tiefen des Festlandes steigen die Amplituden auf 20–22 °C an. Eine ähnliche, aber schwächere Wirkung auf den täglichen Verlauf der Lufttemperatur haben Binnengewässer und stark befeuchtete Oberflächen (Sümpfe, Orte mit üppiger Vegetation). In trockenen Steppen und Wüsten erreicht die durchschnittliche jährliche Amplitude der täglichen Variation der Lufttemperatur 30 °C.

Wolkig. Die Amplitude der täglichen Schwankung der Lufttemperatur an klaren Tagen ist größer als an bewölkten Tagen, da Schwankungen der Lufttemperatur direkt von Schwankungen der Temperatur der aktiven Schicht abhängen, die wiederum direkt mit der Anzahl und Art der Wolken zusammenhängen .

Geländeentlastung. Das Relief des Gebiets hat einen signifikanten Einfluss auf den täglichen Verlauf der Lufttemperatur, was zuerst von A. I. Voeikov bemerkt wurde. Bei konkaven Reliefformen (Höhlen, Mulden, Täler) kommt die Luft mit der größten Fläche der darunter liegenden Oberfläche in Kontakt. Hier stagniert die Luft tagsüber, nachts kühlt sie über den Hängen ab und fließt nach unten. Infolgedessen nehmen sowohl die Tageserwärmung als auch die Nachtluftkühlung in konkaven Landformen im Vergleich zu flachem Gelände zu. Damit nehmen auch die Amplituden der tageszeitlichen Temperaturschwankungen in einem solchen Relief zu. Bei konvexen Landformen (Berge, Hügel, Hügel) kommt die Luft mit dem kleinsten Bereich der darunter liegenden Oberfläche in Kontakt. Der Einfluss der aktiven Fläche auf die Lufttemperatur nimmt ab. So sind die Amplituden der täglichen Schwankungen der Lufttemperatur in Senken, Mulden und Tälern größer als über den Ebenen, und über den letzteren größer als über den Gipfeln der Berge und Hügel.

Höhe über dem Meeresspiegel. Mit zunehmender Höhe nimmt die Amplitude der täglichen Schwankung der Lufttemperatur ab und die Zeitpunkte des Einsetzens von Maxima und Minima verschieben sich auf einen späteren Zeitpunkt. Die tageszeitliche Temperaturschwankung mit einer Amplitude von 1–2°C wird auch auf der Höhe der Tropopause beobachtet, ist aber hier bereits auf die Absorption der Sonnenstrahlung durch das in der Luft enthaltene Ozon zurückzuführen.

Der Jahresverlauf der Lufttemperatur wird zunächst durch den Jahresverlauf der Temperatur der aktiven Fläche bestimmt. Die Amplitude des Jahreszyklus ist die Differenz zwischen den monatlichen Durchschnittstemperaturen der wärmsten und kältesten Monate.

Auf der Nordhalbkugel auf den Kontinenten wird die maximale durchschnittliche Lufttemperatur im Juli beobachtet, die minimale im Januar. An den Ozeanen und Küsten der Kontinente treten extreme Temperaturen etwas später auf: Maximum - im August, Minimum - im Februar - März. An Land ist die Amplitude der jährlichen Schwankung der Lufttemperatur viel größer als über der Wasseroberfläche.

Der Breitengrad des Ortes hat einen großen Einfluss auf die Amplitude der jährlichen Variation der Lufttemperatur. Die kleinste Amplitude wird in der äquatorialen Zone beobachtet. Mit zunehmendem Breitengrad des Ortes nimmt die Amplitude zu und erreicht die höchsten Werte in den polaren Breiten. Die Amplitude der jährlichen Schwankungen der Lufttemperatur hängt auch von der Höhe des Ortes über dem Meeresspiegel ab. Mit zunehmender Höhe nimmt die Amplitude ab. Die Wetterbedingungen haben einen großen Einfluss auf den Jahresverlauf der Lufttemperatur: Nebel, Regen und vor allem Bewölkung. Das Fehlen von Wolken im Winter führt zu einer Abnahme der Durchschnittstemperatur des kältesten Monats und im Sommer zu einer Erhöhung der Durchschnittstemperatur des wärmsten Monats.

Der Jahresverlauf der Lufttemperatur in verschiedenen geografischen Gebieten ist vielfältig. Je nach Größe der Amplitude und Zeitpunkt des Einsetzens extremer Temperaturen werden vier Arten von jährlichen Schwankungen der Lufttemperatur unterschieden.

