La variación diurna de la presión del vapor de agua. Variación diaria y anual de la temperatura del aire cerca de la superficie terrestre Variación diaria y anual de la temperatura del aire

El curso diario y anual de la temperatura del aire en la capa superficial de la atmósfera está determinado por la temperatura a una altura de 2 m Básicamente, este curso se debe al curso correspondiente de la temperatura de la superficie activa. Las características del curso de la temperatura del aire están determinadas por sus extremos, es decir, las temperaturas más altas y más bajas. La diferencia entre estas temperaturas se denomina amplitud del curso de la temperatura del aire. El patrón de variaciones diarias y anuales de la temperatura del aire se revela promediando los resultados de las observaciones a largo plazo. Se asocia con fluctuaciones periódicas. Las perturbaciones no periódicas del curso diario y anual, provocadas por la intrusión de masas de aire caliente o frío, distorsionan el curso normal de la temperatura del aire. El calor absorbido por la superficie activa se transfiere a la capa de aire adyacente. En este caso, hay cierto retraso en el aumento y disminución de la temperatura del aire en comparación con los cambios en la temperatura del suelo. En el curso normal de la temperatura, la temperatura mínima se observa antes del amanecer, el máximo se observa a las 14-15 horas (Fig. 4.4).

Figura 4.4. El curso diario de la temperatura del aire en Barnaul(disponible al descargar la versión completa del tutorial)

Amplitud de la variación diurna de la temperatura del aire sobre la tierra es siempre menor que la amplitud de la variación diaria de la temperatura de la superficie del suelo y depende de los mismos factores, es decir, de la estación, latitud, nubosidad, terreno, así como de la naturaleza de la superficie activa y la altitud sobre el nivel del mar nivel. Amplitud del curso anual calculada como la diferencia entre las temperaturas medias mensuales de los meses más cálidos y más fríos. Amplitud de temperatura anual absoluta se llama la diferencia entre la temperatura máxima absoluta y la temperatura mínima absoluta del aire para el año, es decir, entre las temperaturas más altas y más bajas observadas durante el año. La amplitud de la evolución anual de la temperatura del aire en un lugar determinado depende de la latitud geográfica, la distancia al mar, la altitud del lugar, la evolución anual de la nubosidad y una serie de otros factores. Se observan pequeñas amplitudes térmicas anuales sobre el mar y son características del clima marítimo. Sobre la tierra, hay grandes amplitudes de temperatura anuales características del clima continental. Sin embargo, el clima marítimo también se extiende a las regiones de los continentes adyacentes al mar, donde la frecuencia de masas de aire marino es alta. El aire del mar trae un clima marítimo a la tierra. Con la distancia desde el océano hacia el interior del continente, las amplitudes de temperatura anuales aumentan, es decir, aumenta la continentalidad del clima.

Por el valor de la amplitud y por el tiempo de inicio de las temperaturas extremas, se distinguen cuatro tipos de variación anual de la temperatura del aire. tipo ecuatorial Se caracteriza por dos máximos, después de los equinoccios de primavera y otoño, cuando el Sol está en su cenit al mediodía, y dos mínimos, después de los solsticios de verano y tierra. Este tipo se caracteriza por una pequeña amplitud: sobre los continentes entre 5 y 10 °C, y sobre los océanos solo alrededor de 1 °C. tipo tropical caracterizado por un máximo - después del solsticio de verano y un mínimo - después del solsticio de invierno. La amplitud aumenta con la distancia desde el ecuador y tiene un promedio de 10 a 20°С sobre los continentes y de 5 a 10°С sobre los océanos. Tipo templado caracterizado por el hecho de que los extremos se observan sobre los continentes al mismo tiempo que en el caso del tipo tropical, y sobre el océano un mes después. La amplitud aumenta con la latitud, alcanzando 50-60°C sobre los continentes y 15-20°C sobre los océanos. tipo polar similar al tipo anterior, pero difiere en un mayor aumento en la amplitud, alcanzando 25-40°С sobre el océano y las costas, y superando los 65°С sobre la tierra

Isotermas de enero y julio en el territorio de Rusia??????

lucas rienda Estudiante (237) Hace 1 año

CINTURÓN TÉRMICO DE LA TIERRA, zonas de temperatura de la Tierra, - un sistema para clasificar los climas por la temperatura del aire. Por lo general, se distingue: zona caliente: entre las isotermas anuales 20 ° (alcanza los 30 ° de latitud); 2 zonas templadas (en cada hemisferio) - entre la isoterma anual de 20° y la isoterma del mes más cálido. 10°; 2 cinturones fríos - entre las isotermas del mes más cálido. 10° y 0°; 2 cinturones de escarcha eterna - de cf. Temperatura del mes más cálido. por debajo de 0°.

julieta Estudiante (237) Hace 1 año

Los cinturones térmicos son bandas anchas que rodean la Tierra, con temperaturas del aire cercanas dentro del cinturón y que se diferencian de los vecinos por una distribución latitudinal no uniforme de la radiación solar. Hay siete zonas térmicas: caliente a ambos lados del ecuador, limitada por isotermas anuales de +20°C; templado 2 (norte y sur) con una isoterma límite de +10°С del mes más cálido; frío 2 entre +10°С y 0°С del mes más cálido de heladas eternas 2 con una temperatura media anual del aire inferior a 0°С.

Fenómenos ópticos. Como ya se mencionó, cuando los rayos del Sol atraviesan la atmósfera, parte de la radiación solar directa es absorbida por las moléculas de aire, dispersada y reflejada. Como resultado de esto, se observan diversos fenómenos ópticos en la atmósfera, los cuales son percibidos directamente por nuestro ojo. Estos fenómenos incluyen: color del cielo, refracción, espejismos, halo, arcoíris, sol falso, pilares de luz, cruces de luz, etc.

color del cielo Todo el mundo sabe que el color del cielo cambia según el estado de la atmósfera. Un cielo claro y sin nubes durante el día tiene un color azul. Este color del cielo se debe a que hay mucha radiación solar dispersa en la atmósfera, que está dominada por ondas cortas que percibimos como azules o azules. Si el aire está polvoriento, la composición espectral de la radiación dispersa cambia, el azul del cielo se debilita; el cielo se vuelve blanco. Cuanto más nublado el aire, más débil el azul del cielo.

El color del cielo cambia con la altura. A una altura de 15 a 20 kilómetros el color del cielo es negro y morado. Desde la cima de las altas montañas, el color del cielo parece azul profundo, y desde la superficie de la Tierra, azul. Este cambio de color de violeta negro a azul claro se debe a la dispersión cada vez mayor de los rayos primero violeta, luego azul y azul.

Al amanecer y al atardecer, cuando los rayos del sol atraviesan el mayor espesor de la atmósfera y al mismo tiempo pierden casi todos los rayos de onda corta (violeta y azul), y solo los rayos de onda larga llegan al ojo del observador, el color de la parte del cielo cerca del horizonte y el Sol mismo tiene un color rojo o naranja.

Refracción. Como resultado de la reflexión y refracción de los rayos del sol al atravesar capas de aire de diferente densidad, su trayectoria sufre algunos cambios. Esto lleva al hecho de que vemos cuerpos celestes y objetos distantes en la superficie de la tierra en una dirección ligeramente diferente de aquella en la que realmente se encuentran. Por ejemplo, si miramos la cima de una montaña desde un valle, entonces la montaña nos parece elevada; al observar desde la montaña hacia el valle, se nota un aumento en el fondo del valle.

El ángulo formado por una línea recta desde el ojo del observador hasta un punto y la dirección en la que el ojo ve ese punto se llama refracción.

La cantidad de refracción observada en la superficie terrestre depende de la distribución de la densidad de las capas inferiores de aire y de la distancia del observador al objeto. La densidad del aire depende de la temperatura y la presión. En promedio, la magnitud de la refracción de la tierra, dependiendo de la distancia a los objetos observados en condiciones atmosféricas normales, es:

Espejismos. Los fenómenos de espejismo están asociados con la refracción anómala de los rayos del sol, que es causada por un cambio brusco en la densidad del aire en la atmósfera inferior. Con un espejismo, el observador ve, además de los objetos, también sus imágenes por debajo o por encima de la posición real de los objetos, ya veces a la derecha oa la izquierda de ellos. A menudo, el observador solo puede ver la imagen sin ver los objetos mismos.

Si la densidad del aire cae bruscamente con la altura, la imagen de los objetos se observa por encima de su ubicación real. Entonces, por ejemplo, en tales condiciones, puede ver la silueta del barco sobre el nivel del mar, cuando el barco está oculto para el observador más allá del horizonte.

Los espejismos inferiores a menudo se observan en llanuras abiertas, especialmente en los desiertos, donde la densidad del aire aumenta bruscamente con la altura. En este caso, una persona a menudo ve en la distancia, por así decirlo, una superficie acuosa y ligeramente ondulada. Si al mismo tiempo hay objetos en el horizonte, parece que se elevan por encima de esta agua. Y en este espacio de agua uno puede ver sus contornos al revés, como si se reflejaran en el agua. La visibilidad de la superficie del agua en la llanura se crea como resultado de una gran refracción, que provoca una imagen inversa debajo de la superficie terrestre de una parte del cielo detrás de los objetos.

Aureola. El fenómeno de un halo se refiere a círculos de luz o iridiscentes, a veces observados alrededor del Sol o la Luna. Un halo se produce cuando estos cuerpos celestes deben verse a través de cirros ligeros oa través de un velo de niebla, formado por agujas de hielo suspendidas en el aire (Fig. 63).

El fenómeno del halo ocurre debido a la refracción en los cristales de hielo y el reflejo de los rayos del sol en sus caras.

