Alla olevan pinnan lämpötila ja ilmakehä lyhyesti. Alla olevan pinnan lämpöjärjestelmä. Päivittäisen lämpötilan amplitudin muutos korkeuden mukaan

n n n pinnan lämmitys Pinnan lämpötase määrää sen lämpötilan, suuruuden ja muutoksen. Kuumennettaessa tämä pinta siirtää lämpöä (pitkäaaltoalueella) sekä alla oleviin kerroksiin että ilmakehään. Tätä pintaa kutsutaan aktiiviseksi pinnaksi.

n n Lämmön leviäminen aktiiviselta pinnalta riippuu alla olevan pinnan koostumuksesta, ja sen määrää sen lämpökapasiteetti ja lämmönjohtavuus. Mannerten pinnalla alla oleva substraatti on maaperä, valtamerissä (merissä) - vesi.

n Maaperällä on yleensä pienempi lämpökapasiteetti kuin vedellä ja korkeampi lämmönjohtavuus. Siksi maaperä lämpenee nopeammin kuin vesi, mutta myös jäähtyy nopeammin. n Vesi lämpenee hitaammin ja vapauttaa lämpöä hitaammin. Lisäksi kun veden pintakerrokset jäähtyvät, tapahtuu lämpökonvektiota, johon liittyy sekoittumista.

n n n n Lämpötila mitataan lämpömittareilla asteina: SI-järjestelmässä - Kelvin-asteina ºK Ei-systeeminen: Celsius-asteina ºС ja Fahrenheit-asteina ºF. 0 ºK = -273 ºC. 0 ºF = -17,8 °C 0 ºC = 32 ºF

ºC=0,56*F-17,8 ºF=1,8*C+32

Vuorokausivaihtelut maaperässä n n n Lämmön siirtyminen kerroksesta kerrokseen vie aikaa, ja vuorokauden maksimi- ja minimilämpötilojen alkamishetket viivästyvät 10 cm välein noin 3 tunnilla. Vuorokauden lämpötilan vaihteluiden amplitudi syvyyden mukaan pienenee 2 kertaa jokaista 15 cm:ä kohti. Keskimääräisessä noin 1 metrin syvyydessä maaperän lämpötilan päivittäiset vaihtelut "häityvät". Kerrosta, jossa päivittäisten lämpötila-arvojen vaihtelut lakkaavat, kutsutaan vakiopäivälämpötilan kerrokseksi.

n n Vuorokauden lämpötilan vaihteluiden amplitudi syvyyden kanssa pienenee 2 kertaa jokaista 15 cm:ä kohti. Keskimääräisessä noin 1 metrin syvyydessä maaperän lämpötilan päivittäiset vaihtelut "häityvät". Kerrosta, jossa päivittäisten lämpötila-arvojen vaihtelut lakkaavat, kutsutaan vakiopäivälämpötilan kerrokseksi.

Päivittäinen lämpötilan vaihtelu maaperässä eri syvyyksillä 1-80 cm Pavlovsk, toukokuu.

Vuotuiset lämpötilanvaihtelut maaperässä n n Vuoden aikana maksimi- ja minimilämpötilat viivästyvät keskimäärin 20-30 päivää metriä kohden.

Vuotuinen lämpötilan vaihtelu maaperässä eri syvyyksillä 3-753 cm Kaliningradissa

Maan pinnan lämpötilan päivittäinen kulku n n n Päivittäisessä pintalämpötilassa, kuivana ja ilman kasvillisuutta, kirkkaana päivänä, maksimi saavutetaan 13-14 tunnin kuluttua ja minimi - auringonnousun aikaan. Pilvisyys voi häiritä lämpötilan vuorokausivaihtelua ja aiheuttaa maksimi- ja minimimuutoksia. Kosteus ja pintakasvillisuus vaikuttavat suuresti lämpötilan kulkuun.

n n Päivän pintalämpötilan maksimiarvot voivat olla +80 ºС ja enemmän. Päivittäiset lämpötila-amplitudit saavuttavat 40 ºС. Ääriarvojen ja lämpötila-amplitudien arvot riippuvat paikan leveysasteesta, vuodenajasta, pilvisyydestä, pinnan lämpöominaisuuksista, sen väristä, karheudesta, kasvillisuuden luonteesta, kaltevuuden suunnasta (altistumisesta).

n Lämpötilamaksimien hetket vesistöissä viivästyvät maaperään verrattuna. Maksimi tapahtuu noin 1415 tuntia, minimi - 2-3 tuntia auringonnousun jälkeen.

Meriveden päivittäiset lämpötilanvaihtelut n n Päivittäiset lämpötilanvaihtelut valtameren pinnalla korkeilla leveysasteilla ovat keskimäärin vain 0,1 ºС, lauhkealla 0,4 ºС, trooppisella - 0,5 ºС. Näiden värähtelyjen tunkeutumissyvyys on 15-20 m.

Vuotuiset maaperän lämpötilan muutokset n n Lämpimin kuukausi pohjoisella pallonpuoliskolla on heinäkuu ja kylmin kuukausi on tammikuu. Vuotuiset amplitudit vaihtelevat 5 ºС päiväntasaajalla 60-65 ºС lauhkean vyöhykkeen jyrkästi mannermaisissa olosuhteissa.

Valtameren vuotuinen lämpötilan kulku n n Vuotuiset maksimi- ja alin lämpötilat valtameren pinnalla viivästyvät noin kuukaudella maaperään verrattuna. Maksimi pohjoisella pallonpuoliskolla tapahtuu elokuussa, minimi - helmikuussa. Vuotuiset lämpötila-amplitudit valtameren pinnalla 1 ºС päiväntasaajan leveysasteilla 10,2 ºС lauhkeilla leveysasteilla. Vuotuiset lämpötilanvaihtelut tunkeutuvat 200-300 metrin syvyyteen.

Lämmönsiirto ilmakehään n n n Suora auringonvalo lämmittää hieman ilmakehän ilmaa. Ilmakehää lämmittää alla oleva pinta. Lämpö siirtyy ilmakehään konvektiolla, advektiolla ja vesihöyryn tiivistymisen aikana tapahtuvan lämmön vapautumisen seurauksena.

Lämmönsiirto kondensoitumisen aikana n n Pintaa kuumentamalla vesi muuttuu vesihöyryksi. Nouseva ilma kuljettaa vesihöyryä pois. Kun lämpötila laskee, se voi muuttua vedeksi (kondensaatio). Tämä vapauttaa lämpöä ilmakehään.

Adiabaattinen prosessi n n n Nousevassa ilmassa lämpötila muuttuu adiabaattisen prosessin seurauksena (muuntamalla kaasun sisäisen energian työksi ja työstä sisäiseksi energiaksi). Nouseva ilma laajenee, tekee työtä, johon se kuluttaa sisäistä energiaa, ja sen lämpötila laskee. Laskeutuva ilma päinvastoin puristuu, siihen käytetty energia vapautuu ja ilman lämpötila nousee.

n n Kuiva tai vesihöyryä sisältävä, mutta tyydyttymätön ilma, nouseva, jäähtyy adiabaattisesti 1 ºС jokaista 100 m kohti. Vesihöyryllä kyllästetty ilma jäähtyy 0,6 ºС noustessa 100 m, koska siinä tapahtuu kondensaatiota ja lämmön vapautumista.

Laskettaessa sekä kuiva että kostea ilma lämpenevät tasaisesti, koska kosteuden tiivistymistä ei tapahdu. n Jokaista 100 laskumetriä kohden ilma lämpenee 1 ºC. n

Inversio n n n Lämpötilan nousua korkeuden myötä kutsutaan inversioksi, ja kerrosta, jossa lämpötila nousee korkeuden mukana, kutsutaan inversiokerrokseksi. Inversion tyypit: - Säteilyn inversio - säteilyn inversio, joka muodostuu auringonlaskun jälkeen, kun auringonsäteet lämmittävät ylempiä kerroksia; - Advektiivinen inversio - muodostuu lämpimän ilman tunkeutumisen (advektion) seurauksena kylmälle pinnalle; - Orografinen inversio - kylmä ilma virtaa syvennyksiin ja pysähtyy siellä.

Lämpötilajakauman tyypit korkeudella a - pinnan inversio, b - pinnan isotermi, c - inversio vapaassa ilmakehässä

Advektio n n Muissa olosuhteissa muodostuneen ilmamassan tunkeutuminen (advektio) tietylle alueelle. Lämpimät ilmamassat nostavat ilman lämpötilaa tietyllä alueella, kylmät ilmamassat laskevat.

Vapaan ilmakehän lämpötilan vuorokausivaihtelu n n n Päivittäinen ja vuotuinen lämpötilan vaihtelu alemmassa troposfäärissä 2 km:n korkeuteen asti heijastelee pintalämpötilan vaihtelua. Pinnan etäisyyden myötä lämpötilan vaihteluiden amplitudit pienenevät ja maksimi- ja minimihetket viivästyvät. Ilman lämpötilan päivittäiset vaihtelut talvella ovat havaittavissa 0,5 km: n korkeuteen asti, kesällä - 2 km: iin asti. 2 metrin kerroksessa vuorokauden maksimi on noin 14-15 tunnin kohdalla ja minimi auringonnousun jälkeen. Vuorokauden lämpötilan amplitudi pienenee leveysasteen kasvaessa. Suurin subtrooppisilla leveysasteilla, pienin - napa-alueella.

n n n Samanlämpöisiä viivoja kutsutaan isotermeiksi. Isotermiä, jolla on korkein keskimääräinen vuotuinen lämpötila, kutsutaan "lämpöekvaattoriksi". sh.

Ilman lämpötilan vuosivaihtelu n n n Riippuu leveysasteesta. Päiväntasaajalta napoille ilman lämpötilan vaihteluiden vuotuinen amplitudi kasvaa. Vuotuisia lämpötilavaihteluja on 4 tyyppiä amplitudin suuruuden ja äärimmäisten lämpötilojen alkamisajan mukaan.

n n Päiväntasaajan tyyppi - kaksi maksimia (päiväntasausten jälkeen) ja kaksi minimiä (päivänseisausten jälkeen). Valtamerellä amplitudi on noin 1 ºС, maan päällä - jopa 10 ºС. Lämpötila on positiivinen ympäri vuoden. Trooppinen tyyppi - yksi maksimi (kesäpäivänseisauksen jälkeen) ja yksi minimi (talvipäivänseisauksen jälkeen). Amplitudi valtameren yllä on noin 5 ºС, maalla - jopa 20 ºС. Lämpötila on positiivinen ympäri vuoden.

n n Kohtalainen tyyppi - yksi maksimi (maan päällä heinäkuussa, valtameren yllä - elokuussa) ja yksi minimi (maalla tammikuussa, meressä - helmikuussa), neljä vuodenaikaa. Vuotuinen lämpötilan amplitudi kasvaa leveysasteen kasvaessa ja etäisyyden kasvaessa merestä: rannikolla 10 ºС, kaukana valtamerestä - 60 ºС ja enemmän. Kylmänä vuodenaikana lämpötila on negatiivinen. Polaarinen tyyppi - talvi on erittäin pitkä ja kylmä, kesä on lyhyt ja viileä. Vuotuinen amplitudi on 25 ºС ja enemmän (maan päällä jopa 65 ºС). Lämpötila on negatiivinen suurimman osan vuodesta.

n Vuotuista lämpötilan vaihtelua, samoin kuin vuorokausivaihtelua, vaikeuttavia tekijöitä ovat alla olevan pinnan luonne (kasvillisuus, lumi tai jääpeite), maaston korkeus, etäisyys valtamerestä, ilmamassojen sisääntunkeutuminen eri lämpötiloissa

n n n Keskimääräinen ilman lämpötila lähellä maan pintaa pohjoisella pallonpuoliskolla tammikuussa +8 ºС, heinäkuussa +22 ºС; etelässä - heinäkuussa +10 ºС, tammikuussa +17 ºС. Ilman lämpötilan vaihteluiden vuotuiset amplitudit ovat pohjoisella pallonpuoliskolla 14 ºС ja eteläisellä vain 7 ºС, mikä osoittaa eteläisen pallonpuoliskon alemman mannermaisuuden. Vuoden keskilämpötila lähellä maan pintaa on yleensä +14 ºС.

