Veeauru rõhu ööpäevane kõikumine. Õhutemperatuuri ööpäevane ja aastane kõikumine maapinna lähedal Õhutemperatuuri päevane ja aastane kõikumine

Õhutemperatuuri ööpäevase ja aastase kulgemise atmosfääri pinnakihis määrab temperatuur 2 m kõrgusel.Põhimõtteliselt on see kulg tingitud aktiivse pinna temperatuuri vastavast kulgemisest. Õhutemperatuuri kulgemise tunnused määravad selle äärmused, st kõrgeim ja madalaim temperatuur. Nende temperatuuride vahet nimetatakse õhutemperatuuri kulgemise amplituudiks. Õhutemperatuuri ööpäevaste ja aastaste kõikumiste muster selgub pikaajaliste vaatluste tulemuste keskmistamisel. See on seotud perioodiliste kõikumistega. Sooja või külma õhumassi sissetungist põhjustatud päevase ja aastase kulgemise mitteperioodilised häired moonutavad õhutemperatuuri normaalset kulgu. Aktiivse pinna neeldunud soojus kandub külgnevasse õhukihti. Sel juhul on õhutemperatuuri tõus ja langus võrreldes pinnase temperatuuri muutustega mõnevõrra hilinenud. Temperatuuri normaalsel kulgemisel on minimaalne temperatuur enne päikesetõusu, maksimum on 14-15 tundi (joonis 4.4).

Joonis 4.4. Õhutemperatuuri päevane kurss Barnaulis(saadaval õpetuse täisversiooni allalaadimisel)

Õhutemperatuuri ööpäevase kõikumise amplituud maismaa kohal on alati väiksem kui mullapinna temperatuuri ööpäevase kõikumise amplituud ja sõltub samadest teguritest, st aastaajast, laiuskraadist, pilvisusest, maastikust, aga ka aktiivse pinna iseloomust ja kõrgusest merepinnast. tasemel. Aastakursuse amplituud arvutatakse kõige soojema ja külmema kuu keskmiste temperatuuride vahena. Aastane absoluutne temperatuuri amplituud nimetatakse erinevuseks aasta absoluutse maksimumi ja absoluutse miinimumi õhutemperatuuri vahel, st aasta jooksul täheldatud kõrgeima ja madalaima temperatuuri vahel. Õhutemperatuuri aastakäigu amplituud antud kohas oleneb geograafilisest laiuskraadist, kaugusest merest, koha kõrgusest, pilvisuse aastakäigust ja paljudest muudest teguritest. Väikesed aastased temperatuuriamplituudid on täheldatavad mere kohal ja on iseloomulikud merelisele kliimale. Maa kohal on mandrilisele kliimale iseloomulikud suured aastased temperatuuriamplituudid. Mereline kliima laieneb aga ka merega külgnevate kontinentide piirkondadesse, kus mereõhumasside sagedus on suur. Mereõhk toob maale merelise kliima. Kaugus ookeanist sügavale mandrile suurenevad aastased temperatuuriamplituudid, see tähendab, et kliima kontinentaalsus suureneb.

Need eristuvad amplituudi väärtuse ja äärmuslike temperatuuride ilmnemise aja järgi nelja tüüpi aastane õhutemperatuuri kõikumine. ekvatoriaalne tüüp Seda iseloomustavad kaks maksimumi – pärast kevadist ja sügisest pööripäeva, mil Päike on keskpäeval oma seniidis, ning kaks miinimumi – pärast suvist ja maapealset pööripäeva. Seda tüüpi iseloomustab väike amplituud: mandrite kohal 5–10 °C ja ookeanide kohal ainult umbes 1 °C. troopiline tüüp mida iseloomustab üks maksimum - pärast suvist pööripäeva ja üks miinimum - pärast talvist pööripäeva. Amplituud suureneb ekvaatorist kaugenedes ja on mandrite kohal keskmiselt 10-20°С ja ookeanide kohal 5-10°С. Parasvöötme tüüp mida iseloomustab asjaolu, et äärmusi täheldatakse mandrite kohal samal ajal kui troopilise tüübi puhul ja ookeani kohal kuu aega hiljem. Amplituud suureneb koos laiuskraadiga, ulatudes mandrite kohal 50-60 °C ja ookeanide kohal 15-20 °C-ni. polaarne tüüp sarnane eelmisele tüübile, kuid erineb amplituudi edasise suurenemise poolest, ulatudes ookeani ja ranniku kohal 25-40°С ning maismaa kohal üle 65°С.

Jaanuari ja juuli isotermid Venemaa territooriumil??????

Lucas ReinÜliõpilane (237) 1 aasta tagasi

MAA TERMILINE VÖÖ, Maa temperatuuritsoonid, – süsteem kliimate klassifitseerimiseks õhutemperatuuri järgi. Tavaliselt eristatakse: kuum tsoon - aastaste isotermide vahel 20 ° (jõuab 30 ° laiuskraadini); 2 parasvöötme (mõlemal poolkeral) - aastase 20 ° isotermi ja kõige soojema kuu isotermi vahel. 10°; 2 külmavööd - kõige soojema kuu isotermide vahel. 10° ja 0°; 2 igavese pakase vööd - alates vt. kõige soojema kuu temperatuur. alla 0°.

JulietteÜliõpilane (237) 1 aasta tagasi

Termovöötmed on Maad ümbritsevad laiad ribad, mille õhutemperatuur on vöö sees ja mis erinevad naabervöönditest päikesekiirguse ebaühtlase laiuskraadide jaotuse poolest. Termotsooni on seitse: kuum mõlemal pool ekvaatorit, mida piiravad aastased isotermid +20°С; parasvöötme 2 (põhja- ja lõunapoolne) soojema kuu piiriisotermiga +10°С; külm 2 vahemikus +10°С ja 0°С igavese pakase kõige soojema kuu 2 aasta keskmise õhutemperatuuriga alla 0°С.

Optilised nähtused. Nagu juba mainitud, neeldub Päikese kiirte atmosfääri läbimisel osa otsesest päikesekiirgusest õhumolekulid, hajub ja peegeldub. Selle tulemusena täheldatakse atmosfääris mitmesuguseid optilisi nähtusi, mida meie silm tajub otse. Nende nähtuste hulka kuuluvad: taevavärv, murdumine, miraažid, halo, vikerkaar, vale päike, valgussambad, heledad ristid jne.

Taevavärv. Kõik teavad, et taeva värvus muutub sõltuvalt atmosfääri seisundist. Selge pilvitu taevas päeval on sinist värvi. Selline taeva värvus on tingitud sellest, et atmosfääris on palju hajutatud päikesekiirgust, milles domineerivad lühikesed lained, mida me tajume sinise või sinisena. Kui õhk on tolmune, siis hajutatud kiirguse spektraalne koostis muutub, taevasinine nõrgeneb; taevas läheb valgeks. Mida pilvisem on õhk, seda nõrgem on taevasinine.

Taeva värvus muutub kõrgusega. Kõrgusel 15 kuni 20 km taeva värv on must ja lilla. Kõrgete mägede tippudest tundub taeva värv sügavsinine ja Maa pinnalt sinine. See värvimuutus must-violetsest helesiniseks on tingitud kõigepealt violetse, seejärel sinise ja sinise kiirte üha suurenevast hajumisest.

Päikesetõusul ja -loojangul, kui päikesekiired läbivad atmosfääri suurima paksuse ja kaotavad samal ajal peaaegu kõik lühilainelised kiired (violetsed ja sinised) ning vaatleja silma jõuavad ainult pikalainelised kiired, muutub päikesekiired. osa taevast horisondi lähedal ja Päike ise on punast või oranži värvi.

Murdumine. Päikesekiirte peegeldumise ja murdumise tulemusena, kui nad läbivad erineva tihedusega õhukihte, muutub nende trajektoor mõningaid muutusi. See viib selleni, et me näeme taevakehi ja kaugeid objekte maapinnal veidi erinevas suunas, kui need tegelikult asuvad. Näiteks kui vaatame orust mäetippu, siis tundub mägi meile kõrgendatud olevat; mäelt orgu vaadates on märgata oru põhja suurenemist.

Nurka, mille moodustab sirgjoon vaatleja silmast punktini ja suunda, milles silm seda punkti näeb, nimetatakse murdumine.

Maapinnal täheldatav murdumise suurus sõltub õhu alumiste kihtide tiheduse jaotusest ja kaugusest vaatlejast objektini. Õhu tihedus sõltub temperatuurist ja rõhust. Keskmiselt on Maa murdumise suurus, olenevalt kaugusest vaadeldavate objektideni tavalistes atmosfääritingimustes:

Miraažid. Miraažinähtused on seotud päikesekiirte anomaalse murdumisega, mille põhjuseks on õhutiheduse järsk muutus madalamates atmosfäärikihtides. Miraažiga näeb vaatleja lisaks objektidele ka nende kujutisi objektide tegelikust asukohast allpool või kõrgemal ning mõnikord neist paremal või vasakul. Sageli näeb vaatleja ainult pilti, nägemata objekte endid.

Kui õhutihedus langeb järsult kõrgusega, siis vaadeldakse objektide kujutist nende tegelikust asukohast kõrgemal. Nii on näiteks sellistes tingimustes näha laeva siluetti merepinnast kõrgemal, kui laev on vaatleja eest silmapiiri taga peidus.

Halvemaid miraaže täheldatakse sageli avatud tasandikel, eriti kõrbetes, kus õhutihedus suureneb järsult koos kõrgusega. Sel juhul näeb inimene sageli kauguses justkui vesist, kergelt lainelist pinda. Kui samal ajal on silmapiiril mingeid objekte, siis need justkui tõusevad selle vee kohal. Ja selles veeruumis on näha nende tagurpidi pööratud piirjooni, mis justkui peegelduksid vees. Veepinna nähtavus tasandikul tekib suure murdumise tulemusena, mis põhjustab objektide taga olevast taevaosast maapinna all oleva pöördpildi.

Halo. Halo nähtus viitab heledatele või sillerdavatele ringidele, mida mõnikord täheldatakse Päikese või Kuu ümber. Halo tekib siis, kui neid taevakehi tuleb näha läbi kergete rünkpilvede või läbi õhus hõljuvatest jäänõelatest koosneva uduloori (joonis 63).

Halo nähtus tekib jääkristallide murdumise ja päikesekiirte peegelduse tõttu nende nägudelt.