Arcoíris. Un arcoíris es un gran arco multicolor, generalmente observado después de la lluvia contra el fondo de nubes de lluvia ubicadas contra la parte del cielo donde brilla el Sol. La magnitud del arco es diferente, a veces hay un semicírculo iridiscente completo. A menudo vemos dos arco iris al mismo tiempo. La intensidad del desarrollo de los colores individuales en el arco iris y el ancho de sus bandas son diferentes. En un arcoíris bien visible, el rojo se ubica de un lado y el violeta del otro; el resto de los colores del arcoíris están en el orden de los colores del espectro.

Los arco iris son causados ​​por la refracción y el reflejo de la luz solar en las gotas de agua en la atmósfera.

Fenómenos sonoros en la atmósfera. Las vibraciones longitudinales de las partículas de materia, al propagarse a través del medio material (a través del aire, el agua y los sólidos) y llegar al oído humano, provocan sensaciones denominadas "sonido".

El aire atmosférico siempre contiene ondas sonoras de varias frecuencias y potencias. Algunas de estas ondas son creadas artificialmente por el hombre y algunos de los sonidos son de origen meteorológico.

Los sonidos de origen meteorológico incluyen los truenos, el aullido del viento, el zumbido de los cables, el ruido y susurro de los árboles, la "voz del mar", los sonidos y ruidos que se producen durante el movimiento de las masas de arena en los desiertos y sobre las dunas. , así como los copos de nieve sobre una superficie lisa de nieve, los sonidos al caer sobre la superficie terrestre de la precipitación sólida y líquida, los sonidos del oleaje cerca de las orillas de los mares y lagos, etc. Detengámonos en algunos de ellos.

El trueno se observa durante el fenómeno de la descarga de un rayo. Surge en relación con las condiciones termodinámicas especiales que se crean en la trayectoria del movimiento del rayo. Por lo general, percibimos los truenos en forma de una serie de golpes, los llamados repiques. Los truenos se explican por el hecho de que los sonidos generados al mismo tiempo a lo largo del largo y normalmente sinuoso camino del rayo llegan al observador de forma secuencial y con diferentes intensidades. El trueno, a pesar de la gran potencia del sonido, se escucha a una distancia de no más de 20-25 kilómetros(promedio de 15 kilómetros).

El aullido del viento ocurre cuando el aire se mueve rápidamente con un remolino de algunos objetos. En este caso, hay una alternancia de acumulación y salida de aire de los objetos, lo que da lugar a sonidos. El zumbido de los cables, el ruido y el susurro de los árboles, la "voz del mar" también están conectados por el movimiento del aire.

La velocidad del sonido en la atmósfera. La velocidad de propagación del sonido en la atmósfera se ve afectada por la temperatura y la humedad del aire, así como por el viento (dirección y fuerza). La velocidad media del sonido en la atmósfera es 333 metro por segundo. A medida que aumenta la temperatura del aire, la velocidad del sonido aumenta ligeramente. Un cambio en la humedad absoluta del aire tiene un efecto menor sobre la velocidad del sonido. El viento tiene una fuerte influencia: la velocidad del sonido en la dirección del viento aumenta, contra el viento disminuye.

El conocimiento de la velocidad de propagación del sonido en la atmósfera es de gran importancia para resolver una serie de problemas en el estudio de las capas superiores de la atmósfera por el método acústico. Usando la velocidad promedio del sonido en la atmósfera, puede averiguar la distancia desde su ubicación hasta la ubicación del trueno. Para hacer esto, debe determinar la cantidad de segundos entre el destello visible del relámpago y el momento en que llega el sonido del trueno. Entonces necesitas multiplicar el valor promedio de la velocidad del sonido en la atmósfera - 333 m/seg. para el número de segundos dado.

Eco. Las ondas de sonido, como los rayos de luz, experimentan refracción y reflexión al pasar de un medio a otro. Las ondas de sonido pueden reflejarse desde la superficie de la tierra, desde el agua, desde las montañas circundantes, las nubes, desde la interfaz entre las capas de aire que tienen diferentes temperaturas y humedad. El sonido, reflejado, se puede repetir. El fenómeno de repetición de sonidos debido a la reflexión de ondas sonoras desde diferentes superficies se denomina "eco".

Especialmente a menudo, el eco se observa en las montañas, cerca de las rocas, donde una palabra pronunciada en voz alta se repite una o varias veces después de un cierto período de tiempo. Entonces, por ejemplo, en el valle del Rin hay una roca Lorelei, en la que el eco se repite hasta 17-20 veces. Un ejemplo de eco son los truenos, que surgen como resultado del reflejo de los sonidos de las descargas eléctricas de varios objetos en la superficie terrestre.

Fenómenos eléctricos en la atmósfera. Los fenómenos eléctricos observados en la atmósfera están asociados con la presencia en el aire de átomos cargados eléctricamente y moléculas de gas llamadas iones. Los iones vienen en cargas negativas y positivas, y según el tamaño de las masas se dividen en ligeros y pesados. La ionización de la atmósfera se produce bajo la influencia de la parte de onda corta de la radiación solar, los rayos cósmicos y la radiación de sustancias radiactivas contenidas en la corteza terrestre y en la propia atmósfera. La esencia de la ionización radica en el hecho de que estos ionizadores transfieren energía a una molécula neutra o átomo de gas de aire, bajo cuya acción uno de los electrones externos se elimina de la esfera de acción del núcleo. Como resultado, un átomo privado de un electrón se convierte en un ion ligero positivo. Un electrón extraído de un átomo dado se une rápidamente a un átomo neutro y de esta manera se crea un ion de luz negativo. Los iones ligeros, al encontrarse con partículas de aire suspendidas, les dan su carga y forman así iones pesados.

El número de iones en la atmósfera aumenta con la altura. En promedio por cada 2 kilómetros altura, su número aumenta en mil iones en un metro cúbico. centímetro. En las capas altas de la atmósfera, la máxima concentración de iones se observa a altitudes de unos 100 y 250 kilómetros

La presencia de iones en la atmósfera crea la conductividad eléctrica del aire y el campo eléctrico en la atmósfera.

La conductividad de la atmósfera se crea debido a la alta movilidad de principalmente iones ligeros. Los iones pesados ​​juegan un pequeño papel a este respecto. Cuanto mayor sea la concentración de iones ligeros en el aire, mayor será su conductividad. Y dado que el número de iones de luz aumenta con la altura, la conductividad de la atmósfera también aumenta con la altura. Entonces, por ejemplo, a una altura de 7-8 kilómetros la conductividad es aproximadamente 15-20 veces mayor que la de la superficie terrestre. a unos 100 kilómetros la conductividad es muy alta.

El aire limpio tiene pocas partículas en suspensión, por lo que contiene más iones ligeros y menos pesados. En este sentido, la conductividad del aire limpio es mayor que la conductividad del aire polvoriento. Por lo tanto, en neblina y niebla, la conductividad tiene un valor bajo.El campo eléctrico en la atmósfera fue establecido por primera vez por M. V. Lomonosov. En tiempo despejado y sin nubes, la intensidad del campo se considera normal. Hacia

La atmósfera de la superficie terrestre está cargada positivamente. Bajo la influencia del campo eléctrico de la atmósfera y el campo negativo de la superficie terrestre, se establece una corriente vertical de iones positivos desde la superficie terrestre hacia arriba, y de iones negativos desde la atmósfera hacia abajo. El campo eléctrico de la atmósfera cerca de la superficie terrestre es extremadamente variable y depende de la conductividad del aire. Cuanto menor sea la conductividad de la atmósfera, mayor será la intensidad del campo eléctrico de la atmósfera. La conductividad de la atmósfera depende principalmente de la cantidad de partículas sólidas y líquidas suspendidas en ella. Por lo tanto, durante la neblina, la precipitación y la niebla, la intensidad del campo eléctrico de la atmósfera aumenta y esto a menudo conduce a descargas eléctricas.

Luces de olmo. Durante las tormentas eléctricas y los chubascos en verano o las tormentas de nieve en invierno, a veces se pueden observar descargas eléctricas silenciosas en las puntas de los objetos que sobresalen de la superficie terrestre. Estas descargas visibles se denominan "fuegos de Elmo" (Fig. 64). La mayoría de las veces, las luces de Elmo se observan en los mástiles, en las cimas de las montañas; a veces van acompañados de un ligero crujido.

Los fuegos de Elmo se forman con una alta intensidad de campo eléctrico. La tensión es tan grande que los iones y electrones, moviéndose a gran velocidad, dividen las moléculas de aire en su camino, lo que aumenta la cantidad de iones y electrones en el aire. En este sentido, la conductividad del aire aumenta y de los objetos afilados donde se acumula la electricidad, comienza la salida de electricidad y la descarga.

Relámpago. Como resultado de complejos procesos térmicos y dinámicos en las nubes de tormenta, las cargas eléctricas se separan: por lo general, las cargas negativas se ubican en la parte inferior de la nube y las cargas positivas en la parte superior. En relación con tal separación de cargas espaciales dentro de las nubes, se crean fuertes campos eléctricos tanto dentro de las nubes como entre ellas. En este caso, la intensidad del campo cerca de la superficie terrestre puede alcanzar varios cientos de kilovoltios por 1 metro. Una gran intensidad de campo eléctrico conduce al hecho de que se producen descargas eléctricas en la atmósfera. Las fuertes descargas eléctricas chispeantes que ocurren entre las nubes de tormenta o entre las nubes y la superficie de la tierra se llaman relámpagos.

La duración de un relámpago es en promedio de unos 0,2 segundos. La cantidad de electricidad que transporta un rayo es de 10 a 50 culombios. La fuerza actual es muy grande; a veces alcanza los 100-150 mil amperios, pero en la mayoría de los casos no supera los 20 mil amperios. La mayoría de los rayos tienen carga negativa.

De acuerdo con la apariencia del destello de chispa, los rayos se dividen en lineales, planos, esféricos y con cuentas.