Maailmanennätyksen haltijat n n n Ilman lämpötilan absoluuttiset maksimit havaittiin: pohjoisella pallonpuoliskolla - Afrikassa (Libya, +58, 1 ºС) ja Meksikon ylämailla (Sao Louis, +58 ºС). eteläisellä pallonpuoliskolla - Australiassa (+51 ºС), absoluuttiset minimit havaittiin Etelämantereella (-88,3 ºС, Vostokin asema) ja Siperiassa (Verkhoyansk, -68 ºС, Oymyakon, -77,8 ºС). Vuotuinen keskilämpötila on korkein Pohjois-Afrikassa (Lu, Somalia, +31 ºС), alhaisin - Etelämantereella (Vostokin asema, -55, 6 ºС).

Lämpövyöhykkeet n n n Nämä ovat maan leveysvyöhykkeitä tietyillä lämpötiloilla. Maan ja valtamerten, ilma- ja vesivirtojen epätasaisen jakautumisen vuoksi lämpövyöhykkeet eivät ole yhtäpitäviä valaistusvyöhykkeiden kanssa. Hihnojen rajoilla otetaan isotermit - samanlämpöiset viivat.

Lämpövyöhykkeet n n Lämpövyöhykkeitä on 7. - kuuma vyöhyke, joka sijaitsee pohjoisen ja eteläisen pallonpuoliskon vuotuisen isotermin +20 ºС välillä; - kaksi lauhkeaa vyöhykettä, joita rajoittaa päiväntasaajan isotermi +20 ºС ja napoista lämpimimmän kuukauden isotermi +10 ºС; - kaksi kylmävyötä, jotka sijaitsevat lämpimimmän kuukauden isotermien +10 ºС ja 0 ºС välissä;

Auringon säteiden suoraan lämmittämä pinta, joka luovuttaa lämpöä alla oleville kerroksille ja ilmalle, on ns. aktiivinen. Aktiivipinnan lämpötila, sen arvo ja muutos (päivittäinen ja vuosivaihtelu) määräytyvät lämpötaseella.

Lähes kaikkien lämpötasapainon komponenttien maksimiarvo havaitaan lähipäivinä. Poikkeuksena on suurin lämmönvaihto maaperässä, joka osuu aamutunneille.

Lämpötasapainokomponenttien vuorokausivaihtelun enimmäisamplitudit havaitaan kesällä, minimi - talvella. Vuorokauden pintalämpötilassa, kuivassa ja kasvittomassa, kirkkaana päivänä maksimi saavutetaan kello 13:00 jälkeen ja minimi auringonnousun aikaan. Pilvisyys häiritsee pintalämpötilan säännöllistä kulkua ja aiheuttaa maksimien ja minimien momenttien siirtymistä. Kosteus ja kasvillisuus vaikuttavat suuresti pintalämpötilaan. Päivän pintalämpötilan maksimi voi olla +80°C tai enemmän. Päivittäiset vaihtelut saavuttavat 40°. Niiden arvo riippuu paikan leveysasteesta, vuodenajasta, pilvisyydestä, pinnan lämpöominaisuuksista, sen väristä, karheudesta, kasvillisuuden peittävyydestä ja rinteestä.

Aktiivikerroksen lämpötilan vuotuinen kulku on erilainen eri leveysasteilla. Suurin lämpötila keski- ja korkeilla leveysasteilla havaitaan yleensä kesäkuussa, minimi - tammikuussa. Aktiivisen kerroksen lämpötilan vuotuisten vaihteluiden amplitudit matalilla leveysasteilla ovat hyvin pieniä, maan keskileveysasteilla ne saavuttavat 30°. Lumipeite vaikuttaa voimakkaasti pintalämpötilan vuotuisiin vaihteluihin lauhkeilla ja korkeilla leveysasteilla.

Lämmön siirtyminen kerroksesta kerrokseen vie aikaa, ja päivän korkeimpien ja alimmien lämpötilojen alkamishetket viivästyvät 10 cm välein noin 3 tunnilla. Jos pinnan korkein lämpötila oli noin klo 13:00, 10 cm:n syvyydessä lämpötila saavuttaa maksiminsa noin klo 16:00 ja 20 cm:n syvyydessä - noin klo 19:00 jne. Kun alla olevia kerroksia lämmitetään päällä olevista kerroksista, jokainen kerros imee tietyn määrän lämpöä. Mitä syvempi kerros, sitä vähemmän se vastaanottaa lämpöä ja sitä heikommat lämpötilanvaihtelut siinä. Päivittäisten lämpötilanvaihteluiden amplitudi syvyyden mukaan pienenee 2 kertaa jokaista 15 cm:ä kohti. Tämä tarkoittaa, että jos pinnalla amplitudi on 16°, niin 15 cm:n syvyydessä se on 8° ja 30 cm:n syvyydessä 4°.

Keskimäärin noin 1 metrin syvyydessä maaperän lämpötilan päivittäiset vaihtelut "häityvät". Kerrosta, jossa nämä värähtelyt käytännössä pysähtyvät, kutsutaan kerrokseksi vakio päivittäinen lämpötila.

Mitä pidempi lämpötilan vaihtelujakso kestää, sitä syvemmälle ne leviävät. Keskimmäisillä leveysasteilla tasaisen vuotuisen lämpötilan kerros sijaitsee 19-20 m syvyydessä, korkeilla leveysasteilla 25 m. Trooppisilla leveysasteilla vuotuisten lämpötilojen amplitudit ovat pieniä ja tasaisen vuosiamplitudin kerros on sijaitsee vain 5-10 metrin syvyydessä ja minimilämpötilat viivästyvät keskimäärin 20-30 päivää metriä kohden. Näin ollen, jos pinnan alin lämpötila havaittiin tammikuussa, 2 metrin syvyydessä se tapahtuu maaliskuun alussa. Havainnot osoittavat, että lämpötila tasaisen vuosilämpötilan kerroksessa on lähellä keskimääräistä vuotuista ilman lämpötilaa pinnan yläpuolella.

Vesi, jolla on suurempi lämpökapasiteetti ja alhaisempi lämmönjohtavuus kuin maalla, lämpenee hitaammin ja vapauttaa lämpöä hitaammin. Osa veden pinnalle putoavista auringonsäteistä imeytyy ylimpään kerrokseen ja osa tunkeutuu huomattavan syvälle lämmittäen suoraan osan sen kerroksesta.

Veden liikkuvuus mahdollistaa lämmönsiirron. Turbulenttisesta sekoituksesta johtuen lämmönsiirto syvyydessä tapahtuu 1000 - 10 000 kertaa nopeammin kuin lämmön johtuessa. Kun veden pintakerrokset jäähtyvät, tapahtuu lämpökonvektiota, johon liittyy sekoittumista. Päivittäiset lämpötilanvaihtelut valtameren pinnalla korkeilla leveysasteilla ovat keskimäärin vain 0,1°, lauhkeilla leveysasteilla - 0,4°, trooppisilla leveysasteilla - 0,5°. Näiden värähtelyjen tunkeutumissyvyys on 15-20m. Vuotuiset lämpötila-amplitudit valtameren pinnalla vaihtelevat 1°:sta päiväntasaajan leveysasteilla 10,2°:een lauhkeilla leveysasteilla. Vuotuiset lämpötilanvaihtelut tunkeutuvat 200-300 m syvyyteen.Vesistöissä huippulämpötilan hetket ovat myöhässä maaperään verrattuna. Maksimi tapahtuu noin 15-16 tuntia, minimi - 2-3 tuntia auringonnousun jälkeen.

Ilmakehän alemman kerroksen lämpöjärjestelmä.

Ilmaa ei lämmitetä pääasiassa suoraan auringonsäteiden vaikutuksesta, vaan sen alla olevan pinnan lämmönsiirron vuoksi (säteilyn ja lämmönjohtavuuden prosessit). Tärkein rooli lämmön siirtymisessä pinnasta troposfäärin päällyskerroksiin on lämmönvaihto ja piilevän höyrystymislämmön siirto. Ilmahiukkasten satunnaista liikettä, joka aiheutuu sen kuumenemisesta epätasaisesti lämmitetylle pohjapinnalle, kutsutaan lämpöturbulenssi tai lämpö konvektio.

Jos pienten kaoottisten liikkuvien pyörteiden sijasta voimakkaat nousevat (termiset) ja vähemmän voimakkaat laskevat ilmaliikkeet alkavat vallita, kutsutaan konvektiota. järjestyksessä. Ilman lämpeneminen lähellä pintaa syöksyy ylöspäin siirtäen lämpöä. Terminen konvektio voi kehittyä vain niin kauan kuin ilman lämpötila on korkeampi kuin sen ympäristön lämpötila, jossa se nousee (ilmakehän epävakaa tila). Jos nousevan ilman lämpötila on yhtä suuri kuin sen ympäristön lämpötila, nousu pysähtyy (ilmakehän välinpitämätön tila); jos ilmasta tulee ympäristöä kylmempää, se alkaa vajota (ilmakehän vakaa tila).

Ilman pyörteisen liikkeen myötä yhä useammat sen pinnan kanssa kosketuksissa olevista hiukkasista vastaanottavat lämpöä ja nousevat ja sekoittuvat luovuttavat sen muille hiukkasille. Ilman pinnasta turbulenssin kautta vastaanottama lämmön määrä on 400 kertaa suurempi kuin sen lämmön määrä, jonka se vastaanottaa säteilyn seurauksena, ja molekyylilämmön johtumisen kautta tapahtuvan siirron seurauksena - lähes 500 000 kertaa. Lämpö siirtyy pinnalta ilmakehään yhdessä siitä haihtuneen kosteuden kanssa ja vapautuu sitten kondensaatioprosessin aikana. Jokainen gramma vesihöyryä sisältää 600 kaloria piilevää höyrystymislämpöä.

Nousevassa ilmassa lämpötila muuttuu johtuen adiabaattinen prosessi, eli ilman lämmönvaihtoa ympäristön kanssa, koska kaasun sisäinen energia muuttuu työksi ja työ sisäiseksi energiaksi. Koska sisäenergia on verrannollinen kaasun absoluuttiseen lämpötilaan, lämpötila muuttuu. Nouseva ilma laajenee, tekee työtä, johon se kuluttaa sisäistä energiaa, ja sen lämpötila laskee. Laskeva ilma päinvastoin puristuu, laajenemiseen käytetty energia vapautuu ja ilman lämpötila nousee.

Kyllästetyn ilman jäähtymisen määrä sen noustessa 100 m riippuu ilman lämpötilasta ja ilmanpaineesta ja vaihtelee laajoissa rajoissa. Tyydyttymätön laskeva ilma lämpenee 1 ° / 100 m, kyllästetty pienemmällä määrällä, koska siinä tapahtuu haihtumista, jota varten lämpöä kuluu. Nouseva kylläinen ilma yleensä menettää kosteutta sateen aikana ja muuttuu tyydyttymättömäksi. Laskettaessa tällainen ilma lämpenee 1 ° / 100 m.

Tämän seurauksena lämpötilan lasku nousun aikana on pienempi kuin sen nousu laskemisen aikana, ja samalla paineella samalla tasolla nousevalla ja sitten laskevalla ilmalla on eri lämpötila - loppulämpötila on korkeampi kuin alkuperäinen lämpötila. . Tällaista prosessia kutsutaan pseudoadiabaattinen.

Koska ilma lämmitetään pääasiassa aktiiviselta pinnalta, lämpötila alemmassa ilmakehässä yleensä laskee korkeuden myötä. Troposfäärin pystygradientti on keskimäärin 0,6°/100 m. Se katsotaan positiiviseksi, jos lämpötila laskee korkeuden mukana, ja negatiiviseksi, jos se nousee. Ilman alemmassa pintakerroksessa (1,5-2 m) pystysuorat gradientit voivat olla hyvin suuria.

