Reżim termiczny podłoża i atmosfery krótko. Reżim termiczny podłoża. Zmiana amplitudy temperatury dobowej wraz z wysokością

Ogrzewanie powierzchni n n n Bilans cieplny powierzchni określa jej temperaturę, wielkość i zmianę. Po podgrzaniu powierzchnia ta przenosi ciepło (w zakresie fal długich) zarówno do warstw leżących poniżej, jak i do atmosfery. Ta powierzchnia nazywana jest powierzchnią aktywną.

n n Rozchodzenie się ciepła z powierzchni aktywnej zależy od składu podłoża i jest determinowane przez jej pojemność cieplną i przewodność cieplną. Na powierzchni kontynentów podstawowym podłożem jest gleba, w oceanach (morze) - woda.

n Gleby na ogół mają niższą pojemność cieplną niż woda i wyższą przewodność cieplną. Dlatego gleby nagrzewają się szybciej niż woda, ale też szybciej się ochładzają. n Woda nagrzewa się wolniej i wolniej oddaje ciepło. Ponadto, gdy powierzchniowe warstwy wody ochładzają się, następuje konwekcja termiczna, której towarzyszy mieszanie.

n n n n Temperatura jest mierzona termometrami w stopniach: W układzie SI - w stopniach Kelvina ºK Niesystemowa: w stopniach Celsjusza ºС i stopniach Fahrenheita ºF. 0ºK = - 273ºC. 0 ºF = -17,8 °C 0 ºC = 32 ºF

ºC=0,56*F-17,8 ºF=1,8*C+32

Dobowe wahania temperatury w glebach n n n Przeniesienie ciepła z warstwy na warstwę wymaga czasu, a momenty wystąpienia maksymalnych i minimalnych temperatur w ciągu dnia są opóźnione co 10 cm o około 3 godziny. Amplituda wahań dobowych temperatury wraz z głębokością zmniejsza się 2 razy na każde 15 cm. Na średniej głębokości około 1 m dzienne wahania temperatury gleby „zanikają”. Warstwa, w której ustają wahania dobowych wartości temperatury, nazywana jest warstwą stałej temperatury dobowej.

n n Amplituda wahań dobowych temperatury wraz z głębokością zmniejsza się 2 razy na każde 15 cm. Na średniej głębokości około 1 m dzienne wahania temperatury gleby „zanikają”. Warstwa, w której ustają wahania dobowych wartości temperatury, nazywana jest warstwą stałej temperatury dobowej.

Dzienna zmiana temperatury w glebie na różnych głębokościach od 1 do 80 cm Pavlovsk, maj.

Roczne wahania temperatury w glebach n n W ciągu roku maksymalne i minimalne temperatury są opóźnione średnio o 20-30 dni na metr.

Roczne wahania temperatury w glebie na różnych głębokościach od 3 do 753 cm w Kaliningradzie

Dobowy przebieg temperatury powierzchni ziemi n n n W dobowym przebiegu temperatury powierzchni, suchej i pozbawionej roślinności, w pogodny dzień maksimum występuje po 13-14 godzinach, a minimum – w okolicach wschodu słońca. Zachmurzenie może zakłócać dobowe wahania temperatury, powodując przesunięcie w maksimum i minimum. Wilgotność i roślinność na powierzchni mają duży wpływ na przebieg temperatury.

n n Maksymalna temperatura powierzchni w ciągu dnia może wynosić +80 ºС i więcej. Dzienne amplitudy temperatury sięgają 40 ºС. Wartości skrajnych wartości i amplitudy temperatur zależą od szerokości geograficznej miejsca, pory roku, zachmurzenia, właściwości termicznych powierzchni, jej barwy, szorstkości, charakteru pokrywy roślinnej, orientacji stoku (ekspozycji).

n Momenty maksimów temperatury w zbiornikach wodnych są opóźnione w porównaniu z lądem. Maksimum następuje około 1415 godzin, minimum 2-3 godziny po wschodzie słońca.

Dzienne wahania temperatury wody morskiej n n Dzienne wahania temperatury na powierzchni Oceanu na dużych szerokościach geograficznych wynoszą średnio tylko 0,1 ºС, w klimacie umiarkowanym 0,4 ºС, w strefie tropikalnej - 0,5 ºС. Głębokość penetracji tych drgań wynosi 15-20 m.

Roczne zmiany temperatury lądu n n Najcieplejszym miesiącem na półkuli północnej jest lipiec, a najzimniejszym miesiącem styczeń. Roczne amplitudy wahają się od 5 ºС na równiku do 60-65 ºС w ostro kontynentalnych warunkach strefy umiarkowanej.

Roczny przebieg temperatury w oceanie n n Maksymalne i minimalne roczne temperatury na powierzchni oceanu są opóźnione o około miesiąc w porównaniu z lądem. Maksimum na półkuli północnej przypada na sierpień, minimum na luty. Roczne amplitudy temperatury na powierzchni Oceanu od 1 ºC na równikowych szerokościach geograficznych do 10,2 ºC w umiarkowanych szerokościach geograficznych. Roczne wahania temperatury przenikają na głębokość 200-300 m.

Przekazywanie ciepła do atmosfery n n Powietrze atmosferyczne jest lekko nagrzewane przez bezpośrednie działanie promieni słonecznych. Atmosfera jest ogrzewana przez znajdującą się pod nią powierzchnię. Ciepło oddawane jest do atmosfery na drodze konwekcji, adwekcji oraz w wyniku wydzielania się ciepła podczas kondensacji pary wodnej.

Wymiana ciepła podczas kondensacji n n Woda zamieniana jest w parę wodną przez ogrzewanie powierzchni. Para wodna jest odprowadzana przez unoszące się powietrze. Gdy temperatura spada, może zamienić się w wodę (kondensacja). To uwalnia ciepło do atmosfery.

Proces adiabatyczny n n n We wznoszącym się powietrzu temperatura zmienia się w wyniku procesu adiabatycznego (poprzez zamianę energii wewnętrznej gazu na pracę i pracę na energię wewnętrzną). Unoszące się powietrze rozszerza się, wykonuje pracę, do której zużywa energię wewnętrzną, a jego temperatura spada. Przeciwnie, opadające powietrze jest sprężane, energia wydatkowana na to jest uwalniana, a temperatura powietrza wzrasta.

n n Suche lub zawierające parę wodną, ​​ale nienasycone powietrze, wznoszące się, ochładza się adiabatycznie o 1 ºС na każde 100 m. Powietrze nasycone parą wodną schładza się o 0,6 ºС, gdy wznosi się na 100 m, ponieważ występuje w nim kondensacja, której towarzyszy wydzielanie ciepła.