• 1. Äquatorialer Typ. In der Äquatorzone werden zwei Temperaturmaxima pro Jahr beobachtet – nach den Frühlings- und Herbstäquinoktien, wenn die Sonne mittags im Zenit über dem Äquator steht, und zwei Minima – nach der Winter- und Sommersonnenwende, wenn die Sonne auf ihrem Höhepunkt steht niedrigste Höhe. Die Amplituden der Jahresschwankung sind hier klein, was durch eine kleine Veränderung des Wärmeeintrags im Jahresverlauf erklärt wird. Über den Ozeanen betragen die Amplituden etwa 1 °C und über den Kontinenten 5–10 °C.
• 2. Art der gemäßigten Zone. In gemäßigten Breiten gibt es auch eine jährliche Temperaturschwankung mit einem Maximum nach der Sommer- und einem Minimum nach der Wintersonnenwende. Über den Kontinenten der nördlichen Hemisphäre wird die maximale monatliche Durchschnittstemperatur im Juli über den Meeren und Küsten - im August - beobachtet. Die jährlichen Amplituden nehmen mit dem Breitengrad zu. Über den Ozeanen und Küsten liegen sie im Durchschnitt bei 10--15 °C, über den Kontinenten bei 40--50 °C und erreichen auf einem Breitengrad von 60 °C 60 °C.
• 3. Polartyp. Die Polarregionen zeichnen sich durch lange kalte Winter und relativ kurze kühle Sommer aus. Die jährlichen Amplituden über dem Ozean und den Küsten der Polarmeere betragen 25–40 °C, an Land überschreiten sie 65 °C. Die maximale Temperatur wird im August beobachtet, die minimale - im Januar.

Die betrachteten Typen der jährlichen Schwankungen der Lufttemperatur werden aus Langzeitdaten identifiziert und repräsentieren regelmäßige periodische Schwankungen. In einigen Jahren treten unter dem Einfluss von warmen oder kalten Massen Abweichungen von den oben genannten Typen auf. Häufige Invasionen von Meeresluftmassen auf dem Festland führen zu einer Abnahme der Amplitude. Intrusionen kontinentaler Luftmassen an den Küsten der Meere und Ozeane verstärken in diesen Gebieten ihre Amplitude. Nichtperiodische Temperaturänderungen sind hauptsächlich mit der Advektion von Luftmassen verbunden. Beispielsweise tritt in gemäßigten Breiten eine erhebliche nicht periodische Abkühlung auf, wenn kalte Luftmassen aus der Arktis eindringen. Gleichzeitig wird im Frühjahr häufig eine Rückkehr der Kälte festgestellt. Wenn tropische Luftmassen in gemäßigte Breiten eindringen, werden im Herbst Wärmerückflüsse beobachtet 8, p. 285 - 291.

Allgemeine Informationen zur Lufttemperatur

Bestimmung 1

Der Indikator für den von Messgeräten aufgezeichneten thermischen Zustand der Luft wird genannt Temperatur.

Die Sonnenstrahlen, die auf die Kugelform des Planeten fallen, erwärmen ihn auf unterschiedliche Weise, da sie aus verschiedenen Winkeln kommen. Die Sonnenstrahlen erwärmen die atmosphärische Luft nicht, während sich die Erdoberfläche sehr stark aufheizt und Wärmeenergie an die angrenzenden Luftschichten abgibt. Warme Luft wird leicht und steigt auf, wo sie sich mit kalter Luft vermischt und dabei einen Teil ihrer Wärmeenergie abgibt. Warme Luft kühlt mit der Höhe ab und in einer Höhe von $10$ km wird ihre Temperatur konstant $-40$ Grad.

Bestimmung 2

In der Stratosphäre verschieben sich die Temperaturen und ihre Indikatoren beginnen zu steigen. Dieses Phänomen wurde benannt Temperaturumkehr.

Am meisten heizt sich die Erdoberfläche dort auf, wo die Sonnenstrahlen im rechten Winkel einfallen – das ist der Bereich Äquator. Die minimal empfangene Wärmemenge Polar- und Polarregionen, weil der Einfallswinkel der Sonnenstrahlen spitz ist und die Strahlen über die Oberfläche gleiten, außerdem werden sie auch noch von der Atmosphäre gestreut. Infolgedessen können wir sagen, dass die Lufttemperatur vom Äquator zu den Polen des Planeten abnimmt.

Eine wichtige Rolle spielen die Neigung der Erdachse zur Bahnebene und die Jahreszeit, die zu einer ungleichmäßigen Erwärmung der Nord- und Südhalbkugel führt. Die Lufttemperatur ist kein konstanter Indikator, sie ändert sich im Laufe des Tages überall auf der Welt. Auf thematischen Klimakarten wird die Lufttemperatur durch ein spezielles Symbol angezeigt, das aufgerufen wird Isotherme.

Bestimmung 3

Isothermen- das sind Linien, die Punkte auf der Erdoberfläche mit gleicher Temperatur verbinden.

Anhand von Isothermen werden auf dem Planeten thermische Gürtel unterschieden, die vom Äquator bis zu den Polen reichen:

• Äquatorialer oder heißer Gürtel;
• Zwei gemäßigte Gürtel;
• zwei Kältezonen.

Somit wird die Lufttemperatur stark beeinflusst durch:

• Geografische Breite des Ortes;
• Wärmeübertragung von niedrigen Breiten zu hohen Breiten;
• Verteilung der Kontinente und Ozeane;
• Lage von Gebirgszügen;
• Strömungen im Ozean.