Lämpötilan nousua korkeuden myötä kutsutaan inversio, ja ilmakerros, jossa lämpötila nousee korkeuden mukana, - inversiokerros. Ilmakehässä voidaan melkein aina havaita inversiokerroksia. Maan pinnalla, kun se jäähtyy voimakkaasti säteilyn seurauksena, säteilevä inversio(säteilyn inversio) . Se ilmestyy kirkkaina kesäöinä ja voi peittää useiden satojen metrien kerroksen. Talvella, kirkkaalla säällä, inversio jatkuu useita päiviä ja jopa viikkoja. Talvikäännös voi peittää jopa 1,5 km:n kerroksen.

Inversiota tehostavat helpotusolosuhteet: kylmä ilma virtaa syvennykseen ja pysähtyy siellä. Tällaisia ​​inversioita kutsutaan orografinen. Voimakkaita inversioita kutsutaan satunnainen, muodostuu niissä tapauksissa, kun suhteellisen lämmin ilma tulee kylmälle pinnalle jäähdyttäen sen alempia kerroksia. Päivän advetiiviset inversiot ilmenevät heikosti, yöllä niitä tehostaa säteilyjäähdytys. Keväällä tällaisten inversioiden muodostumista helpottaa lumipeite, joka ei ole vielä sulanut.

Pakkaset liittyvät pintailmakerroksen lämpötilan inversioon. Jäädyttää - ilman lämpötilan lasku yöllä 0 °C:seen ja sen alle, kun vuorokauden keskilämpötilat ovat yli 0 ° (syksy, kevät). Voi myös olla, että pakkasia havaitaan vain maaperässä, kun ilman lämpötila sen yläpuolella on nollan yläpuolella.

Ilmakehän lämpötila vaikuttaa valon etenemiseen siinä. Tapauksissa, joissa lämpötila muuttuu jyrkästi korkeuden mukaan (nousee tai laskee), on olemassa mirageja.

Mirage - kuvitteellinen kuva esineestä, joka näkyy sen yläpuolella (ylempi mirage) tai sen alapuolella (alempi mirage). Harvemmin esiintyvät sivuttaiskuvat (kuva näkyy sivulta). Miraasien syynä on esineestä tarkkailijan silmään tulevien valonsäteiden liikeradan kaarevuus, joka johtuu niiden taittumisesta eri tiheyksisten kerrosten rajalla.

Päivittäinen ja vuotuinen lämpötilan vaihtelu alemmassa troposfäärissä 2 km:n korkeuteen asti heijastelee yleensä pintalämpötilan vaihtelua. Pinnan etäisyyden myötä lämpötilan vaihteluiden amplitudit pienenevät ja maksimi- ja minimihetket viivästyvät. Ilman lämpötilan päivittäiset vaihtelut talvella ovat havaittavissa 0,5 km: n korkeuteen asti, kesällä - 2 km: iin asti.

Vuorokauden lämpötilan vaihteluiden amplitudi pienenee leveysasteen kasvaessa. Suurin päivittäinen amplitudi on subtrooppisilla leveysasteilla, pienin - polaarisilla leveysasteilla. Lauhkeilla leveysasteilla vuorokauden amplitudit ovat erilaisia ​​eri vuodenaikoina. Suurilla leveysasteilla suurin päivittäinen amplitudi on keväällä ja syksyllä, lauhkeilla leveysasteilla - kesällä.

Ilman lämpötilan vuotuinen kulku riippuu ensisijaisesti paikan leveysasteesta. Päiväntasaajalta napoille ilman lämpötilan vaihteluiden vuotuinen amplitudi kasvaa.

Vuotuista lämpötilan vaihtelua on neljää tyyppiä amplitudin suuruuden ja äärilämpötilojen alkamisajan mukaan.

päiväntasaajan tyyppi jolle on tunnusomaista kaksi maksimia (päiväntasausten jälkeen) ja kaksi minimiä (päivänseisausten jälkeen). Amplitudi valtameren yllä on noin 1°, maan päällä - jopa 10°. Lämpötila on positiivinen ympäri vuoden.

Trooppinen tyyppi - yksi maksimi (kesäpäivänseisauksen jälkeen) ja yksi minimi (talvipäivänseisauksen jälkeen). Amplitudi valtameren yläpuolella on noin 5°, maalla - jopa 20°. Lämpötila on positiivinen ympäri vuoden.

Keskitasoinen tyyppi - yksi maksimi (pohjoisella pallonpuoliskolla maan päällä heinäkuussa, valtameren yllä elokuussa) ja yksi minimi (pohjoisella pallonpuoliskolla maan päällä tammikuussa, valtameren yllä helmikuussa). Neljä vuodenaikaa erotetaan selvästi toisistaan: lämmin, kylmä ja kaksi siirtymäaikaa. Vuotuinen lämpötilan amplitudi kasvaa leveysasteen kasvaessa sekä etäisyydellä valtamerestä: rannikolla 10 °, pois valtamerestä - jopa 60 ° ja enemmän (Jakutskissa -62,5 °). Kylmänä vuodenaikana lämpötila on negatiivinen.

polaarinen tyyppi - talvi on pitkä ja kylmä, kesä lyhyt ja viileä. Vuotuiset amplitudit ovat 25° ja enemmän (maan päällä jopa 65°). Lämpötila on negatiivinen suurimman osan vuodesta. Kokonaiskuvaa ilman lämpötilan vuotuisesta kulusta vaikeuttaa tekijöiden vaikutus, joista alla oleva pinta on erityisen tärkeä. Veden pinnalla vuotuinen lämpötilan vaihtelu tasoittuu, maan päällä päinvastoin voimakkaampi. Lumi- ja jääpeite laskee suuresti vuotuisia lämpötiloja. Myös paikan korkeus valtameren tason yläpuolella, helpotus, etäisyys merestä ja pilvisyys vaikuttavat. Vuotuisen ilman lämpötilan sujuvaa kulkua häiritsevät kylmän tai päinvastoin lämpimän ilman sisääntunkeutumisesta aiheutuvat häiriöt. Esimerkkinä voivat olla kylmän sään kevät paluu (kylmät aallot), syksyinen lämmön paluu, talvinen sulaminen lauhkeilla leveysasteilla.

Ilman lämpötilan jakautuminen alla olevalle pinnalle.

Jos maan pinta olisi homogeeninen ja ilmakehä ja hydrosfääri paikoillaan, lämmön jakautuminen maan pinnalle määräytyisi vain auringon säteilyn sisääntulon perusteella, ja ilman lämpötila laskisi vähitellen päiväntasaajalta napoille, pysyen sama joka rinnalla (auringon lämpötila). Itse asiassa keskimääräiset vuotuiset ilman lämpötilat määräytyvät lämpötasapainon perusteella ja riippuvat alla olevan pinnan luonteesta ja jatkuvasta leveyssuunnan välisestä lämmönvaihdosta, jonka suorittaa ilman ja valtameren vesiliike, ja siksi ne eroavat merkittävästi auringon lämpötiloista.

Todelliset keskimääräiset vuotuiset ilman lämpötilat lähellä maan pintaa matalilla leveysasteilla ovat alhaisemmat ja korkeilla leveysasteilla päinvastoin korkeampia kuin auringon. Eteläisellä pallonpuoliskolla todelliset vuoden keskilämpötilat ovat kaikilla leveysasteilla alhaisempia kuin pohjoisella. Keskimääräinen ilman lämpötila lähellä maan pintaa pohjoisella pallonpuoliskolla tammikuussa on +8°C, heinäkuussa +22°C; etelässä - +10°C heinäkuussa, +17°C tammikuussa. Vuoden keskimääräinen ilman lämpötila maanpinnalla on kokonaisuudessaan +14 °C.

Jos merkitsemme korkeimmat keskimääräiset vuosi- tai kuukausilämpötilat eri meridiaaneille ja yhdistämme ne, saadaan viiva lämpömaksimi, kutsutaan usein termiseksi päiväntasaajaksi. On luultavasti oikeampaa pitää termisenä päiväntasaajana yhdensuuntaisuutta (leveyspiiri), jossa on vuoden tai minkä tahansa kuukauden korkeimmat normaalit keskilämpötilat. Lämpöekvaattori ei ole sama kuin maantieteellinen päiväntasaaja ja on "siirretty"; pohjoiseen. Vuoden aikana se liikkuu 20° pohjoista leveyttä. sh. (heinäkuussa) 0°:een (tammikuussa). Termisen päiväntasaajan siirtymiseen pohjoiseen on useita syitä: maan hallitsevuus pohjoisen pallonpuoliskon trooppisilla leveysasteilla, Etelämantereen kylmänapa ja kenties kesän kesto merkitsee (kesä eteläisellä pallonpuoliskolla on lyhyempi ).

Lämpöhihnat.

Isotermit viedään lämpö- (lämpötila-) vyöhykkeiden rajojen ulkopuolelle. Lämpövyöhykkeitä on seitsemän:

kuuma vyö, joka sijaitsee pohjoisen ja eteläisen pallonpuoliskon vuotuisen isotermin + 20 ° välissä; kaksi lauhkeaa vyöhykettä, joita rajoittaa päiväntasaajan sivulta vuotuinen isotermi + 20 °, napoista lämpimimmän kuukauden isotermi + 10 °;

kaksi kylmät vyöt, joka sijaitsee isotermin + 10 ° ja ja lämpimimmän kuukauden välissä;

kaksi pakkashihnat sijaitsee lähellä napoja ja jota rajoittaa lämpimimmän kuukauden 0° isotermi. Pohjoisella pallonpuoliskolla tämä on Grönlanti ja avaruus lähellä pohjoisnavaa, eteläisellä pallonpuoliskolla - alue 60 ° S leveyspiirin sisällä. sh.

Lämpötilavyöhykkeet ovat ilmastovyöhykkeiden perusta. Jokaisen hihnan sisällä havaitaan suuria lämpötilavaihteluita alla olevasta pinnasta riippuen. Maalla helpotuksen vaikutus lämpötilaan on erittäin suuri. Lämpötilan muutos korkeuden mukaan jokaista 100 metriä kohden ei ole sama eri lämpötilavyöhykkeillä. Pystysuora gradientti troposfäärin alemmassa kilometrikerroksessa vaihtelee 0°:sta Etelämantereen jääpinnan yläpuolella 0,8°:een kesällä trooppisten aavikoiden yllä. Siksi menetelmä, jossa lämpötilat nostetaan merenpinnan tasolle keskimääräisellä gradientilla (6°/100 m), voi joskus johtaa suuriin virheisiin. Lämpötilan muutos korkeuden mukaan on syy pystysuuntaiseen ilmastovyöhykkeeseen.

VESI ILMAKUNNASSA

Maan ilmakehässä on noin 14 000 km 3 vesihöyryä. Vesi pääsee ilmakehään pääasiassa maapallon pinnalta haihtumisen seurauksena. Kosteus tiivistyy ilmakehässä, kulkeutuu ilmavirtojen mukana ja putoaa takaisin maan pinnalle. Vedessä on jatkuva kiertokulku, joka on mahdollista, koska se voi olla kolmessa tilassa (kiinteä, nestemäinen ja höyry) ja siirtyä helposti tilasta toiseen.

Ilman kosteuden ominaisuudet.

Absoluuttinen kosteus - ilmakehän vesihöyryn pitoisuus grammoina per 1 m 3 ilmaa ("; a";).

Suhteellinen kosteus - todellisen vesihöyrynpaineen suhde kyllästysjoustoon, ilmaistuna prosentteina. Suhteellinen kosteus luonnehtii ilman kyllästymisastetta vesihöyryllä.

Kosteuden puute- kyllästymisen puute tietyssä lämpötilassa:

Kastepiste - lämpötila, jossa ilmassa oleva vesihöyry kyllästää sen.