Vikerkaar. Vikerkaar on suur mitmevärviline kaar, mida tavaliselt vaadeldakse pärast vihma vihmapilvede taustal, mis paiknevad selle taevaosa taustal, kuhu päike paistab. Kaare suurus on erinev, kohati on täis sillerdav poolring. Sageli näeme korraga kahte vikerkaart. Üksikute vikerkaarevärvide arenemise intensiivsus ja nende ribade laius on erinevad. Hästi nähtaval vikerkaarel paikneb ühel pool punane ja teisel pool lilla; ülejäänud vikerkaare värvid on spektri värvide järjekorras.

Vikerkaared on põhjustatud päikesevalguse murdumisest ja peegeldumisest atmosfääris olevates veepiiskades.

Helinähtused atmosfääris. Aineosakeste pikisuunalised vibratsioonid, mis levivad läbi materiaalse keskkonna (õhu, vee ja tahkete ainete kaudu) ja jõuavad inimese kõrva, põhjustavad aistinguid, mida nimetatakse "heliks".

Atmosfääriõhk sisaldab alati erineva sageduse ja tugevusega helilaineid. Osa neist lainetest on inimese tekitatud kunstlikult ja osa helidest on meteoroloogilist päritolu.

Meteoroloogilise päritoluga helide hulka kuuluvad äike, tuule kisa, juhtmete sumin, puude müra ja kahin, "mere hääl", helid ja mürad, mis tekivad liivamasside liikumisel kõrbetes ja luidete kohal. , aga ka lumehelbed siledal lumepinnal, maapinnale langevad tahkete ja vedelate sademete helid, surfihelid merede ja järvede kallaste läheduses jne. Peatume neist mõnel.

Äikest täheldatakse äikeselahenduse nähtuste ajal. See tekib seoses eriliste termodünaamiliste tingimustega, mis tekivad välgu liikumise teel. Tavaliselt tajume äikest löökide seeriana - nn. Äikeseplaginat seletatakse sellega, et pikse pikal ja tavaliselt lookleval teel samal ajal tekitatud helid jõuavad vaatlejani järjestikku ja erineva intensiivsusega. Äike kostub vaatamata suurele helitugevusele mitte kaugemal kui 20-25 km(keskmiselt umbes 15 km).

Tuule ulumine tekib siis, kui õhk liigub kiiresti koos mõne objekti keerisega. Sel juhul toimub õhu kogunemine ja väljavool objektidest vaheldumisi, mis tekitab helisid. Juhtmete kohin, puude müra ja kohin, "mere hääl" on samuti ühendatud õhu liikumisega.

Heli kiirus atmosfääris. Heli levimise kiirust atmosfääris mõjutavad õhu temperatuur ja niiskus, samuti tuul (suund ja selle tugevus). Keskmine helikiirus atmosfääris on 333 m sekundis. Õhutemperatuuri tõustes heli kiirus veidi suureneb. Õhu absoluutse niiskuse muutus mõjutab heli kiirust vähem. Tuulel on tugev mõju: heli kiirus tuule suunas suureneb, vastutuult väheneb.

Atmosfääri ülemiste kihtide uurimisel akustilisel meetodil mitmete probleemide lahendamisel on suur tähtsus teadmisel heli levimise kiirusest atmosfääris. Kasutades keskmist helikiirust atmosfääris, saate teada kauguse teie asukohast äikese asukohani. Selleks peate määrama sekundite arvu nähtava välgusähvatuse ja äikeseheli saabumise hetke vahel. Seejärel peate korrutama atmosfääri helikiiruse keskmise väärtuse - 333 m/sek. etteantud sekundite arvu jaoks.

Kaja. Helilained, nagu valguskiired, kogevad ühest keskkonnast teise üleminekul murdumist ja peegeldumist. Helilained võivad peegelduda maapinnalt, veest, ümbritsevatelt mägedelt, pilvedelt, erineva temperatuuri ja niiskusega õhukihtide kokkupuutepinnalt. Peegeldunud heli saab korrata. Helilainete kordumise nähtust, mis on tingitud helilainete peegeldumisest erinevatelt pindadelt, nimetatakse "kajaks".

Eriti sageli täheldatakse kaja mägedes, kaljude läheduses, kus valjuhäälset sõna korratakse teatud aja möödudes üks või mitu korda. Nii on näiteks Reini orus Lorelei kivi, milles kaja kordub kuni 17-20 korda. Kaja näiteks on äikesemüra, mis tekib erinevatelt maapinnal asuvatelt objektidelt tekkivate elektrilahenduste helide peegelduse tulemusena.

Elektrilised nähtused atmosfääris. Atmosfääris täheldatavad elektrinähtused on seotud elektriliselt laetud aatomite ja gaasimolekulide, mida nimetatakse ioonideks, esinemisega õhus. Ioonid tulevad nii negatiivse kui positiivse laenguga ning masside suuruse järgi jagunevad kergeteks ja rasketeks. Atmosfääri ionisatsioon toimub päikesekiirguse lühilainelise osa, kosmiliste kiirte ning maakoores ja atmosfääris endas sisalduvate radioaktiivsete ainete kiirguse mõjul. Ionisatsiooni olemus seisneb selles, et need ionisaatorid kannavad energia üle neutraalsele õhugaasi molekulile või aatomile, mille toimel eemaldatakse tuuma toimesfäärist üks välistest elektronidest. Selle tulemusena muutub ühest elektronist ilma jäänud aatom positiivseks valguse iooniks. Antud aatomilt eemaldatud elektron liitub kiiresti neutraalse aatomiga ja nii tekib negatiivne valgusioon. Kerged ioonid, mis kohtuvad õhu hõljuvate osakestega, annavad neile laengu ja moodustavad seega raskeid ioone.

Ioonide arv atmosfääris suureneb koos kõrgusega. Keskmiselt iga 2 kohta km kõrgus, suureneb nende arv tuhande iooni võrra ühes kuupmeetris. sentimeetrit. Atmosfääri kõrgetes kihtides täheldatakse ioonide maksimaalset kontsentratsiooni umbes 100 ja 250 kõrgustel. km.

Ioonide olemasolu atmosfääris tekitab õhu elektrijuhtivuse ja elektrivälja atmosfääris.

Atmosfääri juhtivus tekib peamiselt kergete ioonide suure liikuvuse tõttu. Rasketel ioonidel on selles osas väike roll. Mida suurem on valguse ioonide kontsentratsioon õhus, seda suurem on selle juhtivus. Ja kuna valguse ioonide arv suureneb koos kõrgusega, suureneb kõrgusega ka atmosfääri juhtivus. Nii näiteks kõrgusel 7-8 km Juhtivus on ligikaudu 15-20 korda suurem kui maapinnal. Umbes 100 juures km juhtivus on väga kõrge.

Puhtas õhus on vähe hõljuvaid osakesi, mistõttu sisaldab see rohkem kergeid ja vähem raskeid ioone. Sellega seoses on puhta õhu juhtivus kõrgem kui tolmuse õhu juhtivus. Seetõttu on häguses ja udus juhtivus madala väärtusega.Atmosfääris asuva elektrivälja kehtestas esmakordselt M. V. Lomonosov. Selge pilvitu ilma korral peetakse väljatugevust normaalseks. suunas

Maapinna atmosfäär on positiivselt laetud. Atmosfääri elektrivälja ja maapinna negatiivse välja mõjul tekib positiivsete ioonide vertikaalne vool maapinnast ülespoole ja negatiivsete ioonide vool atmosfäärist allapoole. Maapinna lähedal asuva atmosfääri elektriväli on äärmiselt muutlik ja sõltub õhu juhtivusest. Mida madalam on atmosfääri juhtivus, seda suurem on atmosfääri elektrivälja tugevus. Atmosfääri juhtivus sõltub peamiselt selles hõljuvate tahkete ja vedelate osakeste hulgast. Seetõttu suureneb udu, sademete ja udu ajal atmosfääri elektrivälja intensiivsus ja see põhjustab sageli elektrilahendusi.

Elmi tuled. Suviste äikese- ja tuiskhoogude ajal või talvel lumetormide ajal võib mõnikord maapinnast kõrgemale ulatuvate objektide tippudel täheldada vaikseid elektrilahendusi. Neid nähtavaid heitmeid nimetatakse "Elmo tulekahjudeks" (joonis 64). Kõige sagedamini vaadeldakse Elmo tulesid mastidel, mäetippudel; vahel käib nendega kaasas kerge krõbin.

Elmo tulekahjud tekivad suure elektrivälja tugevusega. Pinge on nii suur, et suurel kiirusel liikuvad ioonid ja elektronid lõhestavad oma teel õhumolekule, mis suurendab ioonide ja elektronide arvu õhus. Sellega seoses suureneb õhu juhtivus ja teravatest esemetest, kus elekter koguneb, algab elektri väljavool ja tühjendamine.

Välk. Keeruliste termiliste ja dünaamiliste protsesside tulemusena äikesepilvedes eralduvad elektrilaengud: tavaliselt asuvad negatiivsed laengud pilve põhjas, positiivsed laengud üleval. Seoses sellise ruumilaengute eraldamisega pilvede sees tekivad tugevad elektriväljad nii pilvede sees kui ka nende vahel. Sel juhul võib väljatugevus maapinna lähedal ulatuda mitmesaja kilovoldini 1 kohta m. Suur elektrivälja tugevus toob kaasa asjaolu, et atmosfääris tekivad elektrilahendused. Tugevaid sädemeid tekitavaid elektrilahendusi, mis tekivad äikesepilvede vahel või pilvede ja maapinna vahel, nimetatakse välguks.

Välgusähvatuse kestus on keskmiselt umbes 0,2 sek. Elektrienergia hulk, mida välk kannab, on 10-50 kuloni. Praegune tugevus on väga suur; mõnikord ulatub see 100-150 tuhande amprini, kuid enamikul juhtudel ei ületa see 20 tuhat amprit. Enamik välku on negatiivselt laetud.

Sädevälgu välimuse järgi jaotatakse välk lineaarseks, tasaseks, kuuliks ja helmesteks.

Kõige sagedamini vaadeldav lineaarne välk, mille hulgas on mitmeid sorte: siksakiline, hargnenud, lint, rakett jne. Kui pilve ja maapinna vahele tekib lineaarne välk, on selle keskmine pikkus 2-3 km; välk pilvede vahel võib ulatuda 15-20ni km pikkus. Õhu ionisatsiooni mõjul tekkiva välgu tühjenduskanali, mille kaudu toimub intensiivne pilvedesse kogunenud negatiivsete laengute ja maapinnale kogunenud positiivsete laengute vastuvool, on läbimõõt 3 kuni 60 cm.