Temperaturänderung

Die Lufttemperatur ändert sich im Laufe des Tages kontinuierlich. Das Land erwärmt sich tagsüber schnell und die Luft erwärmt sich davon, aber mit Beginn der Nacht kühlt das Land auch schnell ab und danach kühlt die Luft ab. Daher ist es in den Morgenstunden am kühlsten und am Nachmittag am wärmsten.

Der Austausch von Wärme, Masse und Impuls zwischen den einzelnen Schichten der Atmosphäre findet ständig statt. Die Wechselwirkung der Atmosphäre mit der Erdoberfläche ist durch die gleichen Prozesse gekennzeichnet und vollzieht sich auf folgende Weise:

• Strahlungspfad (Luftabsorption der Sonnenstrahlung);
• Wärmeleitungspfad;
• Wärmeübertragung durch Verdampfung, Kondensation oder Kristallisation von Wasserdampf.

Die Lufttemperatur selbst auf dem gleichen Breitengrad kann nicht konstant sein. Auf der Erde gibt es nur in einer Klimazone keine täglichen Temperaturschwankungen - dies ist eine heiße oder äquatoriale Zone. Hier haben sowohl die Nacht- als auch die Tageslufttemperatur den gleichen Wert. An den Küsten großer Stauseen und über ihrer Oberfläche ist die tägliche Amplitude ebenfalls unbedeutend, aber in der Wüstenklimazone erreicht der Unterschied zwischen Tag- und Nachttemperatur manchmal 50-60 $ Grad.

In gemäßigten Klimazonen tritt die maximale Sonneneinstrahlung an den Tagen der Sommersonnenwende auf - auf der Nordhalbkugel schon Juli Monat und auf der Südhalbkugel - Januar. Der Grund dafür liegt nicht nur in der intensiven Sonneneinstrahlung, sondern auch darin, dass die stark erhitzte Oberfläche des Planeten enorm viel Wärmeenergie abgibt.

Mittlere Breiten sind durch höhere Jahresamplituden gekennzeichnet. Jeder Ort auf der Erde ist durch seine durchschnittlichen und absoluten Lufttemperaturen gekennzeichnet. Der heißeste Ort der Erde ist Libysche Wüste, wo das absolute Maximum festgelegt ist - ($ +58 $ Grad) und der kälteste Ort die russische Station ist "Ost" in der Antarktis - ($ -89,2 $ Grad). Alle Durchschnittstemperaturen - Tagesdurchschnitt, Monatsdurchschnitt, Jahresdurchschnitt - sind arithmetisches Mittel Werte mehrerer Indikatoren des Thermometers. Wir wissen bereits, dass die Lufttemperatur in der Troposphäre mit der Höhe abnimmt, aber in der Oberflächenschicht kann ihre Verteilung anders sein – sie kann steigen, sinken oder konstant bleiben. Die Vorstellung, wie sich die Lufttemperatur mit der Höhe verteilt, ergibt sich vertikaler Farbverlauf Temperatur (VGT). Jahreszeit, Tageszeit, Wetterbedingungen beeinflussen den Wert der VGT. Beispielsweise trägt der Wind zur Durchmischung der Luft bei und in verschiedenen Höhen pendelt sich ihre Temperatur ein, was bedeutet, dass der WGT-Wind abnimmt. Die VGT nimmt stark ab, wenn der Boden nass ist, das Brachfeld hat eine größere VGT als ein dicht gesätes Feld, weil diese Oberflächen unterschiedliche Temperaturregime haben.

Das Vorzeichen des VGT gibt an, wie sich die Temperatur mit der Höhe ändert, wenn es kleiner als Null ist, dann steigt die Temperatur mit der Höhe. Und umgekehrt, wenn das Vorzeichen größer als Null ist, nimmt die Temperatur mit der Entfernung von der Oberfläche ab und bleibt bei VGT = 0 unverändert. Eine solche Temperaturverteilung mit der Höhe wird als Temperaturverteilung bezeichnet Umkehrungen.

Umkehrungen können sein:

• Strahlung (Strahlungskühlung der Oberfläche);
• Advektiv (gebildet, wenn warme Luft auf eine kalte Oberfläche trifft).

Es gibt vier Arten von jährlichen Temperaturschwankungen, basierend auf der durchschnittlichen langfristigen Amplitude und dem Zeitpunkt des Einsetzens extremer Temperaturen:

• Äquatorialer Typ - es gibt zwei Maxima und zwei Minima;
• Tropischer Typ (Maximum und Minimum nach der Sonnenwende beobachtet);
• Moderater Typ (Maximum und Minimum werden nach der Sonnenwende beobachtet);
• Polartyp (Mindesttemperatur während der Polarnacht);

Auch die Höhe eines Ortes über dem Meeresspiegel beeinflusst den Jahresverlauf der Lufttemperatur. Die Jahresamplitude nimmt mit der Höhe ab. Die Lufttemperatur wird von Spezialisten an meteorologischen Stationen gemessen.