Haihtuminen ja haihtuminen. Vesihöyry pääsee ilmakehään pohjapinnalta haihtumalla (fyysinen haihtuminen) ja haihtumalla. Fyysinen haihdutusprosessi koostuu koheesiovoimien voittamisesta nopeasti liikkuvien vesimolekyylien avulla, niiden erottamisesta pinnasta ja siirtymisestä ilmakehään. Mitä korkeampi haihtuvan pinnan lämpötila on, sitä nopeammin molekyylit liikkuvat ja sitä enemmän niitä pääsee ilmakehään.

Kun ilma on kyllästetty vesihöyryllä, haihdutusprosessi pysähtyy.

Haihdutusprosessi vaatii lämpöä: 1 g vettä haihduttaa 597 cal, 1 g jäätä 80 cal enemmän. Tämän seurauksena haihtuvan pinnan lämpötila laskee.

Merestä haihtuu kaikilla leveysasteilla paljon enemmän kuin maalta. Sen enimmäisarvo valtamerellä on 3000 cm vuodessa. Trooppisilla leveysasteilla valtameren pinnalta haihduttavat vuotuiset määrät ovat suurimmat ja se muuttuu vähän vuoden aikana. Lauhkeilla leveysasteilla suurin haihtuminen valtamerestä on talvella, napaisilla leveysasteilla - kesällä. Suurin haihtuminen maan pinnalta on 1000 mm. Sen leveysasteerot määräytyvät säteilytasapainon ja kosteuden perusteella. Yleensä suunnassa päiväntasaajalta napoille, lämpötilan laskun mukaisesti, haihtuminen vähenee.

Jos haihtuvalla pinnalla ei ole riittävästi kosteutta, haihtuminen ei voi olla suurta edes korkeissa lämpötiloissa ja suurella kosteusvajeella. Mahdollinen haihtuminen - haihtuminen- Tässä tapauksessa se on erittäin suuri. Veden pinnan yläpuolella haihtuminen ja haihtuminen kohtaavat. Maan päällä haihtumista voi olla paljon vähemmän kuin haihtumista. Haihtuminen kuvaa mahdollisen haihtumisen määrää riittävän kosteasta maasta. Ilmankosteuden päivittäiset ja vuosittaiset vaihtelut. Ilman kosteus muuttuu jatkuvasti haihtuvan pinnan ja ilman lämpötilan muutoksista, haihtumis- ja kondensaatioprosessien suhteesta sekä kosteuden siirtymisestä johtuen.

Ilman absoluuttisen kosteuden päivittäinen vaihtelu voi olla yksi tai kaksinkertainen. Ensimmäinen vastaa päivittäistä lämpötilan vaihtelua, siinä on yksi maksimi ja yksi minimi, ja se on tyypillinen paikkoihin, joissa on riittävästi kosteutta. Sitä voidaan havaita valtameren yllä ja talvella ja syksyllä maan päällä. Kaksoissiirrolla on kaksi korkeutta ja kaksi alinta ja se on tyypillistä maalle. Aamun minimi ennen auringonnousua selittyy erittäin heikon haihtumisen (tai jopa sen puuttumisen) vuoksi yöaikaan. Kun Auringon säteilyenergian saapuminen lisääntyy, haihtuminen lisääntyy, absoluuttinen kosteus saavuttaa maksiminsa noin klo 09.00. Tämän seurauksena kehittyvä konvektio - kosteuden siirtyminen ylempiin kerroksiin - tapahtuu nopeammin kuin sen pääsy ilmaan haihtumispinnalta, joten noin klo 16:00 tapahtuu toinen minimi. Iltapäivään mennessä konvektio pysähtyy ja haihtuminen päivällä lämmitetyltä pinnalta on edelleen melko voimakasta ja kosteus kerääntyy ilman alempiin kerroksiin, jolloin syntyy toinen (ilta)maksimi noin 20-21 tunnin kohdalla.

Vuosittainen absoluuttisen kosteuden kulku vastaa myös lämpötilan vuotuista kulkua. Kesällä absoluuttinen kosteus on korkein, talvella alhaisin. Suhteellisen kosteuden päivittäinen ja vuotuinen kulku on lähes kaikkialla päinvastainen kuin lämpötilan kulku, koska maksimikosteus kasvaa nopeammin kuin absoluuttinen kosteus lämpötilan noustessa.

Päivittäinen suhteellisen kosteuden maksimi saavutetaan ennen auringonnousua, minimi - 15-16 tuntia. Vuoden aikana suurin suhteellinen kosteus laskee yleensä kylmimmälle kuukaudelle, minimi - lämpimimmälle kuukaudelle. Poikkeuksena ovat alueet, joilla kesällä puhaltaa mereltä kosteat tuulet ja talvella kuivat tuulet mantereelta.

Ilman kosteuden jakautuminen. Ilman kosteus ekvaattorilta napoille laskee yleensä 18-20 mb:stä 1-2:een. Suurin absoluuttinen kosteus (yli 30 g / m 3) mitattiin Punaisenmeren yläpuolella ja joen suistossa. Mekong, suurin keskimääräinen vuosittainen (yli 67 g / m 3) - Bengalinlahden yläpuolella, pienin keskimääräinen vuosi (noin 1 g / m 3) ja absoluuttinen minimi (alle 0,1 g / m 3) - Etelämantereen yläpuolella . Suhteellinen kosteus muuttuu suhteellisen vähän leveysasteilla: esimerkiksi leveysasteilla 0-10° se on enintään 85%, leveysasteilla 30-40° - 70% ja leveysasteilla 60-70° - 80%. Huomattavaa suhteellisen kosteuden laskua havaitaan vain leveysasteilla 30-40° pohjoisella ja eteläisellä pallonpuoliskolla. Korkein keskimääräinen suhteellinen kosteus (90 %) havaittiin Amazonin suulla, alhaisin (28 %) Khartumissa (Niilin laaksossa).

kondensaatio ja sublimaatio. Vesihöyryllä kyllästetyssä ilmassa, kun sen lämpötila laskee kastepisteeseen tai vesihöyryn määrä siinä kasvaa, tiivistyminen - vesi muuttuu höyrytilasta nestemäiseksi. Alle 0 °C:n lämpötiloissa vesi voi nestemäisen tilan ohittaen mennä kiinteään tilaan. Tätä prosessia kutsutaan sublimaatio. Sekä kondensaatiota että sublimoitumista voi tapahtua ilmassa kondensaatioytimissä, maan pinnalla ja erilaisten esineiden pinnalla. Kun pohjapinnasta jäähtyvän ilman lämpötila saavuttaa kastepisteen, kylmälle pinnalle laskeutuu kaste, huura, nestemäiset ja kiinteät kerrostumat sekä huurre.

kaste - pieniä vesipisaroita, jotka usein sulautuvat yhteen. Se näkyy yleensä yöllä pinnalla, lämpösäteilyn seurauksena jäähtyneen kasvien lehdillä. Lauhkeilla leveysasteilla kastetta on 0,1-0,3 mm yössä ja 10-50 mm vuodessa.

Kuura - kova valkoinen sakka. Muodostuu samoissa olosuhteissa kuin kaste, mutta alle 0°:n lämpötiloissa (sublimaatio). Kun kastetta muodostuu, piilevää lämpöä vapautuu; huurteen muodostuessa lämpö päinvastoin imeytyy.

Nestemäinen ja kiinteä plakki - ohut vesi- tai jääkalvo, joka muodostuu pystypinnoille (seinät, pylväät jne.), kun kylmä sää vaihtuu lämpimäksi kostean ja lämpimän ilman kosketuksesta jäähtyneeseen pintaan.

Kuura - valkoinen irtonainen sedimentti, joka laskeutuu puihin, johtoihin ja rakennusten kulmiin kosteudella kyllästetystä ilmasta, jonka lämpötila on selvästi alle 0 °. jäätä. Se muodostuu yleensä syksyllä ja keväällä 0°, -5° lämpötilassa.

Kondensaatio- tai sublimaatiotuotteiden (vesipisaroiden, jääkiteiden) kertymistä ilman pintakerroksiin kutsutaan ns. sumu tai usva. Sumu ja usva eroavat pisaroiden koosta ja heikentävät näkyvyyttä eri tavalla. Sumussa näkyvyys on 1 km tai vähemmän, sumussa - yli 1 km. Pisaroiden kasvaessa usva voi muuttua sumuksi. Kosteuden haihtuminen pisaroiden pinnalta voi saada sumun muuttumaan sameaksi.

Jos vesihöyryn tiivistymistä (tai sublimoitumista) tapahtuu tietyllä korkeudella pinnan yläpuolella, pilviä. Ne eroavat sumusta sijainniltaan ilmakehässä, fyysiseltä rakenteeltaan ja muodoltaan. Pilvien muodostuminen johtuu pääasiassa nousevan ilman adiabaattisesta jäähtymisestä. Nouseessaan ja samalla vähitellen jäähtyessään ilma saavuttaa rajan, jossa sen lämpötila on yhtä suuri kuin kastepiste. Tätä rajaa kutsutaan kondensaatiotaso. Yläpuolella kondensaatioytimien läsnä ollessa alkaa vesihöyryn tiivistyminen ja voi muodostua pilviä. Näin ollen pilvien alaraja on käytännössä sama kuin kondensaatiotaso. Pilvien ylärajan määrää konvektiotaso - nousevien ilmavirtojen jakautumisen rajat. Se osuu usein yhteen viivekerrosten kanssa.

Korkealla, jossa nousevan ilman lämpötila on alle 0°, pilvessä ilmaantuu jääkiteitä. Kiteytyminen tapahtuu yleensä lämpötilassa -10°C, -15°C. Pilvessä ei ole terävää rajaa nestemäisten ja kiinteiden alkuaineiden sijainnin välillä, on voimakkaita siirtymäkerroksia. Pilven muodostavat vesipisarat ja jääkiteet kulkeutuvat ylöspäin nousevien virtojen mukana ja laskeutuvat taas alas painovoiman vaikutuksesta. Kondensaatiorajan alapuolelle jäävät pisarat voivat haihtua. Tiettyjen alkuaineiden vallitsevasta määrästä riippuen pilvet jaetaan veteen, jäähän, sekoituksiin.

Vesi Pilvet koostuvat vesipisaroista. Negatiivisessa lämpötilassa pilvessä olevat pisarat alijäähtyvät (-30 °C:seen asti). Pisaran säde on useimmiten 2-7 mikronia, harvoin jopa 100 mikronia. 1 cm 3 vesipilvessä on useita satoja pisaroita.

Jäätä Pilvet koostuvat jääkiteistä.

sekoitettu sisältävät erikokoisia vesipisaroita ja jääkiteitä samanaikaisesti. Lämpimänä vuodenaikana vesipilviä esiintyy pääasiassa troposfäärin alemmissa kerroksissa, sekoitettuna - keskellä, jäätä - ylemmässä. Nykyaikainen kansainvälinen pilvien luokittelu perustuu niiden jakoon korkeuden ja ulkonäön mukaan.

Ulkonäön ja korkeuden mukaan pilvet jaetaan 10 sukuun:

Minä perhe (ylempi taso):

1. laji. Cirrus (C)- erilliset herkät pilvet, kuitumainen tai lankamainen, ilman "varjoja", yleensä valkoisia, usein paistavia.

2. laji. Cirrocumulus (CC) - läpinäkyvien hiutaleiden ja pallojen kerroksia ja harjuja ilman varjoja.

3. laji. Cirrostratus (Cs) - ohut, valkoinen, läpikuultava vaippa.

Kaikki ylemmän tason pilvet ovat jäisiä.

II perhe (keskitaso):

4. laji. Altocumulus(AC) - valkoisten levyjen ja pallojen kerrokset tai harjanteet, akselit. Ne koostuvat pienistä vesipisaroista.

5. laji. Altostratus(Kuten) - sileä tai hieman aaltoileva harmaan värinen huntu. Ne ovat sekapilviä.

III perhe (alempi taso):

6. laji. Stratocumulus(Sс) - harmaan väristen lohkojen ja akselien kerrokset ja harjanteet. Koostuu vesipisaroista.