Lame välk on lühiajaline elektrilahendus, mis katab olulise osa pilvest. Lameda välguga ei kaasne alati äike.

Keravälk on haruldane juhtum. See moodustub mõnel juhul pärast lineaarse välgu tugevat tühjenemist. Keravälk on tulekera, mille läbimõõt on tavaliselt 10-20 cm(ja mõnikord kuni mitu meetrit). Maapinnal liigub see välk mõõduka kiirusega ja kipub tungima hoonete sisse läbi korstnate ja muude väikeste avade. Ilma kahju tekitamata ja keerulisi liigutusi tegemata võib keravälk hoonest ohutult lahkuda. Mõnikord põhjustab see tulekahjusid ja hävitusi.

Veelgi harvem juhtum on helmesvälk. Need tekivad siis, kui elektrilahendus koosneb mitmest helendavast sfäärilisest või piklikust kehast.

Välk põhjustab sageli suuri kahjusid; nad hävitavad hooneid, tekitavad tulekahjusid, sulatavad elektrijuhtmeid, lõhestavad puid ja vigastavad inimesi. Hoonete, tööstusrajatiste, sildade, elektrijaamade, elektriliinide ja muude ehitiste kaitsmiseks otseste pikselöögi eest kasutatakse piksevardaid (tavaliselt nimetatakse neid piksevardadeks).

Kõige rohkem äikesega päevi on troopilistes ja ekvatoriaalmaades. Nii näiteks umbes. Jaaval on aastas 220 äikesepäeva, Kesk-Aafrikas 150, Kesk-Ameerikas umbes 140. NSV Liidus esineb enim äikesepäevi Kaukaasias (kuni 40 päeva aastas), Ukrainas ja Eesti Vabariigis. NSV Liidu Euroopa osast kagus. Äikest on tavaliselt pärastlõunal, eriti kella 15 ja 18 vahel.

Polaartuled. Aurorad on omapärane kuma atmosfääri kõrgetes kihtides, mida kohati täheldatakse öösel, peamiselt põhja- ja lõunapoolkera polaar- ja ringpolaarsetes riikides (joonis 65). Need helendused on atmosfääri elektriliste jõudude ilming ja esinevad 80. kõrgusel kuni 1000 km väga haruldases õhus, kui seda läbivad elektrilaengud. Aurorade olemus pole veel täielikult välja selgitatud, kuid on täpselt kindlaks tehtud, et nende esinemise põhjus on

Päikese aktiivsetest piirkondadest (laigud, väljaulatuvad osad ja muud piirkonnad) atmosfääri sisenevate laetud osakeste (kehakeste) mõju Maa atmosfääri ülemiste väga haruldaste kihtide mõjule päikesepõletuste ajal.

Maa magnetpooluste läheduses täheldatakse aurorade maksimaalset arvu. Nii on näiteks põhjapoolkera magnetpoolusel kuni 100 aurorat aastas.

Hõõgukuju järgi on aurorad väga mitmekesised, kuid tavaliselt jagunevad nad kahte põhirühma: mittekiirekujulised aurorad (ühtlased triibud, kaared, rahulikud ja pulseerivad helendavad pinnad, hajus helendused jne) ning kiirgava struktuuriga aurorad (triibud, eesriided, kiired, kroon jne). Kiirteta struktuuriga auroraid iseloomustab rahulik sära. Kiirstruktuuri kiirgused, vastupidi, on liikuvad, muudavad nii sära kuju kui ka heledust ja värvi. Lisaks kaasnevad kiirgava vormiga auroratega magnetilised ergastused.

Vormi järgi eristatakse järgmisi sademete liike. Vihma- vedel sade, mis koosneb 0,5-6 mm läbimõõduga tilkadest. Suuremad tilgad purunevad kukkudes tükkideks. Paduvihmade korral on tilkade suurus suurem kui pidevatel, eriti vihma alguses. Negatiivse temperatuuri korral võivad ülejahutatud tilgad mõnikord välja kukkuda. Kokkupuutel maapinnaga need külmuvad ja katavad selle jääkoorikuga. Vihma - vedel sade, mis koosneb umbes 0,5-0,05 mm läbimõõduga tilkadest väga väikese langemiskiirusega. Neid kannab tuul kergesti horisontaalsuunas. Lumi- tahke sade, mis koosneb keerulistest jääkristallidest (lumehelbed). Nende vormid on väga mitmekesised ja sõltuvad haridustingimustest. Lumekristallide põhivorm on kuueharuline täht. Tähed saadakse kuusnurksetelt plaatidelt, sest veeauru sublimatsioon toimub kõige kiiremini plaatide nurkades, kus kiired kasvavad. Nendel kiirtel tekivad omakorda oksad. Langevate lumehelveste läbimõõt võib olla väga erinev kruubid, lumi ja jää, - üle 1 mm läbimõõduga jäistest ja tugevateralistest lumehelvestest koosnev sade. Kõige sagedamini täheldatakse laudjat nullilähedasel temperatuuril, eriti sügisel ja kevadel. Lumetangid on lumetaolise struktuuriga: terad suruvad sõrmedega kergesti kokku. Jääterade tuumad on jäise pinnaga. Neid on raske purustada, kui nad maapinnale kukuvad, hüppavad nad. Talvel kihtpilvedest vihma asemel lumeterad- väikesed terad, mille läbimõõt on alla 1 mm ja mis meenutavad manna. Talvel langeb madalatel temperatuuridel mõnikord madalama või keskmise astme pilvedest välja lumenõelad- setted, mis koosnevad jääkristallidest kuusnurksete prismade ja hargnemata plaatide kujul. Märkimisväärsete külmade korral võivad sellised kristallid tekkida maapinna lähedal asuvas õhus. Eriti hästi on neid näha päikesepaistelisel päeval, kui nende tahud säravad, peegeldades päikesekiiri. Ülemise astme pilved koosnevad sellistest jäänõeltest. Sellel on eriline iseloom külm vihm- läbipaistvatest jääpallidest (õhus külmunud vihmapiisad) koosnev sade, mille läbimõõt on 1-3 mm. Nende kadu näitab selgelt temperatuuri inversiooni olemasolu. Kuskil atmosfääris on positiivse temperatuuriga õhukiht

Viimastel aastatel on välja pakutud ja edukalt katsetatud mitmeid meetodeid pilvede kunstlikuks sadenemiseks ja nendest sademete tekkeks. Selleks hajutatakse õhusõidukist ülejahutatud tilkpilves tahke süsinikdioksiidi väikesed osakesed (“terad”), mille temperatuur on umbes -70 ° C. Nii madala temperatuuri tõttu tekib nende terade ümber õhus tohutul hulgal väga väikeseid jääkristalle. Need kristallid hajuvad seejärel õhu liikumise tõttu pilves. Need toimivad mikroobidena, millele hiljem kasvavad suured lumehelbed – täpselt nii, nagu eespool kirjeldatud (§ 310). Sel juhul moodustub pilvekihti lai (1-2 km) tühimik kogu teekonna ulatuses, mille lennuk on läbinud (joonis 510). Saadud lumehelbed võivad tekitada üsna tugeva lumesaju. On ütlematagi selge, et sel viisil saab sadestada ainult nii palju vett, kui seda varem pilves oli. Kondenseerumisprotsessi ja primaarsete, kõige väiksemate pilvepiiskade moodustumise tugevdamine pole veel inimese võimuses.

Pilved- atmosfääris hõljuvad veeauru kondenseerumisproduktid, mis on nähtavad maapinnalt taevas.

Pilved koosnevad pisikestest veepiiskadest ja/või jääkristallidest (nn pilveelemendid). Piiskpilveelemente täheldatakse siis, kui õhutemperatuur pilves on üle –10 °C; -10 kuni -15 °C on pilved segase koostisega (tilgad ja kristallid) ning temperatuuril alla -15 °C on pilved kristalsed.

Pilved liigitatakse süsteemi, mis kasutab ladinakeelseid sõnu pilvede välimuse kohta maapinnalt vaadatuna. Tabelis on kokku võetud selle klassifikatsioonisüsteemi neli põhikomponenti (Ahrens, 1994).

Edasine klassifikatsioon kirjeldab pilvi nende kõrguse järgi. Näiteks pilved, mille nimes on eesliide "cirr-", asuvad kiudpilvedena ülemisel astmel, samas kui pilved eesliitega " alt-" nimetuses, näiteks kõrgkiht (altostratus), on keskmises astmes. Siin eristatakse mitut pilverühma. Kolm esimest rühma määratakse nende kõrguse järgi maapinnast. Neljanda rühma moodustavad vertikaalsed pilved Viimasesse rühma kuuluvad segatüüpi pilved.

Madalamad pilved Madalamad pilved koosnevad enamasti veepiiskadest, kuna need asuvad alla 2 km kõrgusel. Kui temperatuur on aga piisavalt madal, võivad need pilved sisaldada ka jääosakesi ja lund.

Vertikaalse arengu pilved Need on rünkpilved, mis näevad välja nagu isoleeritud pilvemassid, mille vertikaalsed mõõtmed on samas suurusjärgus horisontaalsete omaga. Tavaliselt kutsutakse neid temperatuuri konvektsioon või eesmine tõstuk, ja võib kasvada 12 km kõrguseks, tajudes läbi kasvavat energiat kondensatsioon veeaur pilves endas.

Muud tüüpi pilved Lõpetuseks esitleme segapilvetüüpide kogusid, mis ei mahu ühtegi nelja eelnevasse rühma.

Suuremat osa Venemaast iseloomustab mõõdukas sademete hulk. Araali-Kaspia mere ja Turkestani steppides, aga ka kaugel põhjas langeb neid isegi väga vähe. Väga vihmased piirkonnad hõlmavad vaid mõnda Venemaa lõunaserva, eriti Taga-Kaukaasiat.