Podczas opuszczania zarówno suche, jak i wilgotne powietrze nagrzewa się jednakowo, ponieważ nie dochodzi do kondensacji wilgoci. n Na każde 100 m zjazdu powietrze nagrzewa się o 1ºC. n

Inwersja n n n Wzrost temperatury wraz z wysokością nazywa się inwersją, a warstwa, w której temperatura wzrasta wraz z wysokością, nazywana jest warstwą inwersyjną. Rodzaje inwersji: - Inwersja promieniowania - inwersja promieniowania, powstająca po zachodzie słońca, kiedy promienie słoneczne ogrzewają górne warstwy; - Inwersja adwekcyjna - powstaje w wyniku wtargnięcia (adwekcji) ciepłego powietrza na zimną powierzchnię; - Inwersja orograficzna - zimne powietrze napływa do zagłębień i tam zalega.

Rodzaje rozkładu temperatury z wysokością a - inwersja powierzchni, b - izoterma powierzchni, c - inwersja w wolnej atmosferze

Adwekcja n n Intruzja (adwekcja) masy powietrza uformowanej w innych warunkach na dane terytorium. Masy powietrza ciepłego powodują wzrost temperatury powietrza na danym obszarze, masy powietrza zimnego powodują spadek.

Dzienna zmienność temperatury w atmosferze n n n Dzienna i roczna zmienność temperatury w dolnej troposferze do wysokości 2 km odzwierciedla zmienność temperatury powierzchni. Wraz z odległością od powierzchni amplitudy wahań temperatury maleją, a momenty maksimum i minimum są opóźnione. Dobowe wahania temperatury powietrza zimą zauważalne są do wysokości 0,5 km, latem - do 2 km. W warstwie 2 m dzienne maksimum przypada na około 14-15 godzin, a minimum po wschodzie słońca. Amplituda dobowej amplitudy temperatury maleje wraz ze wzrostem szerokości geograficznej. Największy w subtropikalnych szerokościach geograficznych, najmniejszy w polarnym.

n n n Linie o równych temperaturach nazywane są izotermami. Izoterma o najwyższej średniej rocznej temperaturze nazywana jest „równikiem termicznym”. cii.

Roczna zmiana temperatury powietrza n n n Zależy od szerokości geograficznej. Od równika do biegunów wzrasta roczna amplituda wahań temperatury powietrza. Istnieją 4 rodzaje rocznych zmian temperatury w zależności od wielkości amplitudy i czasu wystąpienia ekstremalnych temperatur.

n n Typ równikowy - dwa maksima (po równonocy) i dwa minima (po przesileniach). Amplituda na Oceanie wynosi około 1 ºС, nad lądem - do 10 ºС. Temperatura jest dodatnia przez cały rok. Typ tropikalny - jedno maksimum (po przesileniu letnim) i jedno minimum (po przesileniu zimowym). Amplituda nad Oceanem wynosi około 5 ºС, na lądzie - do 20 ºС. Temperatura jest dodatnia przez cały rok.

n n Typ umiarkowany - jedno maksymalne (nad lądem w lipcu, nad oceanem - w sierpniu) i jedno minimalne (na lądzie w styczniu, na oceanie - w lutym), cztery pory roku. Roczna amplituda temperatury wzrasta wraz ze wzrostem szerokości geograficznej i odległością od oceanu: na wybrzeżu 10 ºC, daleko od oceanu – 60 ºC i więcej. Temperatura w zimnych porach roku jest ujemna. Typ polarny - zima jest bardzo długa i mroźna, lato krótkie i chłodne. Roczna amplituda wynosi 25 ºС i więcej (na lądzie do 65 ºС). Przez większość roku temperatura jest ujemna.

n Czynnikami komplikującymi roczne wahania temperatury, jak również dobowe wahania, są charakter podłoża (roślinność, pokrywa śnieżna lub lodowa), wysokość terenu, oddalenie od oceanu, wnikanie mas powietrza o różnym reżimie termicznym

n n n Średnia temperatura powietrza w pobliżu powierzchni ziemi na półkuli północnej w styczniu +8 ºС, w lipcu +22 ºС; na południu - w lipcu +10 ºС, w styczniu +17 ºС. Roczne amplitudy wahań temperatury powietrza wynoszą 14 ºC na półkuli północnej i tylko 7 ºC na południowej, co wskazuje na niższą kontynentalność półkuli południowej. Średnia roczna temperatura powietrza w pobliżu powierzchni ziemi wynosi na ogół +14 ºС.

Rekordziści świata n n n Absolutne maksimum temperatury powietrza zaobserwowano: na półkuli północnej - w Afryce (Libia, +58, 1 ºС) i na wyżynach meksykańskich (Sao Louis, +58 ºС). na półkuli południowej - w Australii (+51ºС), absolutne minima odnotowano na Antarktydzie (-88,3 ºС, stacja Wostok) i na Syberii (Wierchojańsk, -68 ºС, Ojmiakon, -77,8 ºС). Średnia roczna temperatura jest najwyższa w Afryce Północnej (Lu, Somalia, +31 ºС), najniższa - na Antarktydzie (stacja Wostok, -55, 6 ºС).

Pasy termiczne n n n Są to strefy równoleżnikowe Ziemi o określonych temperaturach. Ze względu na nierównomierne rozmieszczenie lądów i oceanów, prądów powietrznych i wodnych, strefy termiczne nie pokrywają się ze strefami iluminacji. Za granice pasów przyjmuje się izotermy - linie o równych temperaturach.

Strefy termiczne n n Istnieje 7 stref termicznych. - strefa gorąca, położona między roczną izotermą +20 ºС półkuli północnej i południowej; - dwie strefy umiarkowane od równika ograniczone roczną izotermą +20 ºС, a od biegunów izotermą +10 ºС najcieplejszego miesiąca; - dwa zimne pasy zlokalizowane między izotermami +10 ºС i 0 ºС najcieplejszego miesiąca;

Powierzchnia bezpośrednio ogrzewana przez promienie słoneczne i oddająca ciepło do leżących poniżej warstw i powietrza nazywa się aktywny. Temperaturę powierzchni czynnej, jej wartość i zmianę (zmienność dobowa i roczna) określa bilans cieplny.