7. laji. kerroksittain(St) - harmaan pilvien verho. Yleensä nämä ovat vesipilviä.

8. laji. Nimbostratus(Ns) - muodoton harmaa kerros. Usein "; näihin pilviin liittyy taustalla oleva repaleinen sade (fn),

Strato-nimbus-pilviä sekoitettuna.

IV-perhe (pystysuuntaisen kehityksen pilvet):

9. laji. Cumulus(Si) - tiheitä pilvisiä mailoja ja kasoja, joiden pohja on lähes vaakasuora. Cumulus-pilvet ovat vettä, ja kumpupilviä, joiden reunat ovat repeytyneet, kutsutaan repeytyneiksi cumulusiksi. (Fc).

10. laji. Cumulonimbus(Sv) - pystysuoraan kehittyneet tiheät mailat, alaosassa vetiset, yläosassa jäiset.

Pilvien luonteen ja muodon määräävät prosessit, jotka aiheuttavat ilman jäähtymistä, mikä johtaa pilvien muodostumiseen. Tuloksena konvektio, Kuumennettaessa kehittyvä heterogeeninen pinta tuottaa kumpupilviä (perhe IV). Ne vaihtelevat riippuen konvektion voimakkuudesta ja kondensaatiotason sijainnista: mitä voimakkaampi konvektio, sitä korkeampi sen taso, sitä suurempi on kumpupilvien pystysuora voima.

Kun lämpimät ja kylmät ilmamassat kohtaavat, lämmin ilma pyrkii aina nousemaan kylmää ilmaa ylöspäin. Sen noustessa muodostuu pilviä adiabaattisen jäähtymisen seurauksena. Jos lämmin ilma nousee hitaasti hieman kaltevaa (1-2 km etäisyydellä 100-200 km) lämpimien ja kylmien massojen välistä rajapintaa pitkin (nouseva liukuprosessi), muodostuu jatkuva pilvikerros, joka ulottuu satojen kilometrien päähän (700- 900 km). Syntyy tyypillinen pilvijärjestelmä: alla on usein repaleisia sadepilviä (fn), niiden yläpuolella - kerrostunut sade (Ns), yläpuolella - korkeakerroksinen (Kuten), cirrostratus (Cs) ja cirruspilvet (KANSSA).

Siinä tapauksessa, että lämmintä ilmaa työntää voimakkaasti ylöspäin sen alla virtaava kylmä ilma, muodostuu erilainen pilvijärjestelmä. Koska kitkan aiheuttamat kylmän ilman pintakerrokset liikkuvat hitaammin kuin päällä olevat kerrokset, rajapinta sen alaosassa taipuu jyrkästi, lämmin ilma nousee lähes pystysuoraan ja siihen muodostuu cumulonimbus-pilviä. (Cb). Jos yllä havaitaan lämpimän ilman liukumista ylöspäin kylmän ilman yli, niin (kuten ensimmäisessä tapauksessa) kehittyvät nimbostratus-, altostratus- ja cirrostratus-pilvet (kuten ensimmäisessä tapauksessa). Jos ylöspäin liukuminen pysähtyy, pilviä ei muodostu.

Pilviä, jotka muodostuvat, kun lämmin ilma nousee kylmän ilman yli, kutsutaan edestä. Jos ilman nousu johtuu sen virtauksesta vuorten ja kukkuloiden rinteille, tässä tapauksessa muodostuvat pilvet ovat ns. orografinen. Inversiokerroksen alarajalle, joka erottaa tiheämmät ja vähemmän tiheät ilmakerrokset, ilmaantuu useita satoja metrejä pitkiä ja 20-50 m korkeita aaltoja, joiden harjalle, jossa ilma jäähtyy noustessa, muodostuu pilviä. ; pilvien muodostumista ei tapahdu harjanteiden välisissä syvennyksissä. Joten siellä on pitkiä yhdensuuntaisia ​​nauhoja tai akseleita. aaltoilevia pilviä. Sijainnin korkeudesta riippuen ne ovat altocumulus tai stratocumulus.

Jos ilmakehässä oli pilviä jo ennen aaltoliikkeen alkamista, ne tihenevät aaltojen harjalla ja tiheys laskee painumissa. Tuloksena on usein havaittu tummempien ja vaaleampien pilvisäiden vuorottelu. Ilman turbulenttisessa sekoittumisessa suurella alueella, esimerkiksi pinnan lisääntyneen kitkan seurauksena sen siirtyessä merestä maahan, muodostuu pilvikerros, joka eroaa eri osissa teholtaan epätasaisesti ja jopa katkeaa. Säteilyn aiheuttama lämpöhäviö yöllä talvella ja syksyllä aiheuttaa pilvien muodostumista ilmaan, jossa on korkea vesihöyrypitoisuus. Koska tämä prosessi etenee rauhallisesti ja jatkuvasti, muodostuu jatkuva pilvikerros, joka sulaa päivän aikana.

Ukonilma. Pilvien muodostumisprosessiin liittyy aina sähköistyminen ja ilmaisten varausten kerääntyminen pilviin. Sähköistymistä havaitaan jopa pienissä kumpupilvissä, mutta se on erityisen voimakasta pystysuorassa kehittyneissä voimakkaissa cumulonimbus-pilvissa, joiden yläosassa on alhainen lämpötila (t

Pilven eri varauksilla olevien osien välillä tai pilven ja maan välillä tapahtuu sähköpurkauksia - salama, mukana ukkonen. Tämä on ukkosmyrsky. Ukkosmyrskyn kesto on enintään useita tunteja. Maapallolla tapahtuu noin 2000 ukkosmyrskyä joka tunti. Suotuisia olosuhteita ukkosmyrskyjen esiintymiselle ovat voimakas konvektio ja pilvien korkea vesipitoisuus. Siksi ukkosmyrskyt ovat erityisen yleisiä maan päällä trooppisilla leveysasteilla (jopa 150 päivää vuodessa ukkosmyrskyjen kanssa), lauhkeilla leveysasteilla maan päällä - ukkosmyrskyillä 10-30 päivää vuodessa, merellä - 5-10. Ukkosmyrskyt ovat erittäin harvinaisia ​​napa-alueilla.

Valoilmiöitä ilmakehässä. Valosäteiden heijastuksen, taittumisen ja taittumisen seurauksena pisaroissa ja pilvien jääkiteissä ilmaantuu haloja, kruunuja, sateenkaareja.

Halo - nämä ovat ympyröitä, kaaria, vaaleita täpliä (vääriä aurinkoja), värillisiä ja värittömiä, jotka syntyvät ylemmän tason jääpilvissä, useammin cirrostratusissa. Halon monimuotoisuus riippuu jääkiteiden muodosta, niiden suunnasta ja liikkeestä; auringon korkeudella horisontin yläpuolella on merkitystä.

Kruunut - Aurinkoa tai Kuuta ympäröivät vaaleat, hieman värilliset renkaat, jotka ovat läpikuultavia ohuiden vesipilvien läpi. Valaisimen (halo) vieressä voi olla yksi kruunu, ja siellä voi olla useita "lisärenkaita", jotka on erotettu toisistaan. Jokaisella kruunulla on tähteen päin oleva sisäpuoli sininen, ulkopuoli punainen. Kruunujen ilmestymisen syynä on valon diffraktio sen kulkiessa pilven pisaroiden ja kiteiden välillä. Kruunun mitat riippuvat pisaroiden ja kiteiden koosta: mitä suurempia pisaroita (kiteitä), sitä pienempi kruunu ja päinvastoin. Jos pilvielementit suurentuvat pilvessä, kruunusäde pienenee vähitellen ja pilvielementtien koon pienentyessä (haihtuminen) se kasvaa. Suuret valkoiset kruunut auringon tai kuun ympärillä "vääriä aurinkoja"; pilarit ovat merkkejä hyvästä säästä.

Sateenkaari Se näkyy auringon valaiseman pilven taustalla, josta sadepisarat putoavat. Se on vaalea kaari, joka on maalattu spektriväreillä: kaaren ulkoreuna on punainen, sisäreuna on violetti. Tämä kaari on osa ympyrää, jonka keskipiste on yhdistetty "; akselilla"; (yksi suora viiva) tarkkailijan silmällä ja aurinkolevyn keskipisteellä. Jos Aurinko on matalalla horisontissa, tarkkailija näkee puolet ympyrästä; jos aurinko nousee, kaari pienenee, kun ympyrän keskipiste putoaa horisontin alapuolelle. Kun aurinko on >42°, sateenkaari ei ole näkyvissä. Lentokoneesta voit tarkkailla sateenkaaren lähes täydellisen ympyrän muodossa.

Pääsateenkaaren lisäksi on toissijaisia, hieman värillisiä. Sateenkaari muodostuu auringonvalon taittumisesta ja heijastuksesta vesipisaroissa. Pisaroille putoavat säteet tulevat pisaroista ikään kuin erottuvina, värjäytyneinä, ja näin tarkkailija näkee ne. Kun säteet taittuvat kahdesti pisarassa, ilmestyy toissijainen sateenkaari. Sateenkaaren väri, leveys ja toissijaisten kaarien tyyppi riippuvat pisaroiden koosta. Suuret pisarat antavat pienemmän mutta kirkkaamman sateenkaaren; kun pisarat pienenevät, sateenkaari levenee, sen värit muuttuvat epäselviksi; hyvin pienillä pisaroilla se on melkein valkoinen. Ilmakehän valoilmiöt, jotka aiheutuvat valonsäteen muutoksista pisaroiden ja kiteiden vaikutuksesta, antavat mahdollisuuden arvioida pilvien rakennetta ja tilaa ja niitä voidaan käyttää sääennusteissa.

Pilvisyys, päivittäinen ja vuosivaihtelu, pilvien jakautuminen.

Pilvisyys - taivaan pilvisyysaste: 0 - kirkas taivas, 10 - pilvinen, 5 - puolet taivaasta on pilvien peitossa, 1 - pilvet peittävät 1/10 taivaasta jne. Keskimääräistä pilvisyyttä laskettaessa, yksikön kymmenesosia käytetään myös esim.: 0,5 5,0, 8,7 jne. Päivittäisessä pilvisyydessä maan päällä on kaksi maksimia - aikaisin aamulla ja iltapäivällä. Aamulla lämpötilan lasku ja suhteellisen kosteuden nousu edistävät kerrospilvien muodostumista, iltapäivällä konvektion kehittymisen vuoksi ilmaantuu kumpupilviä. Kesällä päivittäinen maksimi on selvempi kuin aamu. Talvella kerrospilvet vallitsevat ja suurin pilvisyys on aamulla ja yöllä. Meren yllä päivittäinen pilvisyys on päinvastainen kuin maan päällä: suurin pilvisyys esiintyy yöllä, pienin - päivällä.

Vuosittainen pilvisyyden kulku on hyvin vaihtelevaa. Matalilla leveysasteilla pilvisyys ei muutu merkittävästi vuoden aikana. Mannerten yläpuolella konvektiopilvien suurin kehittyminen tapahtuu kesällä. Kesän pilvisyyden maksimi havaitaan monsuunikehityksen alueella sekä valtamerien yllä korkeilla leveysasteilla. Yleensä maapallon pilvisyyden jakautumisessa vyöhykejako on havaittavissa, mikä johtuu pääasiassa vallitsevasta ilmanliikkeestä - sen noususta tai laskusta. Kaksi maksimia havaitaan - päiväntasaajan yläpuolella kostean ilman voimakkaiden ylöspäin suuntautuvien liikkeiden vuoksi ja yli 60-70 ° kanssa. ja y.sh. ilman nousun yhteydessä lauhkeilla leveysasteilla vallitsevissa sykloneissa. Maan yllä pilvisyys on vähemmän kuin valtameren yläpuolella, ja sen vyöhyke on vähemmän selvä. Pilvyyden minimilämpötila on 20-30°S. ja s. sh. ja napoihin; ne liittyvät ilman alentamiseen.