Surve

Atmosfääri rõhk- atmosfääri rõhk kõigile selles olevatele objektidele ja maapinnale. Atmosfäärirõhk tekib õhu gravitatsioonilise külgetõmbe mõjul Maale. Atmosfäärirõhku mõõdetakse baromeetriga. Atmosfäärirõhku, mis on võrdne 760 mm kõrguse elavhõbedasamba rõhuga 0 °C juures, nimetatakse normaalseks atmosfäärirõhuks. (Rahvusvaheline standardatmosfäär – ISA, 101 325 Pa

Atmosfäärirõhu olemasolu ajas inimesed segadusse aastal 1638, kui Toscana hertsogi idee kaunistada Firenze aiad purskkaevudega luhtus – vesi ei tõusnud üle 10,3 meetri. Selle põhjuste otsimine ja Evangelista Torricelli katsed raskema ainega - elavhõbedaga viisid selleni, et 1643. aastal tõestas ta, et õhul on kaal. Torricelli viis koos V. Vivianiga läbi esimese katse atmosfäärirõhu mõõtmiseks, leiutades toru Torricelli(esimene elavhõbedabaromeeter) - klaastoru, milles pole õhku. Sellises torus tõuseb elavhõbe umbes 760 mm kõrgusele. Mõõtminesurvet vajalik protsessi juhtimiseks ja tootmisohutuseks. Lisaks kasutatakse seda parameetrit muude protsessiparameetrite kaudseks mõõtmiseks: tase, vooluhulk, temperatuur, tihedus jne SI-süsteemis võetakse rõhu ühik pascal (Pa) .

Enamasti on primaarrõhuanduritel mitteelektriline väljundsignaal jõu või nihke kujul ning need on ühendatud mõõteseadmega ühte ühikusse. Kui mõõtmistulemused tuleb edastada kaugelt, siis kasutatakse selle mitteelektrilise signaali vahepealset teisendamist ühtseks elektriliseks või pneumaatiliseks signaaliks. Sel juhul ühendatakse esmane ja vahemuundur üheks mõõtemuunduriks.

Kasutatakse rõhu mõõtmiseks manomeetrid, vaakummõõturid, kombineeritud rõhu- ja vaakummõõturid, manomeetrid, tõukejõu näidikud, tõukejõu näidikud, Rõhuandurid, diferentsiaalrõhu mõõturid.

Enamikus seadmetes muundatakse mõõdetud rõhk elastsete elementide deformatsiooniks, mistõttu neid nimetatakse deformatsiooniks.

Deformatsiooniseadmed kasutatakse laialdaselt rõhu mõõtmiseks tehnoloogiliste protsesside läbiviimisel seadme lihtsuse, mugavuse ja tööohutuse tõttu. Kõigil deformatsiooniseadmetel on ahelas mingi elastne element, mis deformeerub mõõdetud rõhu mõjul: torukujuline vedru, membraan või lõõtsad.

Levitamine

Maa pinnal Atmosfääri rõhk varieerub kohati ja ajas. Eriti olulised on mitteperioodilised muutused Atmosfääri rõhk seotud aeglaselt liikuvate kõrgrõhualade tekke, arengu ja hävimisega, antitsüklonid ja suhteliselt kiiresti liikuvad tohutud pöörised - tsüklonid, kus valitseb madal rõhk. Seni täheldatud äärmuslikud väärtused Atmosfääri rõhk(merepinnal): 808,7 ja 684,0 mmHg cm. Kuid vaatamata suurele varieeruvusele on kuu keskmiste jaotus Atmosfääri rõhk maakera pinnal on igal aastal umbes sama. Aasta keskmine Atmosfääri rõhk ekvaatori lähedale langetatud ja sellel on vähemalt 10 ° N. sh. Edasi Atmosfääri rõhk tõuseb ja saavutab maksimumi 30-35 ° põhja- ja lõunalaiuskraadil; siis Atmosfääri rõhk langeb uuesti, saavutades miinimumi 60-65° juures ja tõuseb uuesti pooluste suunas. Selle laiuskraadide jaotuse jaoks Atmosfääri rõhk aastaaeg ning mandrite ja ookeanide leviku iseloom omavad märkimisväärset mõju. Talvel külmade mandrite kohal on kõrgeid piirkondi Atmosfääri rõhk Seega laiuskraadide jaotus Atmosfääri rõhk on häiritud ning rõhuväli laguneb rea kõrg- ja madalrõhualadeks, mida nimetatakse atmosfääri toimekeskused. Kõrguse korral muutub rõhu horisontaalne jaotus lihtsamaks, lähenedes laiuskraadile. Alustades umbes 5 kõrguselt km Atmosfääri rõhk kogu maakeral väheneb ekvaatorilt poolustele. Igapäevasel kursusel Atmosfääri rõhk Tuvastatakse 2 maksimumi: kell 9-10 h ja 21.-22 h, ja 2 madalat: 3.-4 h ja 15-16 h. Eriti regulaarne igapäevane kulg on troopilistes maades, kus päevane kõikumine ulatub 2,4-ni mmHg Art., ja öö - 1.6 mmHg cm. Laiuskraadi suurenedes muutuste amplituud Atmosfääri rõhk väheneb, kuid samal ajal muutuvad mitteperioodilised muutused tugevamaks Atmosfääri rõhk

Õhk liigub pidevalt: tõuseb - ülespoole liikumine, langeb - allapoole liikumine. Õhu liikumist horisontaalsuunas nimetatakse tuuleks. Tuule tekkimise põhjuseks on õhurõhu ebaühtlane jaotumine Maa pinnal, mis on tingitud temperatuuri ebaühtlasest jaotumisest. Sellisel juhul liigub õhuvool kõrge rõhuga kohtadest sellele küljele, kus rõhk on väiksem. Tuulega ei liigu õhk ühtlaselt, vaid põrutustes, puhangutes, eriti Maa pinna lähedal. Õhu liikumist mõjutavad mitmed põhjused: õhuvoolu hõõrdumine Maa pinnal, takistustega kokku puutumine jne. Lisaks kalduvad õhuvoolud Maa pöörlemise mõjul põhjas paremale. poolkeral ja lõunapoolkeral vasakule. Tuult iseloomustab kiirus, suund ja tugevus. Tuule kiirust mõõdetakse meetrites sekundis (m/s), kilomeetrites tunnis (km/h), punktides (Beauforti skaalal 0-12, hetkel kuni 13 punkti). Tuule kiirus sõltub rõhkude erinevusest ja on sellega otseselt võrdeline: mida suurem on rõhkude vahe (horisontaalne baric gradient), seda suurem on tuule kiirus. Keskmine pikaajaline tuule kiirus maapinna lähedal on 4-9 m/s, harva üle 15 m/s. Tormides ja orkaanides (parasvöötme laiuskraadid) - kuni 30 m/s, puhanguti kuni 60 m/s. Troopilistes orkaanides ulatub tuule kiirus kuni 65 m/s, puhanguti 120 m/s. Tuule suuna määrab horisondi külg, kust tuul puhub. Selle tähistamiseks kasutatakse kaheksat põhisuunda (rumbid): N, NW, W, SW, S, SE, B, NE. Suund sõltub rõhu jaotusest ja Maa pöörlemise kõrvalekalduvast mõjust. Tuule tugevus oleneb selle kiirusest ja näitab, millist dünaamilist survet õhuvool mis tahes pinnale avaldab. Tuule tugevust mõõdetakse kilogrammides ruutmeetri kohta (kg/m2). Tuuled on päritolult, olemuselt ja tähenduselt äärmiselt mitmekesised. Seega parasvöötme laiuskraadidel, kus domineerib läänetransport, valitsevad läänetuuled (NW, W, SW). Need alad hõivavad tohutuid ruume - umbes 30 kuni 60 igal poolkeral. Polaaraladel puhuvad tuuled poolustelt parasvöötme madalrõhualadele. Nendel aladel domineerivad Arktikas kirdetuuled ja Antarktikas kagutuuled. Samal ajal on Antarktika kagutuuled erinevalt arktilistest stabiilsemad ja suure kiirusega. Maakera kõige ulatuslikum tuuletsoon asub troopilistel laiuskraadidel, kus puhuvad passaattuuled. Pasaattuuled on troopiliste laiuskraadide püsivad tuuled. Need on levinud tsoonis alates 30s. sh. kuni 30. sh. , see tähendab, et iga tsooni laius on 2-2,5 tuhat km. Tegemist on mõõduka kiirusega (5-8 m/s) ühtlase tuulega. Maapinnal on neil hõõrdumise ja Maa ööpäevase pöörlemise kõrvalekalde tõttu valdav põhjapoolkeral kirdesuund ja lõunapoolkeral kagusuund (joonis IV.2). Need tekivad seetõttu, et ekvatoriaalvööndis tõuseb kuumutatud õhk üles ning selle asemele tuleb troopiline õhk põhjast ja lõunast. Pasaattuuled olid ja on navigatsioonis väga praktilise tähtsusega, eriti varem purjelaevastiku jaoks, mil neid kutsuti "passaadituuledeks". Need tuuled moodustavad ookeanis piki ekvaatorit stabiilseid pinnahoovusi, mis on suunatud idast läände. Just nemad tõid Kolumbuse karavellid Ameerikasse. Tuuled on kohalikud tuuled, mis puhuvad päeval merelt maale ja öösel maalt merele. Sellega seoses eristatakse päeva- ja öist tuult. Päevane (mere)tuul tekib selle tagajärjel, et päeval soojeneb maismaa merest kiiremini ja selle kohal tekib madalam rõhk. Sel ajal on mere kohal (jahedam) rõhk kõrgem ja õhk hakkab liikuma merelt maale. Öine (ranniku)tuul puhub maismaalt merele, kuna sel ajal jahtub maa kiiremini kui meri ja alandatud rõhk on veepinna kohal - õhk liigub rannikult merre.

Tuule kiirust ilmajaamades mõõdetakse anemomeetritega; kui seade ise salvestab, siis nimetatakse seda anemograafiks. Anemorumbograaf ei määra pideva registreerimise režiimis mitte ainult tuule kiirust, vaid ka suuna. Tuule kiiruse mõõtmise instrumendid paigaldatakse 10-15 m kõrgusele maapinnast ja nende abil mõõdetavat tuult nimetatakse maapinna lähedal tuuleks.

Tuule suund määratakse, nimetades silmapiiril oleva punkti, kust tuul puhub, või tuule suuna poolt moodustatud nurga tuule puhumiskoha meridiaaniga, s.t. selle asimuut. Esimesel juhul eristatakse 8 horisondi põhipunkti: põhja, kirde, ida, kagu, lõuna, edela, lääne, loode ja 8 vahepealset. Suuna 8 põhisuunal on järgmised lühendid (vene ja rahvusvahelised): С-N, Yu-S, З-W, В-E, СЗ-NW, СВ-NE, SW-SW, SE- SE.

Õhumassid ja rinded

Õhumasse nimetatakse temperatuuri ja niiskuse poolest suhteliselt homogeenseteks õhumassideks, mis levivad mitme tuhande kilomeetri suurusele alale ja mitme kilomeetri kõrgusele.