El rayo lineal observado con mayor frecuencia, entre los cuales hay varias variedades: zigzag, ramificado, cinta, cohete, etc. Si se forma un rayo lineal entre la nube y la superficie de la tierra, entonces su longitud promedio es de 2-3 kilometros; relámpagos entre nubes pueden llegar a 15-20 kilómetros longitud. El canal de descarga de los rayos, que se crea bajo la influencia de la ionización del aire y a través del cual hay un intenso contraflujo de cargas negativas acumuladas en las nubes y cargas positivas acumuladas en la superficie terrestre, tiene un diámetro de 3 a 60 cm.

El rayo plano es una descarga eléctrica de corta duración que cubre una parte importante de la nube. Los relámpagos planos no siempre van acompañados de truenos.

El relámpago en bola es una ocurrencia rara. Se forma en algunos casos tras una fuerte descarga de un rayo lineal. Ball lightning es una bola de fuego con un diámetro de generalmente 10-20 cm(y a veces hasta varios metros). En la superficie terrestre, este rayo se mueve a una velocidad moderada y tiene tendencia a penetrar en el interior de los edificios a través de chimeneas y otras pequeñas aberturas. Sin causar daño y habiendo realizado movimientos complejos, el rayo en bola puede salir del edificio con seguridad. A veces provoca incendios y destrucción.

Una ocurrencia aún más rara es el relámpago de cuentas. Se producen cuando una descarga eléctrica consiste en una serie de cuerpos luminosos esféricos u oblongos.

Los relámpagos a menudo causan grandes daños; destruyen edificios, provocan incendios, derriten cables eléctricos, parten árboles y lesionan a las personas. Para proteger edificios, estructuras industriales, puentes, centrales eléctricas, líneas eléctricas y otras estructuras de la caída directa de rayos, se utilizan pararrayos (generalmente se les llama pararrayos).

El mayor número de días con tormentas eléctricas se observa en los países tropicales y ecuatoriales. Entonces, por ejemplo, en aproximadamente. Java tiene 220 días con tormentas eléctricas en un año, 150 días en África Central, alrededor de 140 en América Central En la URSS, la mayoría de los días con tormentas eléctricas ocurren en el Cáucaso (hasta 40 días al año), en Ucrania y en el sureste de la parte europea de la URSS. Las tormentas se suelen observar por la tarde, especialmente entre las 15 y las 18 horas.

Aurora boreal. Las auroras son una forma peculiar de resplandor en las capas altas de la atmósfera, observadas en ocasiones durante la noche, principalmente en los países polares y circumpolares de los hemisferios norte y sur (Fig. 65). Estos resplandores son una manifestación de las fuerzas eléctricas de la atmósfera y ocurren a una altitud de 80 hasta 1000 kilómetros en aire altamente enrarecido cuando las cargas eléctricas lo atraviesan. La naturaleza de las auroras aún no se ha desentrañado por completo, pero se ha establecido con precisión que la causa de su aparición es

el impacto de las capas superiores altamente enrarecidas de la atmósfera terrestre de partículas cargadas (corpúsculos) que ingresan a la atmósfera desde regiones activas del sol (manchas, protuberancias y otras áreas) durante las erupciones solares.

El número máximo de auroras se observa cerca de los polos magnéticos de la Tierra. Así, por ejemplo, en el polo magnético del hemisferio norte se producen hasta 100 auroras al año.

Según la forma del resplandor, las auroras son muy diversas, pero se suelen dividir en dos grupos principales: auroras de forma no haces (franjas uniformes, arcos, superficies luminosas tranquilas y pulsantes, resplandores difusos, etc.) y auroras de estructura radiante (rayas, cortinas, rayos, corona, etc.). Las auroras de una estructura sin rayos se caracterizan por un brillo tranquilo. Los resplandores de la estructura de rayos, por el contrario, son móviles, cambian tanto la forma como el brillo y el color del resplandor. Además, las auroras de forma radiante van acompañadas de excitaciones magnéticas.

Los siguientes tipos de precipitación se distinguen según la forma. Lluvia- precipitación líquida, que consiste en gotas con un diámetro de 0,5-6 mm. Las gotas más grandes se rompen en pedazos a medida que caen. En las lluvias torrenciales el tamaño de las gotas es mayor que en las continuas, sobre todo al principio de la lluvia. A temperaturas negativas, a veces pueden caer gotas sobreenfriadas. En contacto con la superficie terrestre, se congelan y la cubren con una costra de hielo. Llovizna - precipitación líquida, que consiste en gotas con un diámetro de aproximadamente 0,5-0,05 mm con una velocidad de caída muy baja. Son transportados fácilmente por el viento en dirección horizontal. Nieve- precipitación sólida, formada por cristales de hielo complejos (copos de nieve). Sus formas son muy diversas y dependen de las condiciones de la educación. La forma principal de los cristales de nieve es una estrella de seis puntas. Las estrellas se obtienen a partir de placas hexagonales, porque la sublimación del vapor de agua ocurre más rápidamente en las esquinas de las placas, donde crecen los rayos. En estos rayos, a su vez, se crean ramas. Los diámetros de los copos de nieve que caen pueden ser muy diferentes. sémola, nieve y hielo, - precipitación consistente en copos de nieve helados y granulados con un diámetro de más de 1 mm. Muy a menudo, el crup se observa a temperaturas cercanas a cero, especialmente en otoño y primavera. Los granos de nieve tienen una estructura similar a la nieve: los granos se comprimen fácilmente con los dedos. Los núcleos de los granos de hielo tienen una superficie helada. Es difícil aplastarlos, cuando caen al suelo, saltan. De nubes estratos en invierno en lugar de caída de llovizna granos de nieve- pequeños granos con un diámetro de menos de 1 mm, parecidos a la sémola. En invierno, a bajas temperaturas, a veces se caen de las nubes del nivel inferior o medio. agujas de nieve- sedimentos constituidos por cristales de hielo en forma de prismas hexagonales y placas sin ramificación. Con heladas significativas, tales cristales pueden ocurrir en el aire cerca de la superficie de la tierra. Se ven especialmente bien en un día soleado, cuando sus facetas brillan, reflejando los rayos del sol. Las nubes del nivel superior están compuestas de tales agujas de hielo. Tiene un caracter especial lluvia helada- precipitación consistente en bolas de hielo transparentes (gotas de lluvia congeladas en el aire) con un diámetro de 1-3 mm. Su pérdida indica claramente la presencia de una inversión de temperatura. En algún lugar de la atmósfera hay una capa de aire con temperatura positiva

En los últimos años, se han propuesto y probado con éxito varios métodos para la precipitación artificial de nubes y la formación de precipitaciones a partir de ellas. Para hacer esto, pequeñas partículas ("granos") de dióxido de carbono sólido que tienen una temperatura de aproximadamente -70 ° C se dispersan desde un avión en una nube de gota sobreenfriada. Debido a una temperatura tan baja, se forma una gran cantidad de cristales de hielo muy pequeños alrededor de estos granos en el aire. Estos cristales luego se dispersan en la nube debido al movimiento del aire. Sirven como los gérmenes en los que luego crecen grandes copos de nieve, exactamente como se describe anteriormente (§ 310). En este caso, se forma una brecha ancha (1-2 km) en la capa de nubes a lo largo de todo el camino que ha recorrido el avión (Fig. 510). Los copos de nieve resultantes pueden crear una nevada bastante fuerte. No hace falta decir que de esta manera solo se puede precipitar tanta agua como la que estaba previamente contenida en la nube. Fortalecer el proceso de condensación y la formación de gotas de nubes primarias y más pequeñas aún no está dentro del poder del hombre.

nubes- productos de condensación de vapor de agua suspendidos en la atmósfera, visibles en el cielo desde la superficie de la tierra.

Las nubes están formadas por pequeñas gotas de agua y/o cristales de hielo (llamados elementos de la nube). Los elementos de la nube de gotitas se observan cuando la temperatura del aire en la nube es superior a -10 °C; de -10 a -15 °C, las nubes tienen una composición mixta (gotas y cristales), ya temperaturas en la nube por debajo de -15 °C, son cristalinas.

Las nubes se clasifican en un sistema que usa palabras latinas para la apariencia de las nubes vistas desde el suelo. La tabla resume los cuatro componentes principales de este sistema de clasificación (Ahrens, 1994).

Una clasificación adicional describe las nubes según su altura. Por ejemplo, las nubes que contienen el prefijo "cirr-" en su nombre como cirros se ubican en el nivel superior, mientras que las nubes con el prefijo " Alto-" en el nombre, como high-stratus (altostratus), están en el nivel medio. Aquí se distinguen varios grupos de nubes. Los primeros tres grupos están determinados por su altura sobre el suelo. El cuarto grupo consiste en nubes de vertical El último grupo incluye una colección de nubes de tipos mixtos.

nubes bajas Las nubes bajas están compuestas principalmente por gotas de agua porque se encuentran a altitudes inferiores a los 2 km. Sin embargo, cuando las temperaturas son lo suficientemente bajas, estas nubes también pueden contener partículas de hielo y nieve.

Nubes de desarrollo vertical Se trata de cúmulos que parecen masas de nubes aisladas, cuyas dimensiones verticales son del mismo orden que las horizontales. Suelen llamarse convección de temperatura o elevador frontal, y puede crecer hasta alturas de 12 km, dándose cuenta de la creciente energía a través de condensación vapor de agua dentro de la propia nube.

Otros tipos de nubes Finalmente, presentamos colecciones de tipos de nubes mixtas que no encajan en ninguno de los cuatro grupos anteriores.

La mayor parte de Rusia se caracteriza por precipitaciones moderadas. En las estepas de Aral-Caspian y Turkestan, así como en el extremo norte, incluso caen muy poco. Las áreas muy lluviosas incluyen solo algunas de las afueras del sur de Rusia, especialmente Transcaucasia.