Maksymalną wartość prawie wszystkich składowych bilansu cieplnego obserwuje się w godzinach około południa. Wyjątkiem jest maksymalna wymiana ciepła w glebie, która przypada na godziny poranne.

Maksymalne amplitudy dobowej zmienności składników bilansu cieplnego obserwuje się latem, minimalne - zimą. W dobowym przebiegu temperatury powierzchniowej, suchej i pozbawionej roślinności, w pogodny dzień maksimum występuje po godzinie 13:00, a minimum w okolicach wschodu słońca. Zachmurzenie zaburza normalny przebieg temperatury powierzchni i powoduje przesunięcie momentów maksimów i minimów. Wilgotność i szata roślinna mają duży wpływ na temperaturę powierzchni. Maksymalne temperatury powierzchni w ciągu dnia mogą wynosić +80°C lub więcej. Dzienne wahania sięgają 40°. Ich wartość zależy od szerokości geograficznej miejsca, pory roku, zachmurzenia, właściwości termicznych powierzchni, jej barwy, szorstkości, szaty roślinnej i ekspozycji stoków.

Roczny przebieg temperatury warstwy aktywnej jest różny na różnych szerokościach geograficznych. Maksymalna temperatura na średnich i wysokich szerokościach geograficznych występuje zwykle w czerwcu, minimalna - w styczniu. Amplitudy rocznych wahań temperatury warstwy aktywnej na niskich szerokościach geograficznych są bardzo małe, na lądzie sięgają 30°. Na roczne wahania temperatury powierzchni w umiarkowanych i wysokich szerokościach geograficznych duży wpływ ma pokrywa śnieżna.

Przenoszenie ciepła z warstwy na warstwę wymaga czasu, a momenty nadejścia maksymalnych i minimalnych temperatur w ciągu dnia są opóźnione co 10 cm o około 3 godziny. Jeśli najwyższa temperatura na powierzchni była ok. 13:00, na głębokości 10 cm maksymalna temperatura wyjdzie ok. 16:00, a na głębokości 20 cm - ok. 19:00 itd. Przy kolejnym ogrzewaniu z warstw leżących pod spodem od warstw leżących na sobie, każda warstwa pochłania pewną ilość ciepła. Im głębsza warstwa, tym mniej ciepła odbiera i tym słabsze są w niej wahania temperatury. Amplituda wahań dobowych temperatury wraz z głębokością zmniejsza się 2 razy na każde 15 cm. Oznacza to, że jeśli na powierzchni amplituda wynosi 16°, to na głębokości 15 cm wynosi 8°, a na głębokości 30 cm 4°.

Na średniej głębokości około 1 m dzienne wahania temperatury gleby „zanikają”. Warstwa, w której te oscylacje praktycznie ustają, nazywana jest warstwą stała temperatura dobowa.

Im dłuższy okres wahań temperatury, tym głębiej się rozprzestrzeniają. W środkowych szerokościach geograficznych warstwa o stałej rocznej temperaturze znajduje się na głębokości 19-20 m, w wysokich szerokościach geograficznych na głębokości 25 m. W tropikalnych szerokościach geograficznych roczne amplitudy temperatury są małe, a warstwa o stałej rocznej amplitudzie jest znajduje się na głębokości zaledwie 5-10 m, a minimalne temperatury są opóźnione średnio o 20-30 dni na metr. Tak więc, jeśli najniższą temperaturę na powierzchni zaobserwowano w styczniu, to na głębokości 2 m występuje ona na początku marca. Z obserwacji wynika, że ​​temperatura w warstwie o stałej temperaturze rocznej jest zbliżona do średniej rocznej temperatury powietrza nad powierzchnią.

Woda, mając większą pojemność cieplną i niższą przewodność cieplną niż ziemia, nagrzewa się wolniej i wolniej oddaje ciepło. Część promieni słonecznych padających na powierzchnię wody jest pochłaniana przez najwyższą warstwę, a część wnika na znaczną głębokość, ogrzewając bezpośrednio część jej warstwy.

Mobilność wody umożliwia wymianę ciepła. Ze względu na turbulentne mieszanie, przenoszenie ciepła w głąb następuje 1000 - 10 000 razy szybciej niż przez przewodzenie ciepła. Gdy powierzchniowe warstwy wody ochładzają się, następuje konwekcja termiczna, której towarzyszy mieszanie. Dobowe wahania temperatury na powierzchni Oceanu w wysokich szerokościach geograficznych wynoszą średnio tylko 0,1°, w umiarkowanych - 0,4°, w tropikalnych - 0,5°. Głębokość penetracji tych drgań wynosi 15-20m. Roczne amplitudy temperatury na powierzchni Oceanu wahają się od 1° na równikowych szerokościach geograficznych do 10,2° w umiarkowanych szerokościach geograficznych. Roczne wahania temperatury przenikają na głębokość 200-300 m. Momenty maksymalnej temperatury w zbiornikach wodnych są późne w porównaniu z lądem. Maksimum następuje około 15-16 godzin, minimum 2-3 godziny po wschodzie słońca.

Reżim termiczny dolnej warstwy atmosfery.

Powietrze jest ogrzewane głównie nie bezpośrednio promieniami słonecznymi, ale dzięki przekazywaniu do niego ciepła przez leżącą pod nim powierzchnię (procesy promieniowania i przewodzenia ciepła). Najważniejszą rolę w przenoszeniu ciepła z powierzchni do leżących powyżej warstw troposfery odgrywa wymiana ciepła i przenoszenie utajonego ciepła parowania. Przypadkowy ruch cząstek powietrza spowodowany jego nagrzewaniem się nierównomiernie nagrzanej powierzchni spodniej nazywa się turbulencje termiczne lub konwekcja cieplna.

Jeśli zamiast małych chaotycznych wirów poruszających się zaczynają dominować silne wznoszące się (termiczne) i słabsze opadające ruchy powietrza, nazywana jest konwekcja uporządkowany. Ocieplenie powietrza przy powierzchni pędzi w górę, przenosząc ciepło. Konwekcja termiczna może się rozwijać tylko wtedy, gdy powietrze ma temperaturę wyższą niż temperatura otoczenia, w którym się unosi (niestabilny stan atmosfery). Jeśli temperatura wznoszącego się powietrza jest równa temperaturze jego otoczenia, wzrost ustanie (obojętny stan atmosfery); jeśli powietrze stanie się zimniejsze niż otoczenie, zacznie opadać (stabilny stan atmosfery).