Need tekivad pikaajalise viibimise tingimustes enam-vähem homogeensetel maa või ookeani pindadel.Liikudes atmosfääri üldise tsirkulatsiooni käigus teistele Maa piirkondadele, kanduvad õhumassid nendesse piirkondadesse ja oma ilmastikurežiimi. Teatud õhumasside domineerimine antud piirkonnas teatud aastaajal loob piirkonnale iseloomuliku kliimarežiimi.

On neli peamist geograafilist õhumassi tüüpi, mis katavad kogu Maa troposfääri. Need on Arktika (Antarktika), parasvöötme, troopilise ja ekvatoriaalse õhu massid. Kui ülejäänud välja arvata, siis igaühes neist on mere- ja Samuti eristatakse mandrilisi sorte, mis moodustuvad kooskõlas maa ja ookeaniga.

Polaarõhk (Arktika ja Antarktika) moodustub polaaralade jääpindade kohal ning seda iseloomustab madal temperatuur, madal niiskusesisaldus ja hea läbipaistvus.

Mõõdukas õhk soojeneb palju paremini, seda iseloomustab suvel suurenenud niiskusesisaldus, eriti ookeani kohal.Valitsevad läänetuuled ja mereparasvöötme tsüklonid kanduvad ja Aleko mandrite sügavustesse, sageli saadavad nende teed sademed

Troopilist õhku iseloomustavad üldiselt kõrged temperatuurid, aga kui mere kohal on ka väga niiske, siis maismaa kohal on see vastupidi ülikuiv ja tolmune.

Ekvatoriaalõhku iseloomustavad pidevalt kõrged temperatuurid ja suurenenud niiskusesisaldus nii ookeani kohal kui ka maismaa kohal, pärastlõunal sajab sageli tugevaid vihmasid.

Erineva temperatuuri ja niiskusega õhumassid liiguvad pidevalt ja kohtuvad kitsas ruumis.Õhumasse eraldavat tinglikku pinda nimetatakse atmosfäärifrondiks.Kui see mõtteline pind ristub maapinnaga, tekib nn atmosfääri rindejoon. moodustatud.

Arktilist (antarktilist) ja parasvöötme õhku eraldavat pinda nimetatakse vastavalt arktiliseks ja antarktiliseks frondiks Parasvöötme laiuskraadidelt ja troopikast pärit õhk eraldab polaarfrondi Kuna sooja õhu tihedus on väiksem kui külma õhu tihedus, on front kaldtasapind, millel on alati kalle külma õhu poole. väga väikese nurga all (alla 1°) maapinna suhtes. Külm õhk, nagu paksem, sooja õhuga kohtudes näib selle all ujuvat ja üles tõstvat üles, põhjustades XMAmari moodustumist.

Pärast kohtumist jätkavad mitmesugused õhumassid suurema kiirusega liikunud massi suunas liikumist, samal ajal muutub neid õhumasse eraldava esipinna asend, olenevalt otsmiku liikumissuunast. eristatakse pindmist, külma ja sooja fronti külm Pärast külma frondi läbimist atmosfäärirõhk tõuseb ja õhuniiskus väheneb Kui soe õhk liigub edasi ja front liigub madalamate temperatuuride poole, nimetatakse frondit soojaks.Soe frondi möödumisel toimub soojenemine, rõhk langeb ja temperatuur tõuseb.

Rinnetel on ilmastiku seisukohalt suur tähtsus, kuna nende lähedal tekivad pilved ja sageli sajab sademeid.Sooja ja külma õhu kokkupuutekohtades tekivad ja arenevad tsüklonid, ilm muutub halvaks.Teades atmosfäärifronnete asukohta, õhufrontide suunda ja kiirust nende liikumist, samuti õhumasse iseloomustavate meteoroloogiliste andmete omamist, teha ilmaprognoose.

Antitsüklon- kõrge atmosfäärirõhuga ala, mille merepinnal on suletud kontsentrilised isobaarid ja vastava tuulejaotusega. Madala antitsükloni - külma korral jäävad isobaarid suletuks ainult troposfääri madalaimates kihtides (kuni 1,5 km) ja keskmises troposfääris ei tuvastata suurenenud rõhku üldse; võimalik on ka kõrgtsükloni olemasolu sellise antitsükloni kohal.

Kõrge antitsüklon on soe ja säilitab suletud isobaarid antitsüklonaalse tsirkulatsiooniga isegi troposfääri ülaosas. Mõnikord on antitsüklon mitmekeskuseline. Antitsükloni õhk liigub põhjapoolkeral keskpunkti ümber päripäeva (see tähendab, et see kaldub barikagradiendist paremale), lõunapoolkeral - vastupäeva. Antitsüklonile on iseloomulik selge või vähese pilvisusega ilm. Seoses õhu jahtumisega maapinnalt külmal aastaajal ja öösel antitsüklonis on võimalik pinnapealsete inversioonide ja madalkihtpilvede (St) ja udude teke. Suvel on maismaa kohal võimalik mõõdukas päevane konvektsioon koos rünkpilvede tekkega. Konvektsiooni koos rünksajupilvede tekkega on täheldatud ka passaattuultes subtroopiliste antitsüklonite perifeerias ekvaatori poole. Kui antitsüklon stabiliseerub madalatel laiuskraadidel, tekivad võimsad, kõrged ja soojad subtroopilised antitsüklonid. Antitsüklonite stabiliseerumine toimub ka keskmistel ja polaarsetel laiuskraadidel. Kõrgeid, aeglaselt liikuvaid antitsükloneid, mis häirivad üldist keskmiste laiuskraadide läänesuunalist ülekannet, nimetatakse blokeerivateks antitsükloniteks.

Sünonüümid: kõrgrõhuala, kõrgrõhuala, barikamaksimum.

Antitsüklonite läbimõõt ulatub mitme tuhande kilomeetrini. Antitsükloni keskmes on rõhk tavaliselt 1020-1030 mbar, kuid võib ulatuda 1070-1080 mbarni. Sarnaselt tsüklonitega liiguvad antitsüklonid troposfääris üldise õhutranspordi suunas ehk läänest itta, kaldudes samas madalatele laiuskraadidele. Antitsükloni keskmine liikumiskiirus on põhjapoolkeral umbes 30 km/h ja lõunapoolkeral umbes 40 km/h, kuid sageli muutub antitsüklon pikaks ajaks passiivseks.

Antitsükloni märgid:

Selge või vahelduva pilvisusega ilm

Tuult pole

Sademeid pole

Stabiilne ilm (ei muutu aja jooksul märgatavalt seni, kuni eksisteerib antitsüklon)

Suvel toob antitsüklon kuuma pilvise ilma. Talvel toob antitsüklon tugevaid külmasid, kohati võib tekkida ka härmas udu.

Antitsüklonite oluline tunnus on nende moodustumine teatud piirkondades. Eelkõige tekivad jääväljade kohale antitsüklonid. Ja mida võimsam on jääkate, seda tugevam on antitsüklon; seetõttu on Antarktika kohal asuv antitsüklon väga võimas ja Gröönimaa kohal väikese võimsusega, Arktika kohal keskmise raskusastmega. Troopilises vööndis arenevad ka võimsad antitsüklonid.

Tsüklon(teisest kreeka keelest κυκλῶν - "pöörlev") - tohutu (sadadest kuni mitme tuhande kilomeetrini) läbimõõduga atmosfääripööris, mille keskel on vähendatud õhurõhk.

Õhu liikumine (katkendlikud nooled) ja isobaarid (pidevad jooned) tsüklonis põhjapoolkeral.

Troopilise tsükloni vertikaalne läbilõige

Õhk tsüklonites ringleb põhjapoolkeral vastupäeva ja lõunapoolkeral päripäeva. Lisaks on tuulel maapinnast kuni mitmesaja meetri kõrgusel asuvates õhukihtides tsükloni keskpunkti suunas barikaalgradienti (rõhu languse suunas) suunatud termin. Termini väärtus väheneb koos pikkusega.

Skemaatiline kujutis Maa pöörlemisest tingitud tsüklonite (mustad nooled) tekkeprotsessist (sinised nooled).

Tsüklon ei ole lihtsalt antitsükloni vastand, neil on erinev tekkemehhanism. Tsüklonid ilmuvad pidevalt ja loomulikult Maa pöörlemise tõttu tänu Coriolise jõule. Brouweri fikseeritud punkti teoreemi tagajärg on vähemalt ühe tsükloni või antitsükloni olemasolu atmosfääris.

Tsükloneid on kahte peamist tüüpi – ekstratroopilised ja troopilised. Esimesed on tekkinud parasvöötme või polaarlaiuskraadidel ning nende läbimõõt on arengu alguses tuhandeid kilomeetreid, nn kesktsükloni puhul aga kuni mitu tuhat. Ekstratroopilistest tsüklonitest eristatakse lõunatsükloneid, mis tekivad parasvöötme (Vahemeri, Balkani, Must meri, Lõuna-Kaspia jt) lõunapiiril ning nihkuvad põhja ja kirde suunas. Lõunatsüklonitel on kolossaalsed energiavarud; Just Kesk-Venemaa ja SRÜ lõunatsüklonitega on seotud kõige tugevamad sademed, tuuled, äikesetormid, tuisk ja muud ilmastikunähtused.

Troopilised tsüklonid tekivad troopilistel laiuskraadidel ja on väiksemad (sadu, harva rohkem kui tuhat kilomeetrit), kuid neil on suurem baric gradient ja tuule kiirus, mis ulatub tormieelsele tasemele. Selliseid tsükloneid iseloomustavad ka nn. "tormisilm" - 20-30 km läbimõõduga keskala suhteliselt selge ja tuulevaikse ilmaga. Troopilised tsüklonid võivad oma arengu käigus muutuda ekstratroopilisteks tsükloniteks. Alla 8-10 ° põhja- ja lõunalaiust esineb tsükloneid väga harva ja ekvaatori vahetus läheduses ei esine neid üldse.

Tsüklonid ei esine mitte ainult Maa atmosfääris, vaid ka teiste planeetide atmosfääris. Näiteks Jupiteri atmosfääris on aastaid täheldatud nn suurt punast laiku, mis ilmselt on pikaealine antitsüklon.

Õhutemperatuuri ööpäevane kulg on õhutemperatuuri muutus ööpäeva jooksul - üldiselt peegeldab see maapinna temperatuuri kulgu, kuid maksimumide ja miinimumide saabumise hetked on mõnevõrra hilised, maksimum saabub 2. pm, miinimum pärast päikesetõusu.