Presión

Presión atmosférica- la presión de la atmósfera sobre todos los objetos en ella y la superficie de la tierra. La presión atmosférica es creada por la atracción gravitacional del aire hacia la Tierra. La presión atmosférica se mide con un barómetro. La presión atmosférica igual a la presión de una columna de mercurio de 760 mm de altura a 0 °C se denomina presión atmosférica normal. (Atmósfera estándar internacional - ISA, 101 325 Pa

La presencia de presión atmosférica confundió a la gente en 1638, cuando fracasó la idea del duque de Toscana de decorar los jardines de Florencia con fuentes: el agua no superaba los 10,3 metros. La búsqueda de las razones de esto y los experimentos con una sustancia más pesada, el mercurio, emprendidos por Evangelista Torricelli, llevaron al hecho de que en 1643 demostró que el aire tiene peso. Junto con V. Viviani, Torricelli realizó el primer experimento sobre la medición de la presión atmosférica, inventando pipa Torricelli(el primer barómetro de mercurio) - un tubo de vidrio en el que no hay aire. En tal tubo, el mercurio sube a una altura de unos 760 mm. Mediciónpresión necesarios para el control de procesos y la seguridad de la producción. Además, este parámetro se utiliza para mediciones indirectas de otros parámetros del proceso: nivel, caudal, temperatura, densidad etc. En el sistema SI, la unidad de presión se toma pascal (Pensilvania) .

En la mayoría de los casos, los transductores de presión primarios tienen una señal de salida no eléctrica en forma de fuerza o desplazamiento y se combinan en una unidad con un dispositivo de medición. Si los resultados de la medición deben transmitirse a distancia, entonces se utiliza una conversión intermedia de esta señal no eléctrica en una señal eléctrica o neumática unificada. En este caso, los convertidores primario e intermedio se combinan en un convertidor de medida.

Se utiliza para medir la presión. manómetros, manómetros de vacío, medidores combinados de presión y vacío, manómetros, medidores de empuje, medidores de empuje, Sensores de presión, manómetros de presión diferencial.

En la mayoría de los dispositivos, la presión medida se convierte en una deformación de elementos elásticos, por lo que se denominan deformación.

Dispositivos de deformación son ampliamente utilizados para medir la presión en la realización de procesos tecnológicos debido a la simplicidad del dispositivo, la comodidad y la seguridad en la operación. Todos los dispositivos de deformación tienen algún tipo de elemento elástico en el circuito, que se deforma bajo la acción de la presión medida: resorte tubular, membrana o fuelle.

Distribución

En la superficie de la tierra Presión atmosférica varía de un lugar a otro y con el tiempo. Los cambios no periódicos son especialmente importantes Presión atmosférica asociado con el surgimiento, desarrollo y destrucción de áreas de alta presión que se mueven lentamente - anticiclones y enormes torbellinos que se mueven relativamente rápido - ciclones, donde prevalece la baja presión. Valores extremos observados hasta el momento Presión atmosférica(al nivel del mar): 808.7 y 684.0 mmHg cm. Sin embargo, a pesar de la gran variabilidad, la distribución de los promedios mensuales Presión atmosférica en la superficie del globo cada año es más o menos lo mismo. Promedio anual Presión atmosférica baja cerca del ecuador y tiene un mínimo de 10°N. sh. Más lejos Presión atmosférica se eleva y alcanza un máximo a 30-35 ° de latitud norte y sur; después Presión atmosférica vuelve a decrecer, alcanzando un mínimo a los 60-65°, y vuelve a subir hacia los polos. Para esta distribución latitudinal Presión atmosférica la época del año y la naturaleza de la distribución de continentes y océanos tienen una influencia significativa. Sobre los continentes fríos en invierno hay áreas de alta Presión atmosférica Entonces la distribución latitudinal Presión atmosférica se altera, y el campo de presión se divide en una serie de áreas de alta y baja presión, que se denominan centros de acción de la atmósfera. Con la altura, la distribución horizontal de la presión se vuelve más simple, acercándose a la latitudinal. A partir de una altura de unos 5 kilómetros Presión atmosférica en todo el globo disminuye desde el ecuador hasta los polos. En el curso diario Presión atmosférica Se detectan 2 máximos: a las 9-10 h y 21-22 h, y 2 bajas: en 3-4 h y 15-16 H. Tiene un curso diario particularmente regular en los países tropicales, donde la fluctuación diaria llega a 2,4 mmHg Arte., y noche - 1.6 mmHg cm. Con el aumento de la latitud, la amplitud del cambio Presión atmosférica disminuye, pero al mismo tiempo los cambios no periódicos se vuelven más fuertes Presión atmosférica

El aire se mueve constantemente: sube, un movimiento ascendente, cae, un movimiento descendente. El movimiento del aire en dirección horizontal se llama viento. La razón de la aparición del viento es la distribución desigual de la presión del aire en la superficie de la Tierra, que es causada por una distribución desigual de la temperatura. En este caso, el flujo de aire se mueve desde lugares con alta presión hacia el lado donde la presión es menor. Con el viento, el aire no se mueve uniformemente, sino en sacudidas, ráfagas, especialmente cerca de la superficie de la Tierra. Hay muchas razones que afectan el movimiento del aire: la fricción del flujo de aire en la superficie de la Tierra, encontrar obstáculos, etc. Además, los flujos de aire bajo la influencia de la rotación de la Tierra se desvían hacia la derecha en el norte. hemisferio, y a la izquierda en el hemisferio sur. El viento se caracteriza por su velocidad, dirección y fuerza. La velocidad del viento se mide en metros por segundo (m/s), kilómetros por hora (km/h), puntos (en la escala de Beaufort de 0 a 12, actualmente hasta 13 puntos). La velocidad del viento depende de la diferencia de presión y es directamente proporcional a ella: cuanto mayor sea la diferencia de presión (gradiente bárico horizontal), mayor será la velocidad del viento. La velocidad promedio del viento a largo plazo cerca de la superficie de la tierra es de 4 a 9 m/s, rara vez más de 15 m/s. En tormentas y huracanes (latitudes templadas) - hasta 30 m/s, en ráfagas hasta 60 m/s. En los huracanes tropicales, las velocidades del viento alcanzan los 65 m/s, y en ráfagas pueden alcanzar los 120 m/s. La dirección del viento está determinada por el lado del horizonte desde el que sopla el viento. Para designarlo se utilizan ocho direcciones principales (rumbos): N, NW, W, SW, S, SE, B, NE. La dirección depende de la distribución de la presión y del efecto de desviación de la rotación de la Tierra. La fuerza del viento depende de su velocidad y muestra qué presión dinámica ejerce el flujo de aire sobre cualquier superficie. La fuerza del viento se mide en kilogramos por metro cuadrado (kg/m2). Los vientos son extremadamente diversos en origen, naturaleza y significado. Así, en latitudes templadas, donde domina el transporte del oeste, prevalecen los vientos del oeste (NW, W, SW). Estas áreas ocupan vastos espacios, desde aproximadamente 30 a 60 en cada hemisferio. En las regiones polares, los vientos soplan desde los polos hacia las zonas de baja presión de las latitudes templadas. Estas áreas están dominadas por vientos del noreste en el Ártico y vientos del sureste en la Antártida. Al mismo tiempo, los vientos del sureste de la Antártida, a diferencia de los del Ártico, son más estables y tienen altas velocidades. La zona de vientos más extensa del globo se encuentra en las latitudes tropicales, donde soplan los vientos alisios. Los vientos alisios son los vientos constantes de las latitudes tropicales. Son comunes en la zona a partir de los 30s. sh. hasta 30. sh. , es decir, el ancho de cada zona es de 2-2,5 mil km. Son vientos constantes de velocidad moderada (5-8 m/s). En la superficie terrestre, debido al rozamiento ya la acción deflectora de la rotación diaria de la Tierra, tienen una dirección predominante noreste en el hemisferio norte y sureste en el hemisferio sur (Fig. IV.2). Se forman porque en la zona ecuatorial sube aire caliente y en su lugar entra aire tropical del norte y del sur. Los vientos alisios fueron y son de gran importancia práctica en la navegación, especialmente antes para la flota de vela, cuando se los llamaba "vientos alisios". Estos vientos forman corrientes superficiales estables en el océano a lo largo del ecuador, dirigidas de este a oeste. Fueron ellos quienes trajeron las carabelas de Colón a América. Las brisas son vientos locales que soplan de mar a tierra durante el día y de tierra a mar durante la noche. En este sentido, se distinguen las brisas diurnas y nocturnas. La brisa diurna (de mar) se forma como resultado del hecho de que durante el día la tierra se calienta más rápido que el mar y se establece una presión más baja sobre ella. En este momento, sobre el mar (más frío), la presión es mayor y el aire comienza a moverse desde el mar hacia la tierra. La brisa nocturna (costera) sopla de la tierra al mar, ya que en este momento la tierra se enfría más rápido que el mar y la presión reducida está sobre la superficie del agua: el aire se mueve de la costa al mar.

La velocidad del viento en las estaciones meteorológicas se mide con anemómetros; si el dispositivo es de autograbación, entonces se llama anemógrafo. El anemorumbógrafo determina no solo la velocidad, sino también la dirección del viento en el modo de registro constante. Los instrumentos para medir la velocidad del viento se instalan a una altura de 10 a 15 m sobre la superficie, y el viento medido por ellos se llama viento cerca de la superficie de la tierra.

La dirección del viento se determina nombrando el punto en el horizonte desde donde sopla el viento o el ángulo que forma la dirección del viento con el meridiano del lugar donde sopla el viento, es decir su acimut. En el primer caso, se distinguen 8 puntos principales del horizonte: norte, noreste, este, sureste, sur, suroeste, oeste, noroeste y 8 puntos intermedios. 8 direcciones principales de la dirección tienen las siguientes abreviaturas (rusas e internacionales): С-N, Yu-S, З-W, В-E, СЗ-NW, СВ-NE, SW-SW, SE- SE.