Keskimääräinen vuotuinen pilvisyys koko maapallolla on 5,4; maan päällä 4,9; valtameren yli 5.8. Pienin keskimääräinen vuotuinen pilvisyys on Aswanissa (Egypti) 0,5. Suurin keskimääräinen vuotuinen pilvisyys (8,8) havaittiin Valkoisella merellä; Atlantin ja Tyynenmeren pohjoisille alueille ja Etelämantereen rannikolle on ominaista suuret pilvet.

Pilvillä on erittäin tärkeä rooli maantieteellisessä verhossa. Ne kuljettavat kosteutta, sateet liittyvät niihin. Pilvipeite heijastaa ja hajottaa auringon säteilyä ja samalla viivästyttää maan pinnan lämpösäteilyä sääteleen ilman alempien kerrosten lämpötilaa: ilman pilviä ilman lämpötilan vaihtelut muuttuisivat erittäin voimakkaiksi.

Sademäärä. Sade on vettä, joka on pudonnut pintaan ilmakehästä sateen, tihkusateen, rakeiden, lumen, rakeiden muodossa. Sadetta sataa pääasiassa pilvistä, mutta jokainen pilvi ei tuota sadetta. Pilven vesipisarat ja jääkiteet ovat hyvin pieniä, ilman helposti pidättelemiä, ja jopa heikot ylöspäin suuntautuvat virtaukset kuljettavat niitä ylöspäin. Sade edellyttää pilvielementtien kasvamista riittävän suuriksi voittamaan nousevat virrat ja ilmanvastuksen. Joidenkin pilven elementtien laajentuminen tapahtuu toisten kustannuksella, ensinnäkin pisaroiden sulautumisen ja kiteiden tarttumisen seurauksena, ja toiseksi, ja tämä on pääasia, joidenkin elementtien haihtumisen seurauksena. pilven hajoaminen ja vesihöyryn kondensoituminen muihin.

Pisaroiden tai kiteiden törmäys tapahtuu satunnaisten (pyörteisten) liikkeiden aikana tai kun ne putoavat eri nopeuksilla. Fuusioprosessia haittaa pisaroiden pinnalla oleva ilmakalvo, joka saa törmäävät pisarat pomppimaan, sekä samannimiset sähkövaraukset. Joidenkin pilvielementtien kasvu toisten kustannuksella vesihöyryn diffuusin siirtymisen vuoksi on erityisen voimakasta sekapilvissä. Koska maksimikosteus veden päällä on suurempi kuin jään päällä, pilvessä olevien jääkiteiden kohdalla vesihöyry voi kyllästää tilan, kun taas vesipisaroiden kohdalla kylläisyyttä ei tapahdu. Tämän seurauksena pisarat alkavat haihtua ja kiteet kasvavat nopeasti niiden pinnalle tiivistyneen kosteuden vuoksi.

Erikokoisten pisaroiden läsnä ollessa vesipilvessä alkaa vesihöyryn liikkuminen suurempiin pisaroihin ja niiden kasvu alkaa. Mutta koska tämä prosessi on hyvin hidas, vesipilvistä (kerros, stratocumulus) putoaa hyvin pieniä pisaroita (halkaisijaltaan 0,05-0,5 mm). Rakenteeltaan homogeeniset pilvet eivät yleensä tuota sadetta. Erityisen suotuisat olosuhteet sateen esiintymiselle pystysuuntaisissa pilvissä. Tällaisen pilven alaosassa on vesipisaroita, yläosassa on jääkiteitä, välivyöhykkeellä on alijäähdytettyjä pisaroita ja kiteitä.

Harvinaisissa tapauksissa, kun erittäin kosteassa ilmassa on suuri määrä kondensaatioytimiä, voidaan havaita yksittäisten sadepisaroiden saostumista ilman pilviä. Sadepisaroiden halkaisija on 0,05–7 mm (keskimäärin 1,5 mm), suuremmat pisarat hajoavat ilmassa. Putoaa halkaisijaltaan jopa 0,5 mm tihkusade.

Putoavat tihkusadepisarat ovat silmille huomaamattomia. Todellinen sade on sitä suurempi, sitä voimakkaampia nousevat ilmavirrat putoavat pisarat. Nousevalla ilmannopeudella 4 m/s putoavat maan pinnalle halkaisijaltaan vähintään 1 mm:n pisarat: nousevat ilmavirrat nopeudella 8 m / s ei voi voittaa edes suurimpia pudotuksia. Putoavien sadepisaroiden lämpötila on aina hieman alhaisempi kuin ilman lämpötila. Jos pilvestä putoavat jääkiteet eivät sula ilmassa, pintaan putoaa kiinteää sadetta (lunta, jyviä, rakeita).

Lumihiutaleet ovat kuusikulmaisia ​​jääkiteitä, joiden säteet muodostuvat sublimaatioprosessissa. Märät lumihiutaleet tarttuvat yhteen muodostaen lumihiutaleita. Lumipelletti on pallokiteet, jotka syntyvät jääkiteiden satunnaisesta kasvusta olosuhteissa, joissa suhteellinen kosteus on korkea (yli 100 %). Jos lumipelletti on peitetty ohuella jääkuorella, se muuttuu jäärouhetta.

rakeita putoaa lämpimänä vuodenaikana voimakkaista cumulonimbus-pilvistä . Yleensä rakeet ovat lyhytaikaisia. Raekivet muodostuvat jääpellettien toistuvan liikkeen seurauksena pilvessä ylös ja alas. Pudotessaan alas jyvät putoavat alijäähdytettyjen vesipisaroiden alueelle ja peittyvät läpinäkyvällä jääkuorella; sitten ne nousevat jälleen jääkiteiden vyöhykkeelle ja niiden pinnalle muodostuu läpinäkymätön kerros pieniä kiteitä.

Raekivessä on lumiydin ja sarja vuorotellen läpinäkyviä ja läpinäkymättömiä jääkuoria. Kuorien määrä ja rakeiden koko riippuvat siitä, kuinka monta kertaa se nousi ja putosi pilvessä. Useimmiten putoaa rakeita, joiden halkaisija on 6-20 mm, joskus on paljon suurempia. Yleensä rakeita sataa lauhkeilla leveysasteilla, mutta voimakkaimmin raekuuroja tulee tropiikissa. Napa-alueilla rakeita ei tule.

Sademäärä mitataan millimetreinä ilmoitetun vesikerroksen paksuudella, joka voisi muodostua sateen seurauksena vaakasuoralle pinnalle ilman haihtumista ja maaperään imeytymistä. Sateen intensiteetin (sademäärä millimetrien määrä minuutissa) mukaan sateet jaetaan heikkoon, kohtalaiseen ja runsaaseen. Sateen luonne riippuu niiden muodostumisolosuhteista.

yläpuolella sadetta, jolle on ominaista tasaisuus ja kesto, yleensä putoavat sateena nimbostratus-pilvistä.

Kova sade jolle on ominaista nopea intensiteetin muutos ja lyhyt kesto. Ne putoavat cumulus-kerrospilvistä sateen, lumen ja satunnaisen sateen ja rakeiden muodossa. Erilliset suihkut, joiden voimakkuus oli jopa 21,5 mm/min (Havaijin saaret), havaittiin.

Tihkuvaa sadetta putoaa stratocumulus- ja stratocumulus-pilvistä. Ne muodostavat pisarat (kylmällä säällä - pienimmät kiteet) ovat tuskin näkyvissä ja näyttävät olevan ilmassa.

Päivittäinen sademäärä osuu vuorokauden pilvisyyteen. Päivittäisiä sadekuvioita on kahdenlaisia ​​- mannermainen ja merellinen (rannikko). mannermainen tyyppi on kaksi maksimia (aamulla ja iltapäivällä) ja kaksi minimiä (yöllä ja ennen puoltapäivää). merellinen tyyppi- yksi maksimi (yö) ja yksi minimi (päivä). Vuotuinen sademäärä on erilainen eri leveysvyöhykkeillä ja saman vyöhykkeen eri osissa. Se riippuu lämmön määrästä, lämpötiloista, ilman liikkeestä, veden ja maan jakautumisesta sekä suurelta osin topografiasta. Vuotuisen sademäärän kaikkea monimuotoisuutta ei voida supistaa useisiin tyyppeihin, mutta voidaan huomata eri leveysasteille ominaisia ​​piirteitä, joiden avulla voidaan puhua sen vyöhykkeestä. Päiväntasaajan leveysasteille on ominaista kaksi sadekautta (päiväntasausten jälkeen), joita erottaa kaksi kuivaa vuodenaikaa. Trooppisten alueiden suunnassa vuotuisessa sademäärässä tapahtuu muutoksia, jotka ilmaistaan ​​kosteiden vuodenaikojen lähentymisessä ja niiden yhtymäkohdassa tropiikissa yhdeksi vuodenajalle rankkasateineen, jotka kestävät 4 kuukautta vuodessa. Subtrooppisilla leveysasteilla (35-40°) on myös yksi sadekausi, mutta se on talvella. Lauhkeilla leveysasteilla vuotuinen sademäärä on erilainen valtamerellä, maanosien sisäosissa ja rannikoilla. Talvisateet hallitsevat valtamerta ja kesäsateet mantereilla. Kesäiset sateet ovat myös tyypillisiä napa-leveysasteille. Vuotuinen sademäärä kussakin tapauksessa voidaan selittää vain ottamalla huomioon ilmakehän kierto.

Sademäärä on runsain päiväntasaajan leveysasteilla, joissa vuotuinen sademäärä on yli 1000-2000 mm. Tyynen valtameren päiväntasaajan saarilla putoaa jopa 4000-5000 mm vuodessa ja trooppisten saarten vuorten tuulenpuoleisilla rinteillä jopa 10000 mm. Runsaat sateet johtuvat erittäin kostean ilman voimakkaista konvektiivisista virroista. Päiväntasaajan leveysasteista pohjoiseen ja etelään sademäärä vähenee saavuttaen minimin lähellä 25-35 ° leveyttä, jossa niiden keskimääräinen vuotuinen määrä on enintään 500 mm. Mannerten sisäpuolella ja länsirannikolla sateet eivät satu paikoin useaan vuoteen. Lauhkeilla leveysasteilla sademäärä lisääntyy jälleen ja on keskimäärin 800 mm vuodessa; maanosien sisäosissa niitä on vähemmän (500, 400 ja jopa 250 mm vuodessa); valtameren rannoilla enemmän (jopa 1000 mm vuodessa). Korkeilla leveysasteilla, matalissa lämpötiloissa ja alhaisessa ilman kosteuspitoisuudessa vuotuinen sademäärä

Suurin keskimääräinen vuotuinen sademäärä sataa Cherrapunjissa (Intia) - noin 12 270 mm. Suurin vuotuinen sademäärä on noin 23 000 mm, pienin - yli 7 000 mm. Pienin mitattu keskimääräinen vuotuinen sademäärä on Assuanissa (0).

Maan pinnalle vuodessa sateen kokonaismäärä voi muodostaa sille yhtenäisen, jopa 1000 mm korkean kerroksen.

Lumipeite. Lumipeite muodostuu lumen putoamisesta maan pinnalle lämpötilassa, joka on riittävän alhainen sen ylläpitämiseksi. Sille on ominaista korkeus ja tiheys.

Lumipeitteen korkeus senttimetreinä mitattuna riippuu pintayksikölle sateisen sateen määrästä, lumen tiheydestä (massan ja tilavuuden suhde), maastosta, kasvipeitteestä ja myös lunta liikuttavassa tuulessa. Lauhkeilla leveysasteilla lumipeitteen tavanomainen korkeus on 30-50 cm. Sen korkein korkeus Venäjällä on Jenissein keskijuoksun altaassa - 110 cm. Vuoristossa se voi olla useita metrejä.

Lumipeite, jolla on korkea albedo ja korkea säteily, alentaa osaltaan ilman pintakerrosten lämpötilaa, erityisesti kirkkaalla säällä. Lumipeitteen yläpuolella ilman minimi- ja maksimilämpötilat ovat alhaisemmat kuin samoissa olosuhteissa, mutta ilman sitä.