Õhutemperatuuri ööpäevane amplituud (päevase maksimaalse ja minimaalse õhutemperatuuri vahe) on maismaal suurem kui ookeani kohal; väheneb kõrgetele laiuskraadidele liikudes (suurim troopilistes kõrbetes - kuni 400 C) ja suureneb palja pinnasega kohtades. Õhutemperatuuri ööpäevase amplituudi suurus on üks kliima kontinentaalsuse näitajaid. Kõrbetes on see palju suurem kui merelise kliimaga piirkondades.

Õhutemperatuuri aastase kulgemise (kuu keskmise temperatuuri muutus aasta jooksul) määrab ennekõike koha laiuskraad. Aastane õhutemperatuuri amplituud on kuu keskmise maksimaalse ja minimaalse temperatuuri erinevus.

Teoreetiliselt võiks eeldada, et ööpäevane amplituud ehk erinevus kõrgeima ja madalaima temperatuuri vahel oleks suurim ekvaatori lähedal, sest seal on päike päeval palju kõrgemal kui kõrgematel laiuskraadidel ja jõuab keskpäeval isegi seniidini. pööripäeva päevadel, st saadab välja vertikaalseid kiiri ja annab seetõttu kõige rohkem soojust. Kuid seda tegelikult ei täheldata, kuna lisaks laiuskraadile mõjutavad päeva amplituudi ka paljud muud tegurid, mille kogusumma määrab viimase suuruse. Siinkohal on suur tähtsus piirkonna asukohal mere suhtes: kas antud ala kujutab endast maismaad, merest kauget või merelähedast ala, näiteks saart. Saartel on mere pehmendava mõju tõttu amplituud tühine, meredel ja ookeanidel veelgi väiksem, kuid mandrite sügavustes on see palju suurem ja amplituudi suurus suureneb alates rannikust. mandri sisemusse. Samas oleneb amplituud ka aastaajast: suvel on see suurem, talvel väiksem; erinevus on seletatav asjaoluga, et suvel on päike kõrgemal kui talvel ja suvepäeva kestus on palju pikem kui talvel. Lisaks mõjutab pilvisus ööpäevast amplituudi: see vähendab päeva ja öö temperatuuride erinevust, säilitades öösel maapinnast eralduva soojuse ja samal ajal pidurdades päikesekiirte toimet.

Kõige olulisem päevane amplituud on kõrbetes ja kõrgetel platoodel. Täiesti taimestikuta kõrbekivimid muutuvad päeva jooksul väga kuumaks ja kiirgavad öösel kiiresti kogu päeva jooksul saadud soojuse. Saharas täheldati ööpäevast õhuamplituudi 20-25° ja rohkemgi. Oli juhtumeid, kui pärast kõrget päevast temperatuuri vesi isegi öösel külmus ja temperatuur langes maapinnal alla 0 ° ja Sahara põhjaosas isegi -6, -8 ° -ni, tõustes. päeva jooksul palju kõrgem kui 30 °.

Päevane amplituud on rikkaliku taimestikuga kaetud aladel palju väiksem. Siin kulub osa päevasel ajal saadavast soojusest taimede poolt niiskuse aurustamiseks ning lisaks kaitseb taimkate maad otsese kuumenemise eest, samal ajal öist kiirgust edasi lükates. Kõrgetel platoodel, kus õhk on märgatavalt haruldane, on öösel sooja sisse- ja väljavoolu tasakaal järsult negatiivne, päeval aga järsult positiivne, mistõttu päevane amplituud on siin kohati suurem kui kõrbetes. Näiteks täheldas Prževalski Kesk-Aasia reisi ajal Tiibetis õhutemperatuuri igapäevast kõikumist, isegi kuni 30 °, ja Põhja-Ameerika lõunaosa kõrgetel platoodel (Colorados ja Arizonas) igapäevast kõikumist, Nagu vaatlused näitasid, ulatus 40 °. Päevase temperatuuri ebaolulisi kõikumisi täheldatakse: polaarriikides; Näiteks Novaja Zemljal ei ületa amplituud isegi suvel keskmiselt 1–2. Poolustel ja üldiselt kõrgetel laiuskraadidel, kus päike ei paista päeva või kuude jooksul üldse, pole sel ajal absoluutselt mingeid ööpäevaseid temperatuurikõikumisi. Võib öelda, et päevane temperatuuri kulg sulandub poolustel iga-aastasega ning talv tähistab ööd ja suvi päeva. Selles osas pakuvad erakordset huvi Nõukogude triivimisjaama "Põhjapoolus" vaatlused.

Seega jälgime suurimat igapäevast amplituudi: mitte ekvaatoril, kus maismaal on see umbes 5 °, vaid lähemal põhjapoolkera troopikale, kuna just siin on mandritel suurim ulatus ja siin suurimad kõrbed. ja platood asuvad. Aastane temperatuuriamplituud sõltub peamiselt paiga laiuskraadist, kuid erinevalt päevasest temperatuurist suureneb aastane amplituud ekvaatori ja pooluse kauguse võrra. Samas mõjutavad aastast amplituudi kõik tegurid, millega oleme päevade amplituudide arvestamisel juba tegelenud. Samamoodi suurenevad kõikumised merest kaugenedes sügavale mandrile ning kõige olulisemad amplituudid on täheldatavad näiteks Saharas ja Ida-Siberis, kus amplituudid on veelgi suuremad, sest siin mängivad rolli mõlemad tegurid. : kontinentaalne kliima ja kõrge laiuskraad, samas kui Saharas sõltub amplituud peamiselt riigi mandrilisusest. Lisaks sõltuvad kõikumised ka piirkonna topograafilisest iseloomust. Et näha, kui palju see viimane tegur amplituudi muutuses olulist rolli mängib, piisab, kui arvestada temperatuurikõikumisi juuras ja orgudes. Suvel, nagu teate, langeb temperatuur kõrgusega üsna kiiresti, seetõttu on üksildastel, igast küljest külma õhuga ümbritsetud tippudel temperatuur palju madalam kui suvel tugevalt köetavates orgudes. Vastupidi, talvel paiknevad orgudes külmad ja tihedad õhukihid ning õhutemperatuur tõuseb kõrgusega teatud piirini, nii et üksikud väikesed tipud on talvel mõnikord nagu kuumasaared, suvel aga need. on külmemad punktid. Järelikult on aastane amplituud ehk talvise ja suve temperatuuride erinevus orgudes suurem kui mägedes. Platoode äärealad on samades tingimustes kui üksikud mäed: külma õhuga ümbritsetuna saavad nad samal ajal vähem soojust võrreldes tasaste, tasaste aladega, mistõttu nende amplituud ei saa olla märkimisväärne. Platoode keskosade kütmise tingimused on juba erinevad. Olles suvel haruldase õhu tõttu tugevasti kuumutatud, kiirgavad nad palju vähem soojust kui üksikud mäed, kuna neid ümbritsevad kõrgendiku kuumutatud osad, mitte külm õhk. Seetõttu võib suvel temperatuur platoodel olla väga kõrge, talvel aga kaotavad platood nende kohal oleva õhu harvaesinemise tõttu kiirguse toimel palju soojust ning on loomulik, et siin täheldatakse väga tugevaid temperatuurikõikumisi.

PEATÜKKIIIMAA KESTAD

Teema 2 ATMOSFÄÄR

§ kolmkümmend. IGAPÄEVANE ÕHUTEMPERATUURI MUUTUS

Pidage meeles, mis on valguse ja soojuse allikas Maal.

Kuidas läbipaistvat õhku soojendatakse?

KUIDAS ÕHK SOOJEB. Loodusloo õppetundidest teate, et läbipaistev õhk edastab päikesekiiri maapinnale ja soojendab seda. See on õhk, mis ei kuumene kiirtega, vaid soojeneb kuumutatud pinnalt. Seega, mida kaugemal maapinnast, seda külmem on. Seetõttu on õhutemperatuur väga madal, kui lennuk lendab kõrgel maapinnast. Troposfääri ülemisel piiril langeb see -56 °C-ni.

On kindlaks tehtud, et iga kõrguskilomeetri järel langeb õhutemperatuur keskmiselt 6 °C (joon. 126). Kõrgel mägedes saab maapind rohkem päikesesoojust kui jalamil. Soojus hajub aga kõrgusega kiiremini. Seetõttu võib mäkke ronides märgata, et õhutemperatuur tasapisi langeb. Seetõttu on kõrgete mägede tippudel lumi ja jää.

KUIDAS MÕÕTA ÕHUTEMPERATUURI. Muidugi teavad kõik, et õhutemperatuuri mõõdetakse termomeetriga.Samas tasub meeles pidada, et termomeeter on valesti paigaldatud, näiteks päikese käes, see ei näita mitte õhutemperatuuri, vaid seda, mitu kraadi seadmel endal on soojendatud. Meteoroloogiajaamades asetatakse täpsete andmete saamiseks termomeeter spetsiaalsesse kabiini. Selle seinad on restidest. See võimaldab õhul vabalt kabiini siseneda, koos kaitsevad võred wii termomeetrit. otsest päikesevalgust. Putka paigaldatakse maapinnast 2 m kõrgusele. Termomeetri näidud registreeritakse iga 3 tunni järel.

Riis. 126. Õhutemperatuuri muutus kõrgusega

Lendab pilvede kohal

1862. aastal lendasid kaks inglast õhupalliga. 3 km kõrgusel pilvedest mööda minnes värisesid teadlased külmast. Kui pilved kadusid ja päike välja tuli, läks veelgi külmemaks. Nende 5 km kõrgusel vesi jäätus.Inimestel muutus raskeks hingata, kõrvus oli lärmakas ja jõupuuduses oli see tegelikult telg. Nii et lööge haruldane õhk kehale. 3 km kõrgusel kaotas üks ellujäänutest teadvuse. Kõrgusel ja 11 km kõrgusel oli -24°C (Maal oli sel ajal rohi roheline ja lilled õitsesid). Mõlemat jurakat ähvardati surmaga. Seetõttu laskusid nad Maale nii kiiresti kui võimalik.