Wraz z turbulentnym ruchem powietrza coraz więcej jego cząstek, stykających się z powierzchnią, odbiera ciepło, a unosząc się i mieszając, oddaje je innym cząsteczkom. Ilość ciepła odbieranego przez powietrze z powierzchni w wyniku turbulencji jest 400 razy większa niż ilość ciepła, jaką odbiera ono w wyniku promieniowania, a w wyniku przenoszenia przez molekularne przewodnictwo cieplne – prawie 500 000 razy. Ciepło jest przenoszone z powierzchni do atmosfery wraz z wyparowaną z niej wilgocią, a następnie uwalniane podczas procesu kondensacji. Każdy gram pary wodnej zawiera 600 kalorii utajonego ciepła waporyzacji.

We wznoszącym się powietrzu temperatura zmienia się z powodu adiabatyczny proces, tj. bez wymiany ciepła z otoczeniem, dzięki zamianie energii wewnętrznej gazu na pracę i pracy na energię wewnętrzną. Ponieważ energia wewnętrzna jest proporcjonalna do bezwzględnej temperatury gazu, temperatura się zmienia. Unoszące się powietrze rozszerza się, wykonuje pracę, do której zużywa energię wewnętrzną, a jego temperatura spada. Przeciwnie, opadające powietrze jest sprężane, energia zużywana na rozprężanie jest uwalniana, a temperatura powietrza wzrasta.

Stopień ochłodzenia powietrza nasyconego przy wzroście o 100 m zależy od temperatury powietrza i ciśnienia atmosferycznego i zmienia się w szerokich granicach. Powietrze nienasycone, opadające, nagrzewa się o 1 ° na 100 m, nasycone mniejszą ilością, ponieważ zachodzi w nim parowanie, na które wydawane jest ciepło. Unoszące się nasycone powietrze zwykle traci wilgoć podczas opadów i staje się nienasycone. Po opuszczeniu takie powietrze nagrzewa się o 1 ° na 100 m.

W efekcie spadek temperatury podczas wynurzania jest mniejszy niż jej wzrost podczas opuszczania, a powietrze wznoszące się i opadające na tym samym poziomie przy tym samym ciśnieniu będzie miało inną temperaturę - temperatura końcowa będzie wyższa niż początkowa . Taki proces nazywa się pseudoadiabatyczny.

Ponieważ powietrze jest ogrzewane głównie z powierzchni czynnej, temperatura w niższych warstwach atmosfery z reguły spada wraz z wysokością. Pionowy gradient troposfery wynosi średnio 0,6° na 100 m. Uznaje się, że jest dodatni, jeśli temperatura spada wraz z wysokością, a ujemny, jeśli rośnie. W dolnej warstwie powierzchniowej powietrza (1,5-2 m) spadki pionowe mogą być bardzo duże.

Wzrost temperatury wraz z wysokością nazywa się inwersja, oraz warstwę powietrza, w której temperatura wzrasta wraz z wysokością, - warstwa inwersyjna. W atmosferze prawie zawsze można zaobserwować warstwy inwersji. Na powierzchni ziemi, gdy jest silnie schłodzona w wyniku promieniowania, inwersja radiacyjna(odwrócenie promieniowania) . Pojawia się w pogodne letnie noce i może pokryć kilkusetmetrową warstwę. Zimą, przy dobrej pogodzie, inwersja utrzymuje się przez kilka dni, a nawet tygodni. Inwersje zimowe mogą pokryć warstwę do 1,5 km.

Inwersję potęgują warunki ulgi: zimne powietrze wpływa do depresji i tam się zatrzymuje. Takie inwersje nazywają się orograficzne. Potężne inwersje zwane niezwykły, powstają w tych przypadkach, gdy stosunkowo ciepłe powietrze dociera do zimnej powierzchni, schładzając jej dolne warstwy. Inwersje adwekcyjne w ciągu dnia są słabo wyrażane, w nocy są wzmacniane przez chłodzenie radiacyjne. Wiosną powstawanie takich inwersji ułatwia pokrywa śnieżna, która jeszcze się nie stopiła.

Przymrozki związane są ze zjawiskiem inwersji temperatury w przypowierzchniowej warstwie powietrza. Zamrożenie - spadek temperatury powietrza w nocy do 0 ° i poniżej w czasie, gdy średnie temperatury dobowe są powyżej 0 ° (jesień, wiosna). Może się również zdarzyć, że przymrozki obserwuje się tylko na glebie, gdy temperatura powietrza nad nią jest powyżej zera.

Stan termiczny atmosfery wpływa na propagację w niej światła. W przypadkach, gdy temperatura zmienia się gwałtownie wraz ze wzrostem (wzrost lub spadek), istnieją miraże.

Mirage - wyimaginowany obraz obiektu, który pojawia się nad nim (miraż górny) lub pod nim (miraż dolny). Mniej powszechne są miraże boczne (obraz pojawia się z boku). Przyczyną miraży jest krzywizna trajektorii promieni świetlnych padających z obiektu do oka obserwatora, w wyniku ich załamania na granicy warstw o ​​różnej gęstości.

Dzienna i roczna zmienność temperatury w dolnej troposferze do wysokości 2 km ogólnie odzwierciedla zmienność temperatury powierzchni. Wraz z odległością od powierzchni amplitudy wahań temperatury maleją, a momenty maksimum i minimum są opóźnione. Dobowe wahania temperatury powietrza zimą zauważalne są do wysokości 0,5 km, latem - do 2 km.

Amplituda dobowych wahań temperatury maleje wraz ze wzrostem szerokości geograficznej. Największa dzienna amplituda występuje w szerokościach podzwrotnikowych, najmniejsza w polarnych. W umiarkowanych szerokościach geograficznych dobowe amplitudy są różne w różnych porach roku. W wysokich szerokościach geograficznych największa dzienna amplituda występuje wiosną i jesienią, w umiarkowanych szerokościach geograficznych - latem.

Roczny przebieg temperatury powietrza zależy przede wszystkim od szerokości geograficznej miejsca. Od równika do biegunów wzrasta roczna amplituda wahań temperatury powietrza.