Masas de aire y frentes

Las masas de aire se denominan masas de aire relativamente homogéneas en términos de temperatura y humedad, que se extienden sobre un área de varios miles de kilómetros y varios kilómetros de altura.

Se forman en condiciones de una larga permanencia en superficies más o menos homogéneas de la tierra o el océano.Moviéndose en el proceso de circulación general de la atmósfera a otras áreas de la Tierra, las masas de aire son transportadas a estas áreas y su propio régimen climático .El predominio de ciertas masas de aire en una determinada región en una determinada estación crea un régimen climático característico de la zona.

Existen cuatro tipos geográficos principales de masas de aire que cubren toda la troposfera de la Tierra, estas son las masas de aire ártico (antártico), templado, tropical y ecuatorial, a excepción del resto, en cada una de ellas, las marinas y También se distinguen variedades continentales, que se forman de acuerdo con la tierra y el océano.

El aire polar (ártico y antártico) se forma sobre las superficies de hielo de las regiones polares y se caracteriza por bajas temperaturas, bajo contenido de humedad y buena transparencia.

El aire moderado se calienta mucho mejor, se caracteriza en verano por un mayor contenido de humedad, especialmente sobre el océano.Los vientos predominantes del oeste y los ciclones de aire templado marino son transportados y Aleko a las profundidades de los continentes, a menudo acompañando su camino con precipitación

El aire tropical se caracteriza generalmente por altas temperaturas, pero si sobre el mar también es muy húmedo, sobre la tierra, por el contrario, es extremadamente seco y polvoriento.

El aire ecuatorial está marcado por temperaturas altas constantes y un mayor contenido de humedad tanto sobre el océano como sobre la tierra. Por la tarde, hay fuertes lluvias frecuentes.

Las masas de aire con diferentes temperaturas y humedad se mueven constantemente y se encuentran entre sí en un espacio estrecho. La superficie condicional que separa las masas de aire se llama frente atmosférico. Cuando esta superficie imaginaria se cruza con la superficie de la tierra, la llamada línea del frente atmosférico es formado.

La superficie que separa el aire ártico (antártico) y el templado se denomina frente ártico y antártico, respectivamente. El aire de las latitudes templadas y los trópicos separa el frente polar. Dado que la densidad del aire cálido es menor que la densidad del aire frío, el frente es un plano inclinado, que siempre tiene una inclinación hacia el aire frío, en un ángulo muy pequeño (menos de 1°) con respecto a la superficie de la tierra.El aire frío, como más espeso, al encontrarse con el aire caliente, parece nadar debajo de él y levantarlo hacia arriba, provocando la formación de XMAmar.

Habiéndose encontrado, varias masas de aire continúan moviéndose en la dirección de la masa, que se movió a mayor velocidad. Al mismo tiempo, la posición de la superficie frontal que separa estas masas de aire cambia, dependiendo de la dirección del movimiento del frontal. En la superficie se distinguen los frentes frio y calido frio despues del paso de un frente frio la presion atmosferica sube y la humedad del aire disminuye cuando el aire caliente avanza y el frente se mueve hacia temperaturas mas bajas se le llama frente calido cuando pasa un frente calido se produce un calentamiento, la presión disminuye y la temperatura aumenta.

Los frentes son de gran importancia para el tiempo, ya que cerca de ellos se forman nubes y a menudo caen precipitaciones. En los lugares donde se juntan aire cálido y frío, se originan y desarrollan ciclones, el tiempo se vuelve malo. Conociendo la ubicación de los frentes atmosféricos, la dirección y la velocidad de su movimiento, además de disponer de datos meteorológicos, caracterizar masas de aire, realizar pronósticos meteorológicos.

Anticiclón- un área de alta presión atmosférica con isobaras concéntricas cerradas al nivel del mar y con una distribución de viento correspondiente. En un anticiclón bajo - frío, las isobaras permanecen cerradas solo en las capas más bajas de la troposfera (hasta 1,5 km), y en la troposfera media, el aumento de la presión no se detecta en absoluto; también es posible la presencia de un ciclón de gran altitud por encima de dicho anticiclón.

Un anticiclón alto es cálido y retiene isóbaras cerradas con circulación anticiclónica incluso en la troposfera superior. A veces el anticiclón es multicéntrico. El aire en el anticiclón en el hemisferio norte se mueve alrededor del centro en el sentido de las agujas del reloj (es decir, se desvía del gradiente bárico hacia la derecha), en el hemisferio sur, en el sentido contrario a las agujas del reloj. El anticiclón se caracteriza por el predominio del tiempo despejado o ligeramente nublado. Debido al enfriamiento del aire de la superficie terrestre en la estación fría y durante la noche en el anticiclón, es posible la formación de inversiones superficiales y nubes estratos bajas (St) y nieblas. En verano, es posible sobre tierra una convección diurna moderada con la formación de cúmulos. También se observa convección con formación de cúmulos en los vientos alisios en la periferia de los anticiclones subtropicales frente al ecuador. Cuando un anticiclón se estabiliza en latitudes bajas, surgen anticiclones subtropicales potentes, altos y cálidos. La estabilización de los anticiclones también ocurre en las latitudes medias y polares. Los anticiclones altos y lentos que interrumpen la transferencia general hacia el oeste de las latitudes medias se denominan anticiclones de bloqueo.

Sinónimos: zona de alta presión, zona de alta presión, máximo bárico.

Los anticiclones alcanzan un tamaño de varios miles de kilómetros de diámetro. En el centro del anticiclón, la presión suele ser de 1020-1030 mbar, pero puede llegar a 1070-1080 mbar. Al igual que los ciclones, los anticiclones se mueven en la dirección del transporte general de aire en la troposfera, es decir, de oeste a este, mientras se desvían hacia las bajas latitudes. La velocidad media del movimiento del anticiclón es de unos 30 km/h en el hemisferio norte y de unos 40 km/h en el hemisferio sur, pero a menudo el anticiclón permanece inactivo durante mucho tiempo.

Señales de un anticiclón:

Tiempo despejado o parcialmente nublado

Sin viento

Sin precipitaciones

Patrón meteorológico estable (no cambia notablemente con el tiempo mientras exista un anticiclón)

En verano, el anticiclón trae un clima cálido y nublado. En invierno, el anticiclón trae heladas severas, a veces también es posible la niebla helada.

Una característica importante de los anticiclones es su formación en ciertas áreas. En particular, los anticiclones se forman sobre campos de hielo. Y cuanto más poderosa es la capa de hielo, más pronunciado es el anticiclón; por eso el anticiclón sobre la Antártida es muy poderoso, y sobre Groenlandia es de baja potencia, sobre el Ártico es de severidad media. En la zona tropical también se desarrollan poderosos anticiclones.

Ciclón(del otro griego κυκλῶν - "giratorio") - un vórtice atmosférico de gran diámetro (de cientos a varios miles de kilómetros) con presión de aire reducida en el centro.

Movimiento de aire (flechas discontinuas) e isobaras (líneas sólidas) en un ciclón en el hemisferio norte.

Sección vertical de un ciclón tropical

El aire en los ciclones circula en sentido contrario a las agujas del reloj en el hemisferio norte y en el sentido de las agujas del reloj en el sur. Además, en capas de aire a una altura desde la superficie terrestre hasta varios cientos de metros, el viento tiene un término dirigido hacia el centro del ciclón a lo largo del gradiente bárico (en la dirección de la presión decreciente). El valor del término disminuye con la altura.

Representación esquemática del proceso de formación de ciclones (flechas negras) debido a la rotación de la Tierra (flechas azules).

Un ciclón no es solo lo opuesto a un anticiclón, tienen un mecanismo de ocurrencia diferente. Los ciclones aparecen de manera constante y natural debido a la rotación de la Tierra, gracias a la fuerza de Coriolis. Una consecuencia del teorema del punto fijo de Brouwer es la presencia de al menos un ciclón o anticiclón en la atmósfera.

Hay dos tipos principales de ciclones: extratropicales y tropicales. Los primeros se forman en latitudes templadas o polares y tienen un diámetro de miles de kilómetros al inicio del desarrollo, y hasta varios miles en el caso del llamado ciclón central. Entre los ciclones extratropicales, se distinguen los ciclones del sur, que se forman en el borde sur de las latitudes templadas (Mediterráneo, Balcánico, Mar Negro, Caspio Meridional, etc.) y se desplazan hacia el norte y el noreste. Los ciclones del sur tienen colosales reservas de energía; Es con los ciclones del sur en el centro de Rusia y la CEI que se asocian las mayores precipitaciones, vientos, tormentas eléctricas, turbonadas y otros fenómenos meteorológicos.

Los ciclones tropicales se forman en latitudes tropicales y son más pequeños (cientos, rara vez más de mil kilómetros), pero tienen gradientes báricos más grandes y velocidades del viento que alcanzan los niveles previos a la tormenta. Dichos ciclones también se caracterizan por los llamados. "ojo de la tormenta": un área central con un diámetro de 20-30 km con un clima relativamente claro y tranquilo. Los ciclones tropicales pueden transformarse en ciclones extratropicales durante su desarrollo. Por debajo de 8-10 ° de latitud norte y sur, los ciclones ocurren muy raramente, y en las inmediaciones del ecuador no ocurren en absoluto.

Los ciclones ocurren no solo en la atmósfera de la Tierra, sino también en las atmósferas de otros planetas. Por ejemplo, en la atmósfera de Júpiter se observa desde hace muchos años la llamada Gran Mancha Roja, que es, al parecer, un anticiclón de larga duración.