Riis. 127. Õhutemperatuuri ööpäevase kulgemise graafik

IGAPÄEVANE TEMPERATUURI MUUTUS. Päikesekiired päeval soojendavad Maad ebaühtlaselt (joon. 128). Keskpäeval, kui päike on kõrgel horisondi kohal, soojeneb maapind kõige rohkem. Kõrgeid õhutemperatuure ei täheldata aga mitte keskpäeval (kell 12), vaid kaks-kolm tundi pärast keskpäeva (kell 14-15). Seda seetõttu, et soojuse ülekandmine maapinnalt võtab aega. Pärastlõunal, hoolimata sellest, et Päike laskub juba horisondile, jätkab õhk kuumutatud pinnalt soojuse saamist veel kaheks tunniks. Seejärel pind järk-järgult jahtub, õhutemperatuur langeb vastavalt. Madalaimad temperatuurid on enne päikesetõusu. Tõsi, mõnel päeval võib selline ööpäevane temperatuurimuster olla häiritud.

Sellest tulenevalt on õhutemperatuuri ööpäevase muutumise põhjuseks Maa pinna valgustatuse muutumine selle pöörlemisest ümber oma telje. Temperatuurimuutusest annavad visuaalsema ülevaate õhutemperatuuri ööpäevase kulgemise graafikud (joonis 127).

MIS ON ÕHUTEMPERATUURI MUUTUMISE AMPLITUUD. Kõrgeima ja madalaima õhutemperatuuri erinevust nimetatakse temperatuurikõikumise amplituudiks (A). Seal on päeva-, kuu- ja aastaamplituudid.

Näiteks kui kõrgeim õhutemperatuur päeval oli +25 °C ja +9 °C, siis on kõikumiste amplituud 16 °C (25 - 9 = 16) (Mat. 129). Maapinna olemus (seda nimetatakse aluspinnaks) mõjutab temperatuurikõikumiste igapäevaseid amplituudi. Näiteks ookeanide kohal on amplituud vaid 1-2 °C, steppide kohal 15-0 °C, kõrbetes ulatub see 30 °C-ni.

Riis. 129. Õhutemperatuuri kõikumise ööpäevase amplituudi määramine

JÄTA MEELDE

Õhk soojendatakse maapinnalt; Kõrgusel langeb selle temperatuur umbes 6 ° C iga kõrguse kilomeetri kohta.

Õhutemperatuur päeval muutub pinnavalgustuse muutumise tõttu (päeva ja öö muutus).

Temperatuuri kõikumise amplituud on kõrgeima ja madalaima õhutemperatuuri vahe.

KÜSIMUSED JA ÜLESANDED

1. Õhutemperatuur maapinnal on +17 °C. Määrake temperatuur väljaspool 10 km kõrgusel lendavat lennukit.

2. Miks paigaldatakse meteoroloogiajaamades spetsiaalsesse kabiini termomeeter?

3. Rääkige, kuidas õhutemperatuur päeva jooksul muutub.

4. Arvutage õhukõikumiste päevane amplituud järgmiste andmete järgi (°C): -1,0, + 4, +5, +3, -2.

5. Mõelge, miks päeva kõrgeimat õhutemperatuuri ei täheldata keskpäeval, kui Päike on kõrgel horisondi kohal.

PRAKTIKA 5 (Algus. Vt lk 133, 141.)

Teema: Ülesannete lahendamine õhutemperatuuri muutumise kohta kõrgusega.

1. Õhutemperatuur maapinnal on +25 °C. Määrake õhutemperatuur mäe tipus, mille kõrgus on 1500 m.

2. Mäe tipus asuva meteoroloogiajaama termomeeter näitab 16 °C üle nulli. Samal ajal on selle jalamil õhutemperatuur +23,2 °C. Arvutage mäe suhteline kõrgus.

Õhutemperatuuri ööpäevase kulgemise määrab aktiivse pinna temperatuuri vastav kurss. Õhu soojendamine ja jahutamine sõltub aktiivse pinna soojusrežiimist. Selle pinna neeldunud soojus levib osaliselt pinnase või reservuaari sügavustesse ning teine ​​osa eraldatakse külgnevasse atmosfäärikihti ja seejärel levib ülemistesse kihtidesse. Sel juhul on kasvu hilinemine ja õhutemperatuuri langus võrreldes mulla temperatuuri muutusega.

Minimaalset õhutemperatuuri 2 m kõrgusel täheldatakse enne päikesetõusu. Päikese tõustes horisondi kohale tõuseb õhutemperatuur kiiresti 2-3 tunniks. Siis temperatuuri tõus aeglustub. Selle maksimum saabub 2-3 tunni pärast pärastlõunal. Lisaks väheneb temperatuur - kõigepealt aeglaselt ja seejärel kiiremini.

Merede ja ookeanide kohal saabub maksimaalne õhutemperatuur 2-3 tundi varem kui mandrite kohal ning õhutemperatuuri ööpäevase kõikumise amplituud suurte veekogude kohal on suurem kui veepinna temperatuurikõikumiste amplituud. Seda seletatakse asjaoluga, et päikesekiirguse neeldumine õhus ja selle enda kiirgus mere kohal on palju suurem kui maismaa kohal, kuna mere kohal sisaldab õhk rohkem veeauru.

Õhutemperatuuri ööpäevase kõikumise tunnused ilmnevad pikaajaliste vaatluste tulemuste keskmistamisel. Selle keskmistamisega on välistatud külma ja sooja õhumassi sissetungimisega seotud igapäevase temperatuurimuutuse individuaalsed mitteperioodilised rikkumised. Need sissetungid moonutavad temperatuuri ööpäevast kõikumist. Näiteks päevasel ajal külma õhumassi sissetungil õhutemperatuur mõnes punktis kohati pigem langeb kui tõuseb. Öösel sooja massi sissetungiga võib temperatuur tõusta.

Püsiva ilmaga väljendub päevane õhutemperatuuri muutus üsna selgelt. Kuid maismaa õhutemperatuuri ööpäevase kõikumise amplituud on alati väiksem kui mullapinna temperatuuri päevase kõikumise amplituud. Õhutemperatuuri ööpäevase kõikumise amplituud sõltub mitmest tegurist.

Koha laiuskraad. Laiuskraadi kasvades õhutemperatuuri ööpäevase kõikumise amplituud väheneb. Suurimad amplituudid on subtroopilistel laiuskraadidel. Aasta keskmiselt on troopilistes piirkondades arvestatav amplituud umbes 12°С, parasvöötme laiuskraadidel 8-9°С, polaarjoone lähedal 3-4°С ja Arktikas 1-2°С.

Hooaeg. Parasvöötme laiuskraadidel on väikseimad amplituudid talvel ja suurimad suvel. Kevadel on need mõnevõrra suuremad kui sügisel. Päevase temperatuuri kõikumise amplituud ei sõltu ainult päevasest maksimumist, vaid ka öisest miinimumist, mis on seda väiksem, mida öö pikem. Parasvöötme ja kõrgetel laiuskraadidel ei jõua lühikestel suveöödel temperatuur väga madalatele väärtustele langeda ja seetõttu jääb amplituud siin suhteliselt väikeseks. Polaaraladel on ööpäevaringse polaarpäeva tingimustes õhutemperatuuri ööpäevase kõikumise amplituud vaid umbes 1 °C. Polaaröö ajal ööpäevaseid temperatuurikõikumisi peaaegu ei täheldata. Arktikas täheldatakse suurimaid amplituudi kevadel ja sügisel. Dixoni saarel on nende aastaaegade kõrgeim amplituud keskmiselt 5–6 °C.

Õhutemperatuuri ööpäevase kõikumise suurimad amplituudid on troopilistel laiuskraadidel ja siin ei sõltu need peaaegu aastaajast. Seega on troopilistes kõrbetes need amplituudid aastaringselt 20–22 °С.

Aktiivse pinna olemus. Veepinna kohal on õhutemperatuuri ööpäevase kõikumise amplituud väiksem kui maismaa kohal. Merede ja ookeanide kohal on nende keskmine temperatuur 2–3°C. Kaugus rannikust mandri sügavusse tõusevad amplituudid 20–22 °C-ni. Sarnast, kuid nõrgemat mõju õhutemperatuuri ööpäevasele kulgemisele avaldavad siseveekogud ja väga niisked pinnad (sood, rohke taimestikuga kohad). Kuivades steppides ja kõrbetes ulatub õhutemperatuuri ööpäevase kõikumise keskmine amplituud 30 °C-ni.

Pilves ilm. Õhutemperatuuri ööpäevase kõikumise amplituud selgetel päevadel on suurem kui pilvistel päevadel, kuna õhutemperatuuri kõikumine on otseselt sõltuv aktiivse kihi temperatuuri kõikumisest, mis omakorda on otseselt seotud pilvede arvu ja iseloomuga. .

Maastiku reljeef. Piirkonna reljeef mõjutab oluliselt õhutemperatuuri ööpäevast kulgu, mida märkas esimesena A. I. Voeikov. Nõgusate reljeefsete vormide (õõnsused, lohud, orud) korral puutub õhk kokku aluspinna suurima alaga. Siin õhk seisab päeval ja öösel jahtub üle nõlvade ja voolab põhja. Selle tulemusena suureneb nõgusate pinnavormide sees nii päevane küte kui ka öine õhujahutus võrreldes tasase maastikuga. Seega suurenevad ka ööpäevaste temperatuurikõikumiste amplituudid sellisel reljeefil. Kumerate pinnavormide (mäed, künkad, künkad) korral puutub õhk kokku aluspinna väikseima alaga. Aktiivse pinna mõju õhutemperatuurile väheneb. Seega on õhutemperatuuri ööpäevase kõikumise amplituudid nõgudes, lohkudes ja orgudes suuremad kui tasandikel ning viimastel suuremad kui mägede ja küngaste tippudel.

Kõrgus merepinnast. Kõrguse suurenemisega õhutemperatuuri ööpäevase kõikumise amplituud väheneb ning maksimumide ja miinimumide saabumise hetked nihkuvad hilisemale ajale. Ööpäevast temperatuurimuutust amplituudiga 1–2°C täheldatakse isegi tropopausi kõrgusel, kuid siin on see juba tingitud päikesekiirguse neeldumisest õhus sisalduva osooni poolt.

Õhutemperatuuri aastase kulgemise määrab ennekõike aktiivse pinna temperatuuri aastakäik. Aastatsükli amplituud on kõige soojema ja külmema kuu keskmiste temperatuuride vahe.

Mandrite põhjapoolkeral on maksimaalne keskmine õhutemperatuur juulis, minimaalne jaanuaris. Mandrite ookeanidel ja rannikul tekivad äärmuslikud temperatuurid mõnevõrra hiljem: maksimum - augustis, miinimum - veebruaris - märtsis. Maal on õhutemperatuuri aastase kõikumise amplituud palju suurem kui veepinna kohal.