Istnieją cztery rodzaje rocznych zmian temperatury w zależności od wielkości amplitudy i czasu wystąpienia ekstremalnych temperatur.

typ równikowy charakteryzuje się dwoma maksimami (po równonocy) i dwoma minimami (po przesileniach). Amplituda nad Oceanem wynosi około 1°, nad lądem - do 10°. Temperatura jest dodatnia przez cały rok.

Typ tropikalny - jedno maksimum (po przesileniu letnim) i jedno minimum (po przesileniu zimowym). Amplituda nad Oceanem wynosi około 5°, na lądzie - do 20°. Temperatura jest dodatnia przez cały rok.

Umiarkowany typ - jedno maksimum (na półkuli północnej nad lądem w lipcu, nad Oceanem w sierpniu) i jedno minimum (na półkuli północnej nad lądem w styczniu, nad Oceanem w lutym). Wyraźnie rozróżnia się cztery pory roku: ciepłą, zimną i dwie przejściowe. Roczna amplituda temperatury wzrasta wraz ze wzrostem szerokości geograficznej, a także wraz z odległością od Oceanu: na wybrzeżu 10 °, z dala od Oceanu - do 60 ° i więcej (w Jakucku - -62,5 °). Temperatura w zimnych porach roku jest ujemna.

typ polarny - zima jest bardzo długa i mroźna, lato krótkie i chłodne. Roczne amplitudy wynoszą 25° i więcej (nad lądem do 65°). Przez większość roku temperatura jest ujemna. Ogólny obraz rocznego przebiegu temperatury powietrza komplikuje wpływ czynników, wśród których szczególne znaczenie ma podłoże. Na powierzchni wody roczne wahania temperatury są wygładzone, na lądzie natomiast są bardziej wyraźne. Pokrywa śnieżna i lodowa znacznie obniża roczne temperatury. Wpływa również wysokość miejsca nad poziomem Oceanu, rzeźba terenu, odległość od Oceanu i zachmurzenie. Płynny przebieg rocznej temperatury powietrza zakłócają zaburzenia spowodowane wnikaniem zimnego lub odwrotnie ciepłego powietrza. Przykładem mogą być wiosenne nawroty chłodów (fale zimna), jesienne nawroty upałów, zimowe roztopy w umiarkowanych szerokościach geograficznych.

Rozkład temperatury powietrza na dolnej powierzchni.

Gdyby powierzchnia Ziemi była jednorodna, a atmosfera i hydrosfera stacjonarne, o rozkładzie ciepła na powierzchni Ziemi decydowałby jedynie dopływ promieniowania słonecznego, a temperatura powietrza stopniowo spadałaby od równika do biegunów, pozostając takie same w każdym równoległym (temperatury słoneczne). Rzeczywiście, średnie roczne temperatury powietrza są zdeterminowane bilansem cieplnym i zależą od charakteru podłoża oraz ciągłej międzypłaszczyznowej wymiany ciepła, dokonywanej przez ruch powietrza i wód oceanu, a zatem znacznie różnią się od temperatur słonecznych.

Rzeczywiste średnie roczne temperatury powietrza w pobliżu powierzchni ziemi na niskich szerokościach geograficznych są niższe, a na wysokich – przeciwnie – wyższe niż słoneczne. Na półkuli południowej rzeczywiste średnie roczne temperatury na wszystkich szerokościach geograficznych są niższe niż na północy. Średnia temperatura powietrza w pobliżu powierzchni ziemi na półkuli północnej w styczniu wynosi +8°C, w lipcu +22°C; na południu - +10°C w lipcu, +17°C w styczniu. Średnia roczna temperatura powietrza na powierzchni ziemi wynosi łącznie +14 ° C.

Jeśli zaznaczymy najwyższe średnie roczne lub miesięczne temperatury na różnych południkach i połączymy je, otrzymamy kreskę maksimum termiczne, często nazywany równikiem termicznym. Prawdopodobnie bardziej słuszne jest rozważenie równoleżnika (koła równoleżnikowego) z najwyższymi normalnymi średnimi temperaturami roku lub dowolnego miesiąca jako równika termicznego. Równik termiczny nie pokrywa się z geograficznym i jest „przesunięty”; na północ. W ciągu roku porusza się od 20° N. cii. (w lipcu) do 0° (w styczniu). Istnieje kilka przyczyn przesunięcia równika termicznego na północ: przewaga lądu w tropikalnych szerokościach geograficznych półkuli północnej, antarktyczny biegun zimna i być może czas trwania spraw letnich (lato na półkuli południowej jest krótsze ).

Pasy termiczne.

Izotermy są wyprowadzane poza granice pasów termicznych (temperaturowych). Istnieje siedem stref termicznych:

gorący pas, położony między izotermą roczną +20 ° półkuli północnej i południowej, dwie strefy umiarkowane, ograniczone od strony równika izotermą roczną +20 °, od biegunów izotermą +10 ° najcieplejszego miesiąca;

dwa zimne pasy, położony między izotermą + 10 ° a najcieplejszym miesiącem;

dwa pasy mrozowe położony w pobliżu biegunów i ograniczony izotermą 0° najcieplejszego miesiąca. Na półkuli północnej jest to Grenlandia i przestrzeń w pobliżu bieguna północnego, na półkuli południowej - obszar wewnątrz równoleżnika 60 ° S. cii.

Strefy temperaturowe są podstawą stref klimatycznych. W każdym pasie obserwuje się duże zmiany temperatury w zależności od podłoża. Na lądzie wpływ rzeźby terenu na temperaturę jest bardzo duży. Zmiana temperatury wraz z wysokością na każde 100 m nie jest taka sama w różnych strefach temperaturowych. Gradient pionowy w dolnej kilometrowej warstwie troposfery waha się od 0° nad lodową powierzchnią Antarktydy do 0,8° latem nad tropikalnymi pustyniami. Dlatego też metoda doprowadzenia temperatury do poziomu morza za pomocą średniego gradientu (6°/100 m) może czasami prowadzić do rażących błędów. Zmiana temperatury wraz z wysokością jest przyczyną pionowej strefy klimatycznej.

WODA W ATMOSFERZE

Atmosfera ziemska zawiera około 14 000 km 3 pary wodnej. Woda przedostaje się do atmosfery głównie w wyniku parowania z powierzchni Ziemi. Wilgoć kondensuje się w atmosferze, jest przenoszona przez prądy powietrza i opada z powrotem na powierzchnię ziemi. Istnieje stały cykl wody, możliwy dzięki jej zdolności do przebywania w trzech stanach (stałym, ciekłym i parowym) i łatwego przemieszczania się z jednego stanu do drugiego.