Napa- ja vuoristoalueilla lumipeite on pysyvää. Lauhkeilla leveysasteilla sen esiintymisen kesto vaihtelee ilmasto-olosuhteiden mukaan. Kuukauden kestävää lumipeitettä kutsutaan vakaaksi. Tällaista lumipeitettä muodostuu vuosittain suurimmassa osassa Venäjän aluetta. Kauko pohjoisessa se kestää 8-9 kuukautta, keskialueilla - 4-6, Azovin ja Mustanmeren rannoilla lumipeite on epävakaa. Lumen sulaminen johtuu pääasiassa altistumisesta muualta tulevalle lämpimälle ilmalle. Auringonvalon vaikutuksesta noin 36 % lumipeitteestä sulaa. Lämmin sade auttaa sulamaan. Saastunut lumi sulaa nopeammin.

Lumi ei vain sula, vaan myös haihtuu kuivassa ilmassa. Mutta lumen haihtuminen on vähemmän tärkeää kuin sulaminen.

Nesteytys. Pintojen kostutusolosuhteiden arvioimiseksi ei riitä, että tietää vain sateen määrää. Samalla sademäärällä, mutta erilaisella haihtumisprosessilla, kostutusolosuhteet voivat olla hyvin erilaisia. Käytä kosteusolosuhteiden kuvaamiseksi kosteuskerroin (K), edustaa sademäärän suhdetta (r) haihtumiseen (Syödä) samalle ajanjaksolle.

Kosteus ilmaistaan ​​yleensä prosentteina, mutta se voidaan ilmaista myös murto-osana. Jos sademäärä on pienempi kuin haihtuminen, ts. Vastaanottaja alle 100 % (tai Vastaanottaja alle 1), kosteus on riittämätön. klo Vastaanottaja yli 100 % kosteutta voi olla liikaa, kun K=100 % se on normaalia. Jos K = 10 % (0,1) tai alle 10 %, puhutaan mitättömästä kosteudesta.

Puoliaavikoissa K on 30 %, mutta 100 % (100-150 %).

Maan pinnalle sataa vuoden aikana keskimäärin 511 tuhatta km 3 sadetta, josta maalle 108 tuhatta km 3 (21 %) ja loput valtamereen. Lähes puolet kaikista sateista on 20° pohjoista leveyttä. sh. ja 20°S sh. Napa-alueiden osuus sademäärästä on vain 4 %.

Maan pinnalta haihtuu keskimäärin yhtä paljon vettä vuodessa kuin sitä putoaa. Pää ";lähde"; ilmakehän kosteus on valtameri subtrooppisilla leveysasteilla, missä pinnan lämmitys luo olosuhteet maksimaaliselle haihtumiselle tietyssä lämpötilassa. Samoilla leveysasteilla maalla, missä haihtuminen on korkea, eikä mitään haihduttavaa, syntyy tyhjiä alueita ja aavikot. Koko valtameren osalta vesitase on negatiivinen (haihdutus on enemmän sadetta), maalla se on positiivinen (haihdutus on vähemmän sadetta). Kokonaistasapaino tasataan tyhjennyksen "ylijäämän" avulla; vettä maasta mereen.

tila tunnelmaa Maapalloa on tutkittu ... vaikutuksena säteilyyn ja lämpötilatunnelmaa sään määrittäminen ja... pinnat. Suurin osa lämpö sen vastaanottama energia tunnelmaa, tulee taustallapinnat ...

Lämpöenergia tulee ilmakehän alempiin kerroksiin pääasiassa alla olevasta pinnasta. Näiden kerrosten lämpöjärjestelmä

liittyy läheisesti maan pinnan lämpöjärjestelmään, joten sen tutkiminen on myös yksi meteorologian tärkeistä tehtävistä.

Tärkeimmät fysikaaliset prosessit, joissa maa vastaanottaa tai luovuttaa lämpöä, ovat: 1) säteilylämmönsiirto; 2) turbulenttinen lämmönvaihto alla olevan pinnan ja ilmakehän välillä; 3) molekyylilämmönvaihto maanpinnan ja alemman kiinteän viereisen ilmakerroksen välillä; 4) lämmönvaihto maakerrosten välillä; 5) vaihelämmönsiirto: lämmönkulutus veden haihduttamiseen, jään ja lumen sulamiseen maan pinnalla ja syvyydessä tai sen vapautumiseen käänteisprosessien aikana.

Maan pinnan ja vesistöjen lämpötila määräytyy niiden lämpöfysikaalisten ominaisuuksien perusteella. Valmistelun aikana tulee kiinnittää erityistä huomiota maaperän lämmönjohtavuusyhtälön (Fourier-yhtälön) johtamiseen ja analysointiin. Jos maaperä on tasainen pystysuunnassa, sen lämpötila t syvyydessä z hetkellä t voidaan määrittää Fourier-yhtälöstä

missä a- maaperän lämpödiffuusio.

Tämän yhtälön seurauksena ovat maaperän lämpötilan vaihteluiden etenemisen peruslait:

1. Värähtelyjakson invarianssin laki syvyyden kanssa:

T(z) = vakio(2)

2. Laki värähtelyjen amplitudin pienenemisestä syvyyden mukaan:

(3)

missä ja ovat amplitudit syvyyksissä a- syvyyksien välissä olevan maakerroksen lämpödiffuusivuus;

3. Laki värähtelyjen vaihesiirrosta syvyyden kanssa (viiveen laki):

(4)

missä on viive, ts. ero saman värähtelyvaiheen (esimerkiksi maksimi) alkamishetkien välillä syvyyksissä ja lämpötilanvaihteluiden välillä tunkeutuu maaperään syvälle znp määritellään suhteella:

(5)

Lisäksi on tarpeen kiinnittää huomiota useisiin seurauksiin, jotka johtuvat värähtelyjen amplitudin pienenemisen laista syvyyden kanssa:

a) syvyydet, joissa eri maaperässä ( ) lämpötilan vaihteluiden amplitudit samalla ajanjaksolla ( = T 2) Saman määrän laskut liittyvät toisiinsa näiden maaperän lämpödiffuusiivisuuden neliöjuurina

b) syvyydet, joilla samassa maaperässä ( a= const) lämpötilan vaihteluiden amplitudit eri jaksoilla ( ) pienentää saman verran =vakio, liittyvät toisiinsa värähtelyjaksojen neliöjuurina

(7)

On tarpeen ymmärtää selvästi maaperään lämpövirran muodostumisen fyysinen merkitys ja ominaisuudet.

Maaperän lämpövuon pintatiheys määritetään kaavalla:

missä λ on maaperän pystysuoran lämpötilagradientin lämmönjohtavuuskerroin.

Välitön arvo R ilmaistaan ​​kW/m lähimpään sadasosaan, summat R - MJ / m 2 (tunti ja päivä - sadasosaan, kuukausittain - yksikköihin, vuosittain - kymmeniin asti).

Keskimääräinen pintalämpövuon tiheys maan pinnan läpi ajanjaksolla t kuvataan kaavalla

jossa C on maaperän tilavuuslämpökapasiteetti; intervalli; z „s- lämpötilan vaihteluiden tunkeutumissyvyys; ∆tcp- maaperän kerroksen keskilämpötilan ja syvyyden välinen ero znp välin m lopussa ja alussa. Annetaan tärkeimmät esimerkit tehtävistä aiheesta "Maaperän lämpötila".

Tehtävä 1. Millä syvyydellä se pienenee e kertaa maaperän vuorokausivaihteluiden amplitudi lämpödiffuusiokertoimella a\u003d 18,84 cm 2 / h?

Päätös. Yhtälöstä (3) seuraa, että vuorokausivaihteluiden amplitudi pienenee kertoimella e ehtoa vastaavalla syvyydellä

Tehtävä 2. Laske päivittäisten lämpötilavaihteluiden tunkeutumissyvyys graniittiin ja kuivaan hiekkaan, jos naapurialueiden äärimmäiset pintalämpötilat ovat graniittimaalla 34,8 °C ja 14,5 °C ja kuivalla hiekkamaalla 42,3 °C ja 7,8 °C . graniitin lämpödiffuusio a g \u003d 72,0 cm 2 / h, kuiva hiekka a n \u003d 23,0 cm 2 / h.

Päätös. Graniitin ja hiekan pinnan lämpötila-amplitudi on yhtä suuri:

Tunkeutumissyvyys otetaan huomioon kaavalla (5):

Graniitin suuremman lämpödiffusiivisuuden ansiosta saimme myös suuremman tunkeutumissyvyyden päivittäisiin lämpötilavaihteluihin.

Tehtävä 3. Olettaen, että ylemmän maakerroksen lämpötila muuttuu lineaarisesti syvyyden mukaan, tulisi laskea pintalämpövuon tiheys kuivassa hiekassa, jos sen pintalämpötila on 23,6 "KANSSA, ja lämpötila 5 cm:n syvyydessä on 19,4 °C.

Päätös. Maaperän lämpötilagradientti tässä tapauksessa on yhtä suuri:

Kuivan hiekan lämmönjohtavuus λ= 1,0 W/m*K. Lämpövirta maaperään määritetään kaavalla:

P = -λ - = 1,0 84,0 10 "3 \u003d 0,08 kW / m 2

Ilmakehän pintakerroksen lämpötila määräytyy pääasiassa turbulenttisella sekoituksella, jonka voimakkuus riippuu dynaamisista tekijöistä (maanpinnan karheus ja tuulen nopeuden gradientit eri tasoilla, liikkeen mittakaava) ja lämpötekijöistä (lämpenemisen epähomogeenisuus) pinnan eri osien ja pystysuoran lämpötilan jakautumisen).

Turbulentin sekoittumisen voimakkuuden karakterisoimiseksi käytetään turbulenttista vaihtokerrointa MUTTA ja turbulenssikerroin TO. Ne liittyvät suhteeseen

K \u003d A / p(10)

missä R - ilman tiheys.

Turbulenssikerroin Vastaanottaja mitattuna m 2 / s, sadasosien tarkkuudella. Yleensä ilmakehän pintakerroksessa käytetään turbulenssikerrointa TO] korkealla G"= 1 m. Pintakerroksen sisällä:

missä z- korkeus (m).

Sinun on tiedettävä määrittämisen perusmenetelmät TO\.

Tehtävä 1. Laske pystysuoran lämpövuon pintatiheys ilmakehän pintakerroksessa sen alueen läpi, jolla ilman tiheys on normaali, turbulenssikerroin on 0,40 m 2 /s ja pystysuora lämpötilagradientti on 30,0 °C/100m.

Päätös. Laskemme pystysuoran lämpövuon pintatiheyden kaavalla

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

Tutkia ilmakehän pintakerroksen lämpötilaan vaikuttavia tekijöitä sekä vapaan ilmakehän lämpötilan jaksoittaisia ​​ja ei-jaksollisia muutoksia. Maan pinnan ja ilmakehän lämpötasapainon yhtälöt kuvaavat Maan aktiivisen kerroksen vastaanottaman energian säilymisen lakia. Harkitse lämpötaseen päivittäistä ja vuosittaista kulkua ja sen muutosten syitä.

Kirjallisuus

Luku Sh, ch. 2 § 1 -8.

Kysymyksiä itsetutkiskelua varten

1. Mitkä tekijät määräävät maaperän ja vesistöjen lämpötilan?

2. Mikä on lämpöfysikaalisten ominaisuuksien fyysinen merkitys ja miten ne vaikuttavat maaperän, ilman ja veden lämpötilajärjestelmään?

3. Mistä maaperän pinnan lämpötilan päivittäisten ja vuosittaisten vaihteluiden amplitudit riippuvat ja miten ne riippuvat?

4. Muotoile lämpötilan vaihteluiden jakautumisen peruslait maaperässä?

5. Mitä seurauksia on maaperän lämpötilan vaihteluiden jakautumisen perussäännöillä?

6. Mitkä ovat päivittäisten ja vuosittaisten lämpötilavaihteluiden keskimääräiset tunkeutumissyvyydet maaperässä ja vesistöissä?