El curso diario de la temperatura del aire es el cambio en la temperatura del aire durante el día; en general, refleja el curso de la temperatura de la superficie terrestre, pero los momentos del inicio de los máximos y mínimos son algo tardíos, el máximo ocurre a las 2 pm, el mínimo después del amanecer.

La amplitud diaria de la temperatura del aire (la diferencia entre las temperaturas máxima y mínima del aire durante el día) es mayor en tierra que sobre el océano; disminuye cuando se mueve a latitudes altas (el mayor en los desiertos tropicales - hasta 400 C) y aumenta en lugares con suelo desnudo. La magnitud de la amplitud diaria de la temperatura del aire es uno de los indicadores de la continentalidad del clima. En los desiertos es mucho mayor que en las zonas de clima marítimo.

El curso anual de la temperatura del aire (cambio en la temperatura media mensual durante el año) está determinado, en primer lugar, por la latitud del lugar. La amplitud anual de la temperatura del aire es la diferencia entre las temperaturas medias mensuales máximas y mínimas.

En teoría, uno esperaría que la amplitud diurna, es decir, la diferencia entre las temperaturas más altas y más bajas, fuera mayor cerca del ecuador, porque allí el sol está mucho más alto durante el día que en latitudes más altas, e incluso alcanza el cenit al mediodía. en los días del equinoccio, es decir, emite rayos verticales y por lo tanto da la mayor cantidad de calor. Pero esto en realidad no se observa, ya que, además de la latitud, la amplitud diurna también está influenciada por muchos otros factores, cuya totalidad determina la magnitud de esta última. En este sentido, la posición del área con respecto al mar es de gran importancia: ya sea que el área dada represente tierra, alejada del mar, o un área cercana al mar, por ejemplo, una isla. En las islas, debido a la influencia suavizante del mar, la amplitud es insignificante, es aún menor en los mares y océanos, pero en las profundidades de los continentes es mucho mayor, y la magnitud de la amplitud aumenta desde la costa. hacia el interior del continente. Al mismo tiempo, la amplitud también depende de la época del año: en verano es mayor, en invierno es menor; la diferencia se explica por el hecho de que en verano el sol está más alto que en invierno, y la duración del día de verano es mucho más larga que la del invierno. Además, la nubosidad influye en la amplitud diurna: modera la diferencia de temperatura entre el día y la noche, retiene el calor emitido por la tierra durante la noche y, al mismo tiempo, modera la acción de los rayos solares.

La amplitud diaria más significativa se observa en los desiertos y altiplanos. Las rocas del desierto, completamente desprovistas de vegetación, se calientan mucho durante el día y rápidamente irradian todo el calor recibido durante el día durante la noche. En el Sahara, la amplitud del aire diario se observó en 20-25° y más. Hubo casos en que, después de una temperatura diurna alta, el agua incluso se congeló por la noche, y la temperatura en la superficie de la tierra cayó por debajo de 0 °, y en las partes del norte del Sahara incluso a -6, -8 °, aumentando muy superior a 30 ° durante el día.

La amplitud diaria es mucho menor en las zonas cubiertas de rica vegetación. Aquí, parte del calor recibido durante el día se gasta en la evaporación de la humedad por parte de las plantas y, además, la cubierta vegetal protege a la tierra del calentamiento directo, a la vez que retrasa la radiación nocturna. En las mesetas altas, donde el aire está considerablemente enrarecido, el equilibrio de entrada y salida de calor por la noche es muy negativo y durante el día es muy positivo, por lo que la amplitud diaria aquí es a veces mayor que en los desiertos. Por ejemplo, Przhevalsky, durante su viaje a Asia Central, observó en el Tíbet una fluctuación diaria de la temperatura del aire, incluso de hasta 30 °, y en las altas mesetas de la parte sur de América del Norte (en Colorado y Arizona), fluctuaciones diarias, como mostraron las observaciones, alcanzó los 40 °. Se observan fluctuaciones insignificantes en la temperatura diaria: en países polares; por ejemplo, en Novaya Zemlya, la amplitud no excede de 1 a 2 en promedio, incluso en verano. En los polos y en general en latitudes altas, donde el sol no aparece en absoluto durante el día o los meses, en este momento no hay absolutamente ninguna fluctuación diaria de temperatura. Se puede decir que el curso diario de la temperatura se fusiona con el anual en los polos, y el invierno representa la noche y el verano representa el día. De excepcional interés a este respecto son las observaciones de la estación a la deriva soviética "Polo Norte".

Así, observamos la amplitud diaria más alta: no en el ecuador, donde es de unos 5 ° en tierra, sino más cerca del trópico del hemisferio norte, ya que es aquí donde los continentes tienen la mayor extensión, y aquí los desiertos más grandes. y se ubican mesetas. La amplitud térmica anual depende principalmente de la latitud del lugar, pero, a diferencia de la temperatura diaria, la amplitud anual aumenta con la distancia del ecuador al polo. Al mismo tiempo, la amplitud anual está influenciada por todos los factores que ya hemos tratado al considerar las amplitudes diarias. Del mismo modo, las fluctuaciones aumentan con la distancia desde el mar hacia el interior del continente, y las amplitudes más significativas se observan, por ejemplo, en el Sahara y Siberia Oriental, donde las amplitudes son aún mayores, porque aquí ambos factores juegan un papel. : clima continental y de alta latitud, mientras que en el Sahara la amplitud depende principalmente de la continentalidad del país. Además, las fluctuaciones también dependen de la naturaleza topográfica del área. Para ver en qué medida este último factor juega un papel significativo en el cambio de amplitud, basta con considerar las fluctuaciones de temperatura en el Jurásico y en los valles. En verano, como saben, la temperatura desciende bastante rápido con la altura, por lo tanto, en los picos solitarios, rodeados por todos lados de aire frío, la temperatura es mucho más baja que en los valles, que se calientan mucho en verano. En invierno, por el contrario, las capas de aire frío y denso se ubican en los valles, y la temperatura del aire aumenta con la altura hasta cierto límite, de modo que los pequeños picos individuales a veces son como islas de calor en invierno, mientras que en verano son puntos más fríos. En consecuencia, la amplitud anual, o la diferencia entre las temperaturas de invierno y verano, es mayor en los valles que en las montañas. Las afueras de las mesetas se encuentran en las mismas condiciones que las montañas individuales: rodeadas de aire frío, reciben al mismo tiempo menos calor que las zonas llanas y llanas, por lo que su amplitud no puede ser significativa. Las condiciones para calentar las partes centrales de las mesetas ya son diferentes. Al calentarse mucho en verano debido al aire enrarecido, irradian mucho menos calor en comparación con las montañas aisladas, porque están rodeadas por partes calientes de la meseta y no por aire frío. Por lo tanto, en verano la temperatura en las mesetas puede ser muy alta, mientras que en invierno las mesetas pierden mucho calor por radiación debido al enrarecimiento del aire sobre ellas, y es natural que aquí se observen fluctuaciones de temperatura muy fuertes.

CAPÍTULOterceroCONCHAS DE LA TIERRA

Tema 2 ATMÓSFERA

§treinta. CAMBIO DIARIO DE LA TEMPERATURA DEL AIRE

Recuerda cuál es la fuente de luz y calor en la Tierra.

¿Cómo se calienta el aire limpio?

CÓMO SE CALENTA EL AIRE. De las lecciones de historia natural, sabes que el aire transparente transmite los rayos del sol a la superficie de la tierra y la calienta. Es el aire que no se calienta con los rayos, sino que se calienta a partir de una superficie calentada. Por lo tanto, cuanto más lejos de la superficie terrestre, más frío hace. Por eso, cuando un avión vuela muy por encima del suelo, la temperatura del aire es muy baja. En el límite superior de la troposfera, cae a -56 °C.

Se ha establecido que después de cada kilómetro de altitud, la temperatura del aire desciende una media de 6 °C (Fig. 126). En lo alto de las montañas, la superficie de la tierra recibe más calor solar que al pie. Sin embargo, el calor se disipa más rápido con la altura. Por lo tanto, mientras escala las montañas, puede notar que la temperatura del aire disminuye gradualmente. Por eso la nieve y el hielo yacen en las cimas de las altas montañas.

CÓMO MEDIR LA TEMPERATURA DEL AIRE. Por supuesto, todos saben que la temperatura del aire se mide con un termómetro.Sin embargo, vale la pena recordar que un termómetro instalado incorrectamente, por ejemplo, bajo el sol, no mostrará la temperatura del aire, sino cuántos grados tiene el dispositivo. calentado En las estaciones meteorológicas, para obtener datos precisos, el termómetro se coloca en una cabina especial. Sus paredes son de listones. Esto permite que el aire entre libremente a la cabina, juntas las rejillas protegen el termómetro de la wii. Luz solar directa. La cabina se instala a una altura de 2 m del suelo. Las lecturas del termómetro se registran cada 3 horas.

Arroz. 126. Cambio de temperatura del aire con la altura

Volando por encima de las nubes

En 1862, dos ingleses volaron en globo. A una altitud de 3 km, sin pasar por las nubes, los investigadores temblaban de frío. Cuando las nubes desaparecieron y salió el sol, hizo aún más frío. A la altura de estos 5 km, el agua se congelaba, a la gente le costaba respirar, les hacía ruido en los oídos, y con falta de fuerza, en realidad era el eje. Así que golpea el aire enrarecido en el cuerpo. A una altitud de 3 km, uno de los sobrevivientes perdió el conocimiento. En altitudes y 11 km la temperatura era de -24°C (en la Tierra en ese momento la hierba era verde y las flores florecían). Ambos temerarios fueron amenazados de muerte. Por lo tanto, descendieron a la Tierra lo más rápido posible.

Arroz. 127. Gráfico del curso diario de la temperatura del aire.