Charakterystyka wilgotności powietrza.

Wilgotność bezwzględna - zawartość pary wodnej w atmosferze w gramach na 1 m3 powietrza („; a”;).

Wilgotność względna - stosunek rzeczywistego ciśnienia pary wodnej do elastyczności nasycenia wyrażony w procentach. Wilgotność względna charakteryzuje stopień nasycenia powietrza parą wodną.

Niedobór wilgotności- brak nasycenia w danej temperaturze:

Punkt rosy - temperatura, w której nasyca ją para wodna znajdująca się w powietrzu.

Parowanie i parowanie. Para wodna przedostaje się do atmosfery poprzez parowanie z podłoża (parowanie fizyczne) i transpirację. Proces fizycznego parowania polega na przezwyciężaniu sił spójności przez szybko poruszające się cząsteczki wody, oderwaniu ich od powierzchni i przejściu do atmosfery. Im wyższa temperatura parującej powierzchni, tym szybszy ruch cząsteczek i tym więcej z nich przedostaje się do atmosfery.

Kiedy powietrze jest nasycone parą wodną, ​​proces parowania zatrzymuje się.

Proces parowania wymaga ciepła: odparowanie 1 g wody wymaga 597 kcal, odparowanie 1 g lodu wymaga 80 kcal więcej. W rezultacie temperatura powierzchni parowania spada.

Parowanie z oceanu na wszystkich szerokościach geograficznych jest znacznie większe niż parowanie z lądu. Jego maksymalna wartość dla Oceanu sięga 3000 cm rocznie. W tropikalnych szerokościach geograficznych roczne ilości parowania z powierzchni oceanu są największe i niewiele się zmienia w ciągu roku. W umiarkowanych szerokościach geograficznych maksymalne parowanie z Oceanu występuje zimą, na polarnych szerokościach geograficznych - latem. Maksymalne parowanie z powierzchni terenu wynosi 1000 mm. Różnice w szerokościach geograficznych są zdeterminowane bilansem promieniowania i wilgotnością. Ogólnie rzecz biorąc, w kierunku od równika do biegunów, zgodnie ze spadkiem temperatury, parowanie maleje.

W przypadku braku wystarczającej ilości wilgoci na parującej powierzchni, parowanie nie może być duże nawet przy wysokich temperaturach i ogromnym deficycie wilgoci. Możliwe parowanie - odparowanie- w tym przypadku jest bardzo duża. Nad powierzchnią wody parowanie i parowanie pokrywają się. Na lądzie parowanie może być znacznie mniejsze niż parowanie. Parowanie charakteryzuje ilość możliwego parowania z gruntu o wystarczającej wilgotności. Dzienne i roczne wahania wilgotności powietrza. Wilgotność powietrza ulega ciągłym zmianom w wyniku zmian temperatury powierzchni parowania i powietrza, stosunku procesów parowania i kondensacji oraz przenoszenia wilgoci.

Dzienna zmienność bezwzględnej wilgotności powietrza może być pojedynczy lub podwójny. Pierwszy z nich pokrywa się z dobową zmiennością temperatury, ma jedno maksimum i jedno minimum i jest typowy dla miejsc o wystarczającej ilości wilgoci. Można go zaobserwować nad Oceanem, a zimą i jesienią nad lądem. Podwójny ruch ma dwa wzloty i dwa dołki i jest typowy dla lądu. Poranne minimum przed wschodem słońca tłumaczy się bardzo słabym parowaniem (lub nawet jego brakiem) w godzinach nocnych. Wraz ze wzrostem napływu energii promienistej Słońca wzrasta parowanie, wilgotność bezwzględna osiąga maksimum około godziny 09:00. W rezultacie rozwijająca się konwekcja - przenoszenie wilgoci do górnych warstw - następuje szybciej niż jej wejście do powietrza z powierzchni parowania, dlatego około 16:00 pojawia się drugie minimum. Do wieczora konwekcja ustaje, a parowanie z nagrzanej w ciągu dnia powierzchni jest nadal dość intensywne, a wilgoć gromadzi się w dolnych warstwach powietrza, tworząc drugie (wieczorne) maksimum około 20-21 godzin.

Roczny przebieg wilgotności bezwzględnej również odpowiada rocznemu przebiegowi temperatury. Latem wilgotność bezwzględna jest najwyższa, zimą najniższa. Dzienny i roczny przebieg wilgotności względnej jest prawie wszędzie przeciwny do przebiegu temperatury, ponieważ maksymalna zawartość wilgoci wzrasta szybciej niż wilgotność bezwzględna wraz ze wzrostem temperatury.

Maksymalna dobowa wilgotność względna występuje przed wschodem słońca, minimalna - o 15-16 godzinach. W ciągu roku maksymalna wilgotność względna z reguły przypada na najzimniejszy miesiąc, minimalna - na najcieplejszy. Wyjątkiem są obszary, na których latem wieją wilgotne wiatry znad morza, a zimą suche wiatry ze stałego lądu.

Rozkład wilgotności powietrza. Zawartość wilgoci w powietrzu w kierunku od równika do biegunów generalnie spada z 18-20 mb do 1-2. Maksymalna wilgotność bezwzględna (ponad 30 g/m3) została zarejestrowana nad Morzem Czerwonym oraz w delcie rzeki. Mekong, największy średnioroczny (ponad 67 g/m3) – nad Zatoką Bengalską, najmniejszy średnioroczny (około 1 g/m3) i absolutny minimum (poniżej 0,1 g/m3) – nad Antarktydą . Wilgotność względna zmienia się stosunkowo nieznacznie wraz z szerokością geograficzną: na przykład na szerokości geograficznej 0-10° wynosi ona maksymalnie 85%, na szerokościach geograficznych 30-40° - 70%, a na szerokościach geograficznych 60-70° - 80%. Zauważalny spadek wilgotności względnej obserwuje się tylko na szerokościach 30-40° na półkuli północnej i południowej. Najwyższą średnią roczną wartość wilgotności względnej (90%) zaobserwowano u ujścia Amazonki, najniższą (28%) - w Chartumie (Dolina Nilu).

kondensacja i sublimacja. W powietrzu nasyconym parą wodną, ​​gdy jego temperatura spada do punktu rosy lub wzrasta ilość zawartej w nim pary wodnej, kondensacja - woda przechodzi ze stanu pary do stanu ciekłego. W temperaturach poniżej 0 ° C woda może, z pominięciem stanu ciekłego, przejść w stan stały. Ten proces nazywa się sublimacja. Zarówno kondensacja, jak i sublimacja mogą wystąpić w powietrzu na jądrach kondensacji, na powierzchni ziemi i na powierzchni różnych obiektów. Gdy temperatura powietrza ochładzającego się od podłoża osiągnie punkt rosy, rosa, szron, osady płynne i stałe oraz szron osadzają się na zimnej powierzchni.

rosa - maleńkie kropelki wody, często łączące się. Zwykle pojawia się w nocy na powierzchni, na liściach roślin, które ostygły w wyniku promieniowania cieplnego. W umiarkowanych szerokościach geograficznych rosa daje 0,1-0,3 mm na noc i 10-50 mm na rok.