Koha laiuskraadil on suur mõju õhutemperatuuri aastase kõikumise amplituudile. Väiksemat amplituudi täheldatakse ekvatoriaalvööndis. Koha laiuskraadi suurenedes suureneb amplituud, saavutades polaarlaiuskraadide kõrgeimate väärtuste. Õhutemperatuuri aastaste kõikumiste amplituud sõltub ka koha kõrgusest merepinnast. Kõrguse kasvades amplituud väheneb. Aastast õhutemperatuuri kulgu mõjutavad suuresti ilmastikutingimused: udu, vihm ja peamiselt pilvisus. Pilvede puudumine talvel toob kaasa kõige külmema kuu keskmise temperatuuri languse ja suvel - kõige soojema kuu keskmise temperatuuri tõusu.

Õhutemperatuuri aastane muutus erinevates geograafilistes piirkondades on mitmekesine. Vastavalt amplituudi suurusele ja äärmuslike temperatuuride ilmnemise ajale eristatakse nelja tüüpi õhutemperatuuri iga-aastast kõikumist.

• 1. Ekvatoriaalne tüüp. Ekvatoriaalvööndis täheldatakse aastas kahte temperatuuri maksimumi - pärast kevadist ja sügisest pööripäeva, kui päike on keskpäeval oma seniidis ekvaatori kohal, ja kahte miinimumi - pärast talvist ja suvist pööripäeva, kui päike on oma kõrgusel. madalaim kõrgus. Aastase kõikumise amplituudid on siin väikesed, mis on seletatav soojuse juurdevoolu väikese muutusega aasta jooksul. Ookeanide kohal on amplituudid umbes 1 °C ja mandrite kohal 5–10 °C.
• 2. Parasvöötme tüüp. Parasvöötme laiuskraadidel on ka aastane temperatuurimuutus, mille maksimum on pärast suve ja miinimum pärast talvist pööripäeva. Põhjapoolkera mandrite kohal on maksimaalne kuu keskmine temperatuur juulis, merede ja ranniku kohal augustis. Aastased amplituudid suurenevad koos laiuskraadiga. Ookeanide ja ranniku kohal on nende keskmine temperatuur 10–15 ° C, mandritel 40–50 ° C ja 60 ° C laiuskraadil 60 ° C.
• 3. Polaarne tüüp. Polaaraladele on iseloomulikud pikad külmad talved ja suhteliselt lühikesed jahedad suved. Aastased amplituudid ookeani kohal ja polaarmere rannikul on 25–40 °C, maismaal ületavad 65 °C. Maksimaalset temperatuuri täheldatakse augustis, minimaalset - jaanuaris.

Vaatlusalused õhutemperatuuri aastaste kõikumiste tüübid on kindlaks tehtud pikaajaliste andmete põhjal ja kujutavad endast regulaarseid perioodilisi kõikumisi. Mõnel aastal tekivad sooja või külma massi sissetungi mõjul kõrvalekalded ülaltoodud tüüpidest. Mere õhumasside sagedased invasioonid mandril toovad kaasa amplituudi vähenemise. Mandri õhumasside tungimine merede ja ookeanide rannikule suurendab nendes piirkondades nende amplituudi. Mitteperioodilised temperatuurimuutused on peamiselt seotud õhumasside advektsiooniga. Näiteks parasvöötme laiuskraadidel toimub märkimisväärne mitteperioodiline jahtumine, kui külmad õhumassid tungivad Arktikast. Samal ajal täheldatakse kevadel sageli külma tagasitulekut. Kui troopilised õhumassid tungivad parasvöötme laiuskraadidele, täheldatakse soojuse tagasitulekut sügisel 8, lk. 285-291.

Üldine teave õhutemperatuuri kohta

Definitsioon 1

Mõõtevahenditega registreeritud õhu termilise oleku indikaatorit nimetatakse temperatuuri.

Päikesekiired, mis langevad planeedi sfäärilisele kujule, soojendavad seda erineval viisil, kuna need tulevad erinevate nurkade alt. Päikesekiired ei soojenda atmosfääriõhku, samas kui maapind soojeneb väga tugevalt ja kannab soojusenergiat külgnevatele õhukihtidele. Soe õhk muutub kergeks ja tõuseb ülespoole, kus see seguneb külma õhuga, andes välja osa oma soojusenergiast. Soe õhk jahtub kõrgusega ja $10$ km kõrgusel muutub selle temperatuur püsivaks $-40$ kraadiks.

2. definitsioon

Stratosfääris temperatuur nihkub ja selle indikaatorid hakkavad tõusma. Sellele nähtusele on antud nimi temperatuuri inversioon.

Kõige enam kuumeneb maa pind seal, kus päikesekiired langevad täisnurga all – see on ala ekvaator. Minimaalne saadud soojushulk polaarne ja polaaralad, sest päikesekiirte langemisnurk on terav ja kiired libisevad üle pinna ning pealegi hajutavad neid ka atmosfäär. Selle tulemusena võime öelda, et õhutemperatuur langeb ekvaatorilt planeedi poolustele.

Olulist rolli mängib maakera telje kalle orbiidi tasapinna ja aastaaja suhtes, mis toob kaasa põhja- ja lõunapoolkera ebaühtlase kuumenemise. Õhutemperatuur ei ole püsiv näitaja, see muutub kogu päeva jooksul kõikjal maailmas. Temaatilistel kliimakaartidel näidatakse õhutemperatuuri spetsiaalse sümboliga, mida nimetatakse isoterm.

3. määratlus

Isotermid- need on jooned, mis ühendavad sama temperatuuriga punkte maapinnal.

Isotermide alusel eristatakse planeedil termilisi vööndeid, mis lähevad ekvaatorilt poolustele:

• ekvatoriaalne või kuum vöö;
• Kaks parasvöötme vööd;
• kaks külmatsooni.

Seega mõjutavad õhutemperatuuri suuresti:

• koha geograafiline laiuskraad;
• Soojusülekanne madalatelt laiuskraadidelt kõrgetele laiuskraadidele;
• Mandrite ja ookeanide levik;
• Mäeahelike asukoht;
• Hoovused ookeanis.

Temperatuuri muutus

Õhutemperatuur muutub kogu päeva jooksul pidevalt. Maa soojeneb päeval kiiresti ja õhk soojeneb sellest, kuid öö saabudes jahtub kiiresti ka maa ja pärast seda jahtub õhk. Seetõttu on kõige jahedam koidueelsetel tundidel ja kõige soojem pärastlõunal.

Soojuse, massi ja impulsi vahetus atmosfääri üksikute kihtide vahel toimub pidevalt. Atmosfääri ja maapinna vastastikmõju iseloomustavad samad protsessid ja see toimub järgmistel viisidel:

• Kiirgustee (päikesekiirguse õhu neeldumine);
• Soojusjuhtivuse tee;
• Soojusülekanne veeauru aurustamise, kondenseerumise või kristalliseerumise teel.

Õhutemperatuur isegi samal laiuskraadil ei saa olla konstantne. Maal ei esine päevaseid temperatuurikõikumisi ainult ühes kliimavööndis - see on kuum või ekvatoriaalvöönd. Siin on nii öine kui ka päevane õhutemperatuur sama väärtusega. Suurte veehoidlate rannikul ja nende pinnast kõrgemal on päevane amplituud samuti tähtsusetu, kuid kõrbekliimavööndis ulatub päeva- ja öiste temperatuuride vahe kohati $50-60$ kraadini.

Parasvöötme kliimavööndites on päikesekiirgus maksimaalne suviste pööripäevade päevadel – põhjapoolkeral on see juulil kuu ja lõunapoolkeral - jaanuaril. Selle põhjuseks ei ole mitte ainult intensiivne päikesekiirgus, vaid ka asjaolu, et planeedi väga kuum pind eraldab tohutul hulgal soojusenergiat.

Keskmisi laiuskraade iseloomustavad suuremad aastased amplituudid. Kõiki kohti planeedil iseloomustavad selle keskmine ja absoluutne õhutemperatuur. Kõige kuumem koht maa peal on Liibüa kõrb, kus absoluutne maksimum on fikseeritud - ($ +58 $ kraadi) ja kõige külmem koht on Venemaa jaam "Ida" Antarktikas - (-89,2 $ kraadi). Kõik keskmised temperatuurid – päeva keskmine, kuu keskmine, aasta keskmine – on aritmeetiline keskmine termomeetri mitme indikaatori väärtused. Me juba teame, et troposfääris õhutemperatuur langeb kõrgusega, kuid pinnakihis võib selle jaotus olla erinev - see võib tõusta, langeda või jääda konstantseks. Idee õhutemperatuuri jaotusest kõrgusega annab vertikaalne gradient temperatuur (VGT). VGT väärtust mõjutavad aastaaeg, kellaaeg, ilmastikutingimused. Näiteks tuul aitab kaasa õhu segunemisele ja erinevatel kõrgustel selle temperatuur ühtlustub, mis tähendab, et WGT tuul väheneb. VGT väheneb järsult, kui muld on märg, kesapõllul on VGT-d rohkem kui tiheda külviga põllul, kuna neil pindadel on erinev temperatuurirežiim.

VGT märk näitab, kuidas temperatuur muutub kõrgusega, kui see on alla nulli, siis temperatuur tõuseb kõrgusega. Ja vastupidi, kui märk on suurem kui null, siis temperatuur väheneb pinnast kauguse suurenedes ja jääb muutumatuks VGT = 0 juures. Sellist temperatuuri jaotust kõrgusega nimetatakse inversioonid.

Inversioonid võivad olla:

• Kiirgus (pinna kiirgusjahutus);
• Advektiivne (moodustub sooja õhu liikumisel külmale pinnale).

Aastast temperatuuri kõikumist on nelja tüüpi, mis põhinevad äärmuslike temperatuuride keskmisel pikaajalisel amplituudil ja ajal:

• Ekvatoriaalne tüüp - on kaks maksimumi ja kaks miinimumi;
• Troopiline tüüp (maksimaalne ja minimaalne, mida täheldatakse pärast pööripäevi);
• Mõõdukas tüüp (maksimumi ja miinimumi järgitakse pärast pööripäevi);
• polaartüüp (minimaalne temperatuur polaaröö ajal);

Koha kõrgus merepinnast mõjutab ka õhutemperatuuri aastakäiku. Aastane amplituud väheneb koos kõrgusega. Õhutemperatuuri mõõdavad spetsialistid meteoroloogiajaamades.