CAMBIO DIARIO DE TEMPERATURA. Los rayos del sol durante el día calientan la Tierra de manera desigual (Fig. 128). Al mediodía, cuando el sol está alto sobre el horizonte, la superficie de la tierra se calienta más. Sin embargo, las altas temperaturas del aire no se observan al mediodía (a las 12 en punto), sino dos o tres horas después del mediodía (a las 14-15 en punto). Esto se debe a que se necesita tiempo para transferir calor desde la superficie de la tierra. Por la tarde, a pesar de que el Sol ya desciende por el horizonte, el aire sigue recibiendo calor de la superficie calentada durante otras dos horas. Luego, la superficie se enfría gradualmente, la temperatura del aire disminuye en consecuencia. Las temperaturas más bajas son antes del amanecer. Es cierto que en algunos días ese patrón diario de temperatura puede verse alterado.

En consecuencia, la razón del cambio en la temperatura del aire durante el día es un cambio en la iluminación de la superficie terrestre debido a su rotación alrededor de su eje. Los gráficos del curso diario de la temperatura del aire (Fig. 127) dan una representación más visual del cambio de temperatura.

CUÁL ES LA AMPLITUD DE LA VARIACIÓN DE LA TEMPERATURA DEL AIRE. La diferencia entre la temperatura del aire más alta y la más baja se denomina amplitud de la fluctuación de temperatura (A). Hay amplitudes diarias, mensuales, anuales.

Por ejemplo, si la temperatura del aire más alta durante el día fue de +25 °C y +9 °C, entonces la amplitud de las fluctuaciones será de 16 °C (25 - 9 = 16) (Mat. 129). La naturaleza de la superficie de la tierra (se le llama subyacente) afecta las amplitudes diarias de las fluctuaciones de temperatura. Por ejemplo, sobre los océanos, la amplitud es de solo 1-2 °C, sobre las estepas de 15-0 °C y en los desiertos alcanza los 30 °C.

Arroz. 129. Determinación de la amplitud diaria de las fluctuaciones de la temperatura del aire.

RECUERDA

El aire se calienta desde la superficie de la tierra; Con la altitud, su temperatura desciende unos 6 °C por cada kilómetro de altitud.

La temperatura del aire durante el día cambia debido a cambios en la iluminación de la superficie (cambio de día y noche).

La amplitud de la fluctuación de la temperatura es la diferencia entre las temperaturas del aire más altas y más bajas.

PREGUNTAS Y TAREAS

1. La temperatura del aire en la superficie terrestre es de +17 °C. Determine la temperatura exterior de un avión que vuela a una altitud de 10 km.

2. ¿Por qué se instala un termómetro en una cabina especial en las estaciones meteorológicas?

3. Cuéntanos cómo cambia la temperatura del aire durante el día.

4. Calcular la amplitud diaria de las fluctuaciones del aire según los siguientes datos (en °C): -1,0, +4, +5, +3, -2.

5. Piensa por qué la temperatura diaria del aire más alta no se observa al mediodía, cuando el Sol está alto sobre el horizonte.

PRÁCTICA 5 (Inicio. Ver págs. 133, 141.)

Tema: Resolución de problemas sobre el cambio de temperatura del aire con la altura.

1. La temperatura del aire en la superficie terrestre es de +25 °C. Determine la temperatura del aire en la cima de una montaña cuya altura es de 1500 m.

2. El termómetro de la estación meteorológica, ubicada en la cima de la montaña, marca 16°C sobre cero. Al mismo tiempo, la temperatura del aire a sus pies es de +23,2 °C. Calcular la altura relativa de la montaña.

El curso diario de la temperatura del aire está determinado por el curso correspondiente de la temperatura de la superficie activa. El calentamiento y enfriamiento del aire dependen del régimen térmico de la superficie activa. El calor absorbido por esta superficie se esparce parcialmente hacia las profundidades del suelo o reservorio, y la otra parte se cede a la capa adyacente de la atmósfera y luego se esparce a las capas superiores. En este caso, hay cierto retraso en el crecimiento y disminución de la temperatura del aire en comparación con el cambio de temperatura del suelo.

La temperatura mínima del aire a una altura de 2 m se observa antes del amanecer. A medida que el sol sale por el horizonte, la temperatura del aire aumenta rápidamente durante 2-3 horas. Entonces el aumento de la temperatura se ralentiza. Su máximo se produce pasadas las 2-3 horas de la tarde. Además, la temperatura disminuye, primero lentamente y luego más rápidamente.

Sobre los mares y océanos, la temperatura máxima del aire ocurre de 2 a 3 horas antes que sobre los continentes, y la amplitud de la variación diaria de la temperatura del aire sobre grandes masas de agua es mayor que la amplitud de las fluctuaciones de temperatura de la superficie del agua. Esto se explica porque la absorción de la radiación solar por el aire y su propia radiación sobre el mar es mucho mayor que sobre la tierra, ya que sobre el mar el aire contiene más vapor de agua.

Las características de la variación diurna de la temperatura del aire se revelan promediando los resultados de las observaciones a largo plazo. Con este promedio, se excluyen las violaciones individuales no periódicas de la variación diaria de temperatura asociadas con las intrusiones de masas de aire frío y cálido. Estas intrusiones distorsionan la variación diurna de la temperatura. Por ejemplo, durante la intrusión de una masa de aire frío durante el día, la temperatura del aire en algunos puntos a veces disminuye en lugar de aumentar. Con la invasión de una masa cálida por la noche, la temperatura puede subir.

Con tiempo constante, el cambio en la temperatura del aire durante el día se expresa claramente. Pero la amplitud de la variación diaria de la temperatura del aire sobre la tierra es siempre menor que la amplitud de la variación diaria de la temperatura de la superficie del suelo. La amplitud de la variación diaria de la temperatura del aire depende de varios factores.

La latitud del lugar. Con un aumento en la latitud del lugar, la amplitud de la variación diaria de la temperatura del aire disminuye. Las mayores amplitudes se observan en latitudes subtropicales. En promedio, durante un año, la amplitud considerada es de unos 12°С en regiones tropicales, 8-9°С en latitudes templadas, 3-4°С cerca del círculo polar ártico y 1-2°С en el Ártico.

Temporada. En latitudes templadas, las amplitudes más pequeñas se observan en invierno y las más grandes en verano. En primavera son algo más grandes que en otoño. La amplitud de la variación diaria de temperatura depende no sólo de la máxima diurna, sino también de la mínima nocturna, que es menor cuanto más larga es la noche. En latitudes templadas y altas, durante las cortas noches de verano, la temperatura no tiene tiempo de descender a valores muy bajos, por lo que la amplitud aquí sigue siendo relativamente pequeña. En las regiones polares, bajo las condiciones de un día polar de 24 horas, la amplitud de la variación diaria de la temperatura del aire es sólo de aproximadamente 1 °C. Durante la noche polar, casi no se observan fluctuaciones de temperatura diurnas. En el Ártico, las mayores amplitudes se observan en primavera y otoño. En la isla Dixon, la amplitud más alta durante estas estaciones tiene un promedio de 5 a 6 °C.

Las mayores amplitudes de la variación diurna de la temperatura del aire se observan en las latitudes tropicales, y aquí apenas dependen de la época del año. Así, en los desiertos tropicales, estas amplitudes son de 20 a 22 °С durante todo el año.

La naturaleza de la superficie activa. Por encima de la superficie del agua, la amplitud de la variación diaria de la temperatura del aire es menor que sobre la tierra. Sobre los mares y océanos, tienen un promedio de 2 a 3 °C. Con la distancia desde la costa hasta las profundidades del continente, las amplitudes aumentan a 20–22 °C. Un efecto similar, pero más débil, en el curso diario de la temperatura del aire lo ejercen los cuerpos de agua interiores y las superficies altamente húmedas (pantanos, lugares con abundante vegetación). En estepas secas y desiertos, la amplitud media anual de la variación diaria de la temperatura del aire alcanza los 30 °C.

Nuboso. La amplitud de la variación diaria de la temperatura del aire en días despejados es mayor que en días nublados, ya que las fluctuaciones en la temperatura del aire dependen directamente de las fluctuaciones en la temperatura de la capa activa, que a su vez están directamente relacionadas con el número y naturaleza de las nubes. .

Relieve del terreno. El relieve del área tiene una influencia significativa en el curso diario de la temperatura del aire, que fue notado por primera vez por A. I. Voeikov. Con formas de relieve cóncavas (huecos, huecos, valles), el aire entra en contacto con el área más grande de la superficie subyacente. Aquí el aire se estanca durante el día y por la noche se enfría sobre las laderas y fluye hacia el fondo. Como resultado, tanto la calefacción durante el día como la refrigeración por aire durante la noche aumentan dentro de los accidentes geográficos cóncavos en comparación con el terreno plano. Por lo tanto, las amplitudes de las fluctuaciones de temperatura diurnas en dicho relieve también aumentan. Con formas de relieve convexas (montañas, colinas, colinas), el aire entra en contacto con el área más pequeña de la superficie subyacente. La influencia de la superficie activa sobre la temperatura del aire disminuye. Así, las amplitudes de la variación diaria de la temperatura del aire en las depresiones, hondonadas y valles son mayores que sobre las llanuras, y sobre estas últimas son mayores que sobre las cimas de las montañas y colinas.

Altura sobre el nivel del mar. Con un aumento de la altitud, la amplitud de la variación diaria de la temperatura del aire disminuye y los momentos de inicio de los máximos y mínimos se desplazan a un momento posterior. La variación diurna de la temperatura con una amplitud de 1-2°C se observa incluso a la altura de la tropopausa, pero aquí ya se debe a la absorción de la radiación solar por el ozono contenido en el aire.

El curso anual de la temperatura del aire está determinado, en primer lugar, por el curso anual de la temperatura de la superficie activa. La amplitud del ciclo anual es la diferencia entre las temperaturas medias mensuales de los meses más cálidos y más fríos.