Szron - twardy biały osad. Powstaje w takich samych warunkach jak rosa, ale w temperaturach poniżej 0° (sublimacja). Kiedy tworzy się rosa, uwalniane jest ciepło utajone, a gdy tworzy się mróz, ciepło jest pochłaniane.

Płynna i stała płytka nazębna - cienka warstwa wody lub lodu powstająca na powierzchniach pionowych (ściany, słupy, itp.) przy przejściu zimnej pogody w ciepłą w wyniku kontaktu wilgotnego i ciepłego powietrza z ochłodzoną powierzchnią.

Szron - biały luźny osad, który osadza się na drzewach, przewodach i narożnikach budynków z powietrza nasyconego wilgocią o temperaturze znacznie poniżej 0°. lód. Zwykle tworzy się jesienią i wiosną w temperaturze 0°, -5°.

Nazywa się gromadzeniem produktów kondensacji lub sublimacji (kropelki wody, kryształki lodu) w powierzchniowych warstwach powietrza mgła lub mgła. Mgła i zamglenie różnią się wielkością kropel i powodują różne stopnie zmniejszonej widoczności. We mgle widoczność wynosi 1 km lub mniej, we mgle - ponad 1 km. Gdy kropelki stają się większe, mgła może zmienić się w mgłę. Odparowanie wilgoci z powierzchni kropelek może spowodować, że mgła zamieni się w mgłę.

Jeżeli kondensacja (lub sublimacja) pary wodnej następuje na pewnej wysokości nad powierzchnią, chmury. Różnią się od mgły położeniem w atmosferze, budową fizyczną i różnorodnością form. Powstawanie chmur wynika głównie z adiabatycznego chłodzenia wznoszącego się powietrza. Podnosząc się i jednocześnie stopniowo ochładzając powietrze osiąga granicę, przy której jego temperatura jest równa punktowi rosy. Ta granica nazywa się poziom kondensacji. Powyżej, w obecności jąder kondensacji, zaczyna się kondensacja pary wodnej i mogą tworzyć się chmury. Tak więc dolna granica chmur praktycznie pokrywa się z poziomem kondensacji. Górna granica chmur jest określona przez poziom konwekcji - granice rozkładu wznoszących się prądów powietrza. Często pokrywa się z warstwami opóźniającymi.

Na dużych wysokościach, gdzie temperatura wznoszącego się powietrza jest poniżej 0°, w chmurze pojawiają się kryształki lodu. Krystalizacja zwykle zachodzi w temperaturze -10°C, -15°C. Nie ma ostrej granicy pomiędzy lokalizacją pierwiastków ciekłych i stałych w chmurze, występują silne warstwy przejściowe. Kropelki wody i kryształki lodu, które tworzą chmurę, są unoszone w górę przez wznoszące się prądy i ponownie opadają pod wpływem grawitacji. Spadek poniżej granicy kondensacji kropelki mogą wyparować. W zależności od przewagi niektórych pierwiastków chmury dzielą się na wodę, lód, mieszane.

Woda Chmury składają się z kropelek wody. W temperaturze ujemnej kropelki w chmurze ulegają przechłodzeniu (do -30°C). Promień kropel najczęściej wynosi od 2 do 7 mikronów, rzadko do 100 mikronów. W 1 cm 3 chmury wodnej znajduje się kilkaset kropel.

lód Chmury składają się z kryształków lodu.

mieszany zawierają jednocześnie kropelki wody o różnych rozmiarach i kryształki lodu. W ciepłym sezonie chmury wodne pojawiają się głównie w dolnych warstwach troposfery, zmieszane - pośrodku, lodowe - górne. Współczesna międzynarodowa klasyfikacja chmur opiera się na ich podziale według wysokości i wyglądu.

Zgodnie z ich wyglądem i wysokością chmury dzielą się na 10 rodzajów:

I rodzina (górny poziom):

1. rodzaj. Cirrus (C)- oddzielają delikatne chmury, włókniste lub nitkowate, bez „cieni”, zwykle białe, często błyszczące.

Drugi rodzaj. Cirrocumulus (CC) - warstwy i grzbiety przezroczystych płatków i kulek bez cieni.

Trzeci rodzaj. Cirrostratus (Cs) - cienki, biały, półprzezroczysty całun.

Wszystkie chmury górnej kondygnacji są lodowate.

II rodzina (średni poziom):

4. rodzaj. Altocumulus(AC) - warstwy lub grzbiety białych płyt i kulek, wały. Składają się z maleńkich kropelek wody.

Piąty rodzaj. Altostratus(Jak) - gładki lub lekko falisty welon w kolorze szarym. Są to chmury mieszane.

III rodzina (niższy poziom):

6. rodzaj. Stratocumulus(Sс) - warstwy i grzbiety bloków i wałów koloru szarego. Składa się z kropelek wody.

Siódmy rodzaj. warstwowy(St) - zasłona szarych chmur. Zwykle są to chmury wodne.

8 rodzaj. Nimbostratus(Ns) - bezkształtna szara warstwa. Często „; tym chmurom towarzyszy postrzępiony deszcz (fn),

Zmieszały się chmury Strato-nimbus.

IV rodzina (chmury rozwoju pionowego):

9. rodzaj. Cumulus(Si) - gęste pochmurne maczugi i hałdy o prawie poziomej podstawie. Cumulusy to woda, a cumulusy z poszarpanymi krawędziami nazywane są poszarpanymi cumulusami. (Fc).

10. rodzaj. Cumulonimbus(Szwecja) - gęste maczugi rozwinięte pionowo, wodniste w dolnej części, lodowate w górnej.