7. Mikä on kasvillisuuden ja lumipeitteen vaikutus maaperän lämpötiloihin?

8. Mitkä ovat vesistöjen lämpötilan ominaisuudet, toisin kuin maaperän lämpöjärjestelmä?

9. Mitkä tekijät vaikuttavat ilmakehän turbulenssin voimakkuuteen?

10. Mitä turbulenssin kvantitatiivisia ominaisuuksia tiedät?

11. Mitkä ovat tärkeimmät menetelmät turbulenssikertoimen määrittämiseksi, niiden edut ja haitat?

12. Piirrä ja analysoi turbulenssikertoimen päivittäinen kulku maan ja veden pinnalla. Mitkä ovat syyt niiden eroon?

13. Miten ilmakehän pintakerroksen pystysuoran turbulentin lämpövuon pintatiheys määritetään?

Maaperä on osa ilmastojärjestelmää, joka on aktiivisin maan pinnalle tulevan auringon lämmön kerääjä.

Pohjapinnan lämpötilan päivittäisellä kurssilla on yksi maksimi ja yksi minimi. Minimi tapahtuu auringonnousun aikoihin, maksimi iltapäivällä. Vuorokauden syklin vaihe ja vuorokausiamplitudi riippuvat vuodenajasta, pohjapinnan tilasta, määrästä ja sademäärästä sekä asemien sijainnista maaperän tyypistä ja sen mekaanisesta koostumuksesta.

Mekaanisen koostumuksen mukaan maaperät jaetaan hiekka-, hiekka- ja savimaihin, jotka eroavat lämpökapasiteetin, lämpödiffuusiivisuuden ja geneettisten ominaisuuksien (erityisesti värin) suhteen. Tumma maaperä imee enemmän auringon säteilyä ja lämpenee siksi enemmän kuin kevyt maaperä. Hiekkainen ja hiekkainen savimaa, jolle on ominaista pienempi, lämpimämpi kuin savi.

Taustalla olevan pinnan lämpötilan vuotuinen kulku osoittaa yksinkertaisen jaksollisuuden, jonka minimi on talvella ja maksimi kesällä. Suurimmassa osassa Venäjän aluetta korkein maaperän lämpötila havaitaan heinäkuussa, Kaukoidässä Okhotskinmeren rannikkokaistaleella ja - heinä-elokuussa, Primorskyn alueen eteläosassa - elokuussa. .

Pohjapinnan enimmäislämpötilat suurimman osan vuotta kuvaavat maaperän äärimmäistä lämpötilaa, ja vain kylmimpien kuukausien aikana - pintaa.

Sääolosuhteet, jotka suotuisat pohjapinnan saavuttaa maksimilämpötilat ovat: lievästi pilvinen sää, jolloin auringon säteilyn sisäänvirtaus on suurin; alhaiset tuulennopeudet tai tyyni, koska tuulen nopeuden lisääntyminen lisää kosteuden haihtumista maaperästä; pieni määrä sadetta, koska kuivalle maaperälle on ominaista alhaisempi lämmön ja lämmön diffuusio. Lisäksi kuivassa maaperässä haihduttamiseen kuluu vähemmän lämpöä. Absoluuttiset lämpötilamaksimit havaitaan siis yleensä kirkkaimpina aurinkoisina päivinä kuivalla maaperällä ja yleensä iltapäivällä.

Pintalämpötilan absoluuttisten vuosimaksimien keskiarvojen maantieteellinen jakauma on samanlainen kuin maanpinnan kuukausittaisten keskilämpötilojen isogeotermien jakauma kesäkuukausina. Isogeotermit ovat pääasiassa leveyssuuntaisia. Merien vaikutus maanpinnan lämpötilaan ilmenee siinä, että Japanin länsirannikolla sekä Sahalinilla ja Kamtšatkassa isogeotermien leveyssuunta häiriintyy ja tulee lähelle meridionaalia (toistaa rannikko). Venäjän eurooppalaisessa osassa pintalämpötilan absoluuttisten vuotuisten maksimien keskiarvot vaihtelevat pohjoisten merien rannikon 30-35°C:sta Rostovin eteläpuolisen 60-62°C:een. Alue Krasnodarin ja Stavropolin alueilla, Kalmykian tasavallassa ja Dagestanin tasavallassa. Alueella maanpinnan pinnan lämpötilan absoluuttisten vuosimaksimien keskiarvo on 3–5°C alempi kuin lähialueen tasaisilla alueilla, mikä liittyy nousujen vaikutukseen alueen sademäärän ja maaperän kosteuden lisääntymiseen. Vallitsevista tuulista kukkuloiden suljetuille tasangoille alueille on ominaista vähentynyt sademäärä ja alhaisemmat tuulen nopeudet, ja sen seurauksena maaperän pinnan äärilämpötilojen kohonneet arvot.

Äärimmäisten lämpötilojen nopein nousu pohjoisesta etelään tapahtuu siirtymävyöhykkeellä metsästä ja vyöhykkeistä vyöhykkeelle, mikä liittyy sademäärän vähenemiseen aroalueella ja maaperän koostumuksen muutokseen. Etelässä, kun maaperän kosteuspitoisuus on yleisesti alhainen, samat muutokset maaperän kosteudessa vastaavat merkittävämpiä eroja maaperän lämpötilassa, jotka eroavat mekaanisesta koostumuksesta.

Myös pohjapinnan lämpötilan absoluuttisten vuotuisten maksimiarvojen keskiarvo laskee jyrkästi etelästä pohjoiseen Venäjän Euroopan osan pohjoisilla alueilla siirtymisen aikana metsävyöhykkeeltä vyöhykkeisiin ja tundra-alueisiin. liiallinen kosteus. Venäjän Euroopan osan pohjoiset alueet eroavat muun muassa aktiivisesta syklonisesta aktiivisuudesta johtuen eteläisistä alueista lisääntyneellä pilvisyydellä, mikä vähentää jyrkästi auringon säteilyn saapumista maan pinnalle.

Venäjän Aasian osassa alhaisimmat keskimääräiset absoluuttiset maksimit ovat saarilla ja pohjoisessa (12–19°C). Kun siirrymme etelään, äärimmäiset lämpötilat nousevat, ja Venäjän pohjoisosassa Euroopan ja Aasian osissa tämä nousu on voimakkaampaa kuin muualla alueella. Alueilla, joissa sademäärä on pieni (esimerkiksi Lena- ja Aldan-jokien väliset alueet), erotetaan kohonneiden äärilämpötilojen taskut. Koska alueet ovat hyvin monimutkaisia, maaperän pinnan äärilämpötilat vaihtelevat eri muodoissa (vuoristoalueet, altaat, alamaat, suurten Siperian jokien laaksot) sijaitsevilla asemilla suuresti. Pohjapinnan absoluuttisten vuotuisten maksimilämpötilojen keskiarvot saavuttavat korkeimmat arvot Venäjän Aasian eteläosassa (rannikkoalueita lukuun ottamatta). Primorsky Krain eteläosassa absoluuttisten vuosimaksimien keskiarvo on alhaisempi kuin samalla leveysasteella sijaitsevilla manneralueilla. Täällä niiden arvot saavuttavat 55–59 °С.

Pohjapinnan vähimmäislämpötiloja havaitaan myös varsin spesifisissä olosuhteissa: kylmimpinä öinä, auringonnousun läheisinä tunteina, antisyklonisissa sääolosuhteissa, jolloin alhainen pilvisyys suosii maksimitehokasta säteilyä.

Keskimääräisten isogeotermien jakauma taustalla olevan pintalämpötilan absoluuttisista vuosiminimeistä on samanlainen kuin vähimmäisilman lämpötilojen isotermien jakauma. Suurimmalla osalla Venäjän aluetta eteläisiä ja pohjoisia alueita lukuun ottamatta pohjapinnan absoluuttisten vuosittaisten minimilämpötilojen keskimääräiset isogeotermit ottavat meridionaalisen suunnan (laskee lännestä itään). Venäjän eurooppalaisessa osassa pohjapinnan absoluuttisten vuosittaisten minimilämpötilojen keskiarvo vaihtelee läntisen ja eteläisen alueen -25°C:sta itäisten ja erityisesti koillisalueiden -40 ... -45°C:een. (Timan Ridge ja Bolshezemelskaya tundra). Korkeimmat absoluuttisten vuotuisten lämpötilaminimien keskiarvot (–16…–17°C) ovat Mustanmeren rannikolla. Suurimmassa osassa Venäjän Aasian osia absoluuttisten vuotuisten minimien keskiarvo vaihtelee -45 ... -55 ° С:n sisällä. Tällainen merkityksetön ja melko tasainen lämpötilan jakautuminen laajalle alueelle liittyy vähimmäislämpötilojen muodostumisen olosuhteiden yhdenmukaisuuteen Siperian vaikutuksille alttiilla alueilla.

Itä-Siperian monimutkaisilla alueilla, erityisesti Sakhan tasavallassa (Jakutia), säteilytekijöiden ohella kohokuviot vaikuttavat merkittävästi minimilämpötilojen laskuun. Täällä vuoristoisen maan vaikeissa oloissa syvennyksissä ja altaissa luodaan erityisen suotuisat olosuhteet alla olevan pinnan jäähdyttämiselle. Sakhan tasavallalla (Jakutia) on alhaisimmat pintalämpötilan absoluuttisten vuosittaisten minimien keskiarvot Venäjällä (-57…-60°С).

Arktisten merien rannikolla aktiivisen talvisyklonisen toiminnan kehittymisen vuoksi vähimmäislämpötilat ovat korkeammat kuin sisäosissa. Isogeotermeillä on lähes leveyssuuntainen suunta ja absoluuttisten vuosiminimien keskiarvon lasku pohjoisesta etelään tapahtuu melko nopeasti.

Rannikolla isogeotermit toistavat rantojen ääriviivat. Aleutin minimin vaikutus ilmenee rannikkovyöhykkeen vuosittaisten absoluuttisten minimien keskiarvon nousuna verrattuna sisämaan alueisiin, erityisesti Primorsky Krain etelärannikolla ja Sahalinilla. Vuosittaisten absoluuttisten minimien keskiarvo on –25…–30°С.

Maaperän jäätyminen riippuu negatiivisten ilman lämpötilojen suuruudesta kylmänä vuodenaikana. Tärkein maan jäätymistä estävä tekijä on lumipeite. Sen ominaisuudet, kuten muodostumisaika, teho, esiintymisen kesto, määräävät maaperän jäätymissyvyyden. Myöhäinen lumipeitteen muodostuminen edistää maaperän suurempaa jäätymistä, koska talven ensimmäisellä puoliskolla maan jäätymisintensiteetti on suurin ja päinvastoin lumipeitteen varhainen muodostuminen estää maaperän merkittävän jäätymisen. Lumipeiteen paksuuden vaikutus on selkein alueilla, joilla ilman lämpötila on alhainen.

Samalla jäätymissyvyydellä riippuu maaperän tyypistä, sen mekaanisesta koostumuksesta ja kosteudesta.

Esimerkiksi Länsi-Siperian pohjoisilla alueilla, joilla on matala ja paksu lumipeite, maan jäätymissyvyys on pienempi kuin eteläisillä ja lämpimämmillä alueilla, joilla on pieni. Erikoinen kuva on alueilla, joilla on epävakaa lumipeite (Venäjän Euroopan osan eteläiset alueet), joilla se voi myötävaikuttaa maaperän jäätymisen syvyyden lisääntymiseen. Tämä johtuu siitä, että toistuvissa pakkasen ja sulan vaihteluissa ohuen lumipeitteen pinnalle muodostuu jääkuori, jonka lämmönjohtavuuskerroin on useita kertoja suurempi kuin lumen ja veden lämmönjohtavuus. Maaperä tällaisen kuoren läsnä ollessa jäähtyy ja jäätyy paljon nopeammin. Kasvillisuuden esiintyminen vähentää maaperän jäätymisen syvyyttä, koska se säilyttää ja kerää lunta.