En el hemisferio norte de los continentes, la temperatura máxima promedio del aire se observa en julio, la mínima en enero. En los océanos y las costas de los continentes, las temperaturas extremas ocurren un poco más tarde: máximo, en agosto, mínimo, en febrero y marzo. En tierra, la amplitud de la variación anual de la temperatura del aire es mucho mayor que sobre la superficie del agua.

La latitud del lugar tiene una gran influencia en la amplitud de la variación anual de la temperatura del aire. La amplitud más pequeña se observa en la zona ecuatorial. A medida que aumenta la latitud del lugar, la amplitud aumenta, alcanzando los valores más altos en las latitudes polares. La amplitud de las fluctuaciones anuales de la temperatura del aire también depende de la altura del lugar sobre el nivel del mar. A medida que aumenta la altura, la amplitud disminuye. Las condiciones climáticas tienen una gran influencia en el curso anual de la temperatura del aire: niebla, lluvia y principalmente nubosidad. La ausencia de nubes en invierno provoca una disminución de la temperatura media del mes más frío, y en verano, un aumento de la temperatura media del mes más cálido.

El curso anual de la temperatura del aire en diferentes áreas geográficas es diverso. Según la magnitud de la amplitud y el momento de aparición de las temperaturas extremas, se distinguen cuatro tipos de variación anual de la temperatura del aire.

• 1. Tipo ecuatorial. En la zona ecuatorial, se observan dos temperaturas máximas por año, después de los equinoccios de primavera y otoño, cuando el sol está en su cenit sobre el ecuador al mediodía, y dos mínimas, después de los solsticios de invierno y verano, cuando el sol está en su punto más alto. altitud más baja. Las amplitudes de la variación anual son aquí pequeñas, lo que se explica por un pequeño cambio en la entrada de calor durante el año. Sobre los océanos, las amplitudes son de alrededor de 1 °C y sobre los continentes, de 5 a 10 °C.
• 2. Tipo de zona templada. En latitudes templadas, también hay una variación anual de la temperatura con un máximo después del verano y un mínimo después del solsticio de invierno. Sobre los continentes del hemisferio norte, la temperatura media mensual máxima se observa en julio, sobre los mares y las costas, en agosto. Las amplitudes anuales aumentan con la latitud. Sobre los océanos y las costas promedian 10--15 °C, sobre los continentes 40--50 °C, y en una latitud de 60 ° alcanzan los 60 °C.
• 3. Tipo polar. Las regiones polares se caracterizan por inviernos largos y fríos y veranos frescos relativamente cortos. Las amplitudes anuales sobre el océano y las costas de los mares polares son de 25 a 40 °C, y en tierra superan los 65 °C. La temperatura máxima se observa en agosto, la mínima, en enero.

Los tipos considerados de variaciones anuales en la temperatura del aire se identifican a partir de datos a largo plazo y representan fluctuaciones periódicas regulares. En algunos años, bajo la influencia de intrusiones de masas cálidas o frías, se producen desviaciones de los tipos anteriores. Las invasiones frecuentes de masas de aire marino en el continente conducen a una disminución de la amplitud. Las intrusiones de masas de aire continentales en las costas de los mares y océanos aumentan su amplitud en estas zonas. Los cambios de temperatura no periódicos están asociados principalmente con la advección de masas de aire. Por ejemplo, en latitudes templadas, se produce un enfriamiento no periódico significativo cuando las masas de aire frío invaden desde el Ártico. Al mismo tiempo, a menudo se notan retornos de frío en primavera. Cuando las masas de aire tropical invaden las latitudes templadas, se observan retornos de calor en otoño 8, p. 285 - 291.

Información general sobre la temperatura del aire

Definición 1

El indicador del estado térmico del aire registrado por instrumentos de medición se llama la temperatura.

Los rayos del sol, al caer sobre la forma esférica del planeta, lo calientan de diferentes maneras, porque vienen desde diferentes ángulos. Los rayos del sol no calientan el aire atmosférico, mientras que la superficie terrestre se calienta mucho y transfiere energía térmica a las capas de aire adyacentes. El aire caliente se vuelve ligero y asciende, donde se mezcla con el aire frío, cediendo parte de su energía térmica. El aire caliente se enfría con la altura ya una altura de $10$ km su temperatura se hace constante $-40$ grados.

Definición 2

En la estratosfera, las temperaturas están cambiando y sus indicadores comienzan a aumentar. Este fenómeno ha sido denominado inversión de temperatura.

Sobre todo, la superficie de la tierra se calienta donde los rayos del sol caen en ángulo recto: esta es el área ecuador. La cantidad mínima de calor recibido polar y regiones polares, porque el ángulo de incidencia de los rayos del sol es agudo y los rayos se deslizan sobre la superficie, y además, también son dispersados ​​por la atmósfera. Como resultado de esto, podemos decir que la temperatura del aire disminuye desde el ecuador hacia los polos del planeta.

La inclinación del eje de la tierra con respecto al plano de la órbita y la época del año juega un papel importante, lo que conduce a un calentamiento desigual de los hemisferios norte y sur. La temperatura del aire no es un indicador constante; cambia a lo largo del día en cualquier parte del mundo. En los mapas climáticos temáticos, la temperatura del aire se muestra con un símbolo especial, que se llama isoterma.

Definición 3

Isotermas- estas son líneas que conectan puntos en la superficie de la tierra con la misma temperatura.

Sobre la base de las isotermas, se distinguen cinturones térmicos en el planeta, que van desde el ecuador hasta los polos:

• cinturón ecuatorial o caliente;
• Dos cinturones templados;
• dos zonas frías.

Por lo tanto, la temperatura del aire está muy influenciada por:

• Latitud geográfica del lugar;
• Transferencia de calor de latitudes bajas a latitudes altas;
• Distribución de continentes y océanos;
• Ubicación de cadenas montañosas;
• Corrientes en el océano.

Cambio de temperatura

La temperatura del aire cambia continuamente a lo largo del día. La tierra se calienta rápidamente durante el día y el aire se calienta a partir de ella, pero con el inicio de la noche, la tierra también se enfría rápidamente y después se enfría el aire. Por lo tanto, será más fresco en las horas previas al amanecer y más cálido en la tarde.

El intercambio de calor, masa y cantidad de movimiento entre las capas individuales de la atmósfera ocurre constantemente. La interacción de la atmósfera con la superficie terrestre se caracteriza por los mismos procesos y se lleva a cabo de las siguientes maneras:

• trayectoria de radiación (absorción de aire de la radiación solar);
• Camino de conducción térmica;
• Transferencia de calor por evaporación, condensación o cristalización del vapor de agua.

La temperatura del aire, incluso en la misma latitud, no puede ser constante. En la Tierra, solo en una zona climática no hay fluctuación diaria de temperatura: esta es una zona cálida o ecuatorial. Aquí, las temperaturas del aire de la noche y el día tendrán el mismo valor. En las costas de los grandes embalses y sobre su superficie, la amplitud diaria también es insignificante, pero en la zona de clima desértico, la diferencia entre las temperaturas diurnas y nocturnas alcanza a veces los $50-60$ grados.

En las zonas climáticas templadas, la máxima radiación solar se da en los días de los solsticios de verano - en el Hemisferio Norte es Julio mes, y en el hemisferio sur - enero. La razón de esto radica no solo en la intensa radiación solar, sino también en el hecho de que la superficie muy caliente del planeta emite una gran cantidad de energía térmica.

Las latitudes medias se caracterizan por amplitudes anuales más altas. Cualquier lugar del planeta se caracteriza por sus temperaturas medias y absolutas del aire. El lugar más caliente de la tierra es desierto libio, donde se fija el máximo absoluto - ($ +58 $ grados), y el lugar más frío es la estación rusa "Este" en la Antártida - ($ -89,2 $ grados). Todas las temperaturas medias - media diaria, media mensual, media anual - son significado aritmetico valores de varios indicadores del termómetro. Ya sabemos que la temperatura del aire en la troposfera disminuye con la altura, pero en la capa superficial su distribución puede ser diferente: puede aumentar, disminuir o permanecer constante. La idea de cómo se distribuye la temperatura del aire con la altura da gradiente vertical temperatura (VGT). La época del año, la hora del día y las condiciones climáticas afectan el valor de VGT. Por ejemplo, el viento contribuye a la mezcla del aire y su temperatura se iguala a diferentes alturas, lo que significa que el viento WGT disminuye. VGT disminuye bruscamente si el suelo está húmedo, el campo en barbecho tiene más VGT que un campo densamente sembrado, porque estas superficies tienen diferentes regímenes de temperatura.

El signo de la VGT indica cómo cambia la temperatura con la altura, si es menor que cero, entonces la temperatura aumenta con la altura. Y, por el contrario, si el signo es mayor que cero, la temperatura disminuirá con la distancia desde la superficie y permanecerá sin cambios en VGT = 0. Tal distribución de temperatura con la altura se llama inversiones.

Las inversiones pueden ser:

• Radiación (enfriamiento por radiación de la superficie);
• Advectivo (formado cuando el aire caliente se mueve sobre una superficie fría).

Hay cuatro tipos de variaciones anuales de temperatura basadas en la amplitud promedio a largo plazo y el momento de inicio de las temperaturas extremas:

• Tipo ecuatorial: hay dos máximos y dos mínimos;
• tipo tropical (máximos y mínimos observados después de los solsticios);
• Tipo moderado (los máximos y mínimos se observan después de los solsticios);
• Tipo polar (temperatura mínima durante la noche polar);

La altura de un lugar sobre el nivel del mar también afecta el curso anual de la temperatura del aire. La amplitud anual disminuye con la altura. La temperatura del aire es medida por especialistas en estaciones meteorológicas.