Charakter i kształt chmur determinują procesy, które powodują chłodzenie powietrza, prowadzące do tworzenia się chmur. W rezultacie konwekcja, Niejednorodna powierzchnia, która rozwija się po podgrzaniu, wytwarza chmury cumulus (rodzina IV). Różnią się one w zależności od intensywności konwekcji oraz położenia stopnia kondensacji: im intensywniejsza konwekcja, im wyższy jej poziom, tym większa moc pionowa chmur cumulusowych.

Kiedy spotykają się masy ciepłego i zimnego powietrza, ciepłe powietrze zawsze ma tendencję do unoszenia zimnego powietrza w górę. Gdy się wznosi, w wyniku adiabatycznego chłodzenia tworzą się chmury. Jeśli ciepłe powietrze powoli unosi się wzdłuż lekko nachylonej (1-2 km w odległości 100-200 km) granicy między ciepłymi i zimnymi masami (proces poślizgu wstępującego), tworzy się ciągła warstwa chmur rozciągająca się na setki kilometrów (700- 900 km). Pojawia się charakterystyczny system chmur: postrzępione chmury deszczowe często znajdują się poniżej (fn), nad nimi - uwarstwiony deszcz (Ns), powyżej - wysokowarstwowa (Jak), chmury cirrostratus (Cs) i cirrus (Z).

W przypadku, gdy ciepłe powietrze jest energicznie wypychane w górę przez przepływające pod nim zimne powietrze, tworzy się inny układ chmur. Ponieważ powierzchniowe warstwy zimnego powietrza na skutek tarcia poruszają się wolniej niż warstwy leżące na sobie, granica faz w jej dolnej części ugina się gwałtownie, ciepłe powietrze unosi się prawie pionowo i tworzą się w nim chmury cumulonimbus. (Cb). Jeśli powyżej obserwuje się przesuwanie się ciepłego powietrza nad zimnym powietrzem w górę, to (jak w pierwszym przypadku) rozwijają się chmury nimbostratus, altostratus i cirrostratus (jak w pierwszym przypadku). Jeśli zjeżdżalnia w górę zatrzyma się, chmury nie tworzą się.

Nazywa się chmury powstające, gdy ciepłe powietrze unosi się nad zimnym powietrzem czołowy. Jeżeli unoszenie się powietrza jest spowodowane jego napływem na zbocza gór i wzgórz, to powstające w tym przypadku chmury nazywamy orograficzne. Na dolnej granicy warstwy inwersyjnej, która oddziela gęstsze i mniej gęste warstwy powietrza, pojawiają się fale o długości kilkuset metrów i wysokości 20-50 m. Na grzbietach tych fal, gdzie powietrze ochładza się wraz ze wzrostem, tworzą się chmury ; tworzenie się chmur nie występuje w zagłębieniach między grzbietami. Są więc długie równoległe paski lub wały. faliste chmury. W zależności od wysokości ich położenia są to altocumulus lub stratocumulus.

Jeśli w atmosferze były już chmury przed rozpoczęciem ruchu fal, stają się one gęstsze na grzbietach fal, a gęstość maleje w zagłębieniach. Rezultatem jest często obserwowana naprzemienność ciemniejszych i jaśniejszych pasm chmur. Przy turbulentnym mieszaniu się powietrza na dużym obszarze, na przykład w wyniku zwiększonego tarcia o powierzchnię podczas przemieszczania się z morza na ląd, tworzy się warstwa chmur, która różni się nierówną mocą w różnych częściach, a nawet pęka. Utrata ciepła przez promieniowanie w nocy zimą i jesienią powoduje tworzenie się chmur w powietrzu o dużej zawartości pary wodnej. Ponieważ proces ten przebiega spokojnie i nieprzerwanie, pojawia się ciągła warstwa chmur, topniejących w ciągu dnia.

Burza z piorunami. Procesowi tworzenia się chmur zawsze towarzyszy elektryfikacja i gromadzenie się w chmurach darmowych ładunków. Elektryfikację obserwuje się nawet w małych cumulusach, ale jest ona szczególnie intensywna w potężnych cumulonimbusach o pionowym rozwoju z niską temperaturą w górnej części (t

Pomiędzy sekcjami chmury o różnych ładunkach lub między chmurą a ziemią występują wyładowania elektryczne - Błyskawica, w towarzystwie grzmot. To burza z piorunami. Burza trwa maksymalnie kilka godzin. Co godzinę na Ziemi pojawia się około 2000 burz z piorunami. Sprzyjające warunki do występowania burz to silna konwekcja i duża zawartość wody w chmurach. Dlatego burze są szczególnie częste nad lądem w tropikalnych szerokościach geograficznych (do 150 dni w roku z burzami), w umiarkowanych szerokościach geograficznych nad lądem - z burzami 10-30 dni w roku, nad morzem - 5-10. Burze z piorunami są bardzo rzadkie w regionach polarnych.

Zjawiska świetlne w atmosferze. W wyniku odbicia, załamania i dyfrakcji promieni świetlnych w kropelkach i kryształkach lodu pojawiają się chmury, aureole, korony, tęcze.

Aureola - są to koła, łuki, jasne plamy (fałszywe słońca), kolorowe i bezbarwne, powstające w chmurach lodowych górnej warstwy, częściej w cirrostratus. Różnorodność halo zależy od kształtu kryształków lodu, ich orientacji i ruchu; wysokość słońca nad horyzontem ma znaczenie.

Korony - jasne, lekko kolorowe pierścienie otaczające Słońce lub Księżyc, które są prześwitujące przez cienkie chmury wodne. Do oprawy może przylegać jedna korona (halo), a także kilka „dodatkowych pierścieni” oddzielonych przerwami. Każda korona ma wewnętrzną stronę zwróconą w stronę gwiazdy jest niebieska, zewnętrzna strona jest czerwona. Powodem pojawienia się koron jest dyfrakcja światła przechodzącego między kroplami a kryształami obłoku. Wymiary korony zależą od wielkości kropli i kryształów: im większe krople (kryształy), tym mniejsza korona i odwrotnie. Jeśli pierwiastki chmur w chmurze stają się większe, promień korony stopniowo maleje, a gdy zmniejsza się wielkość pierwiastków chmurowych (parowanie), zwiększa się. Duże białe korony wokół Słońca lub Księżyca „fałszywych słońc”; filary są oznaką dobrej pogody.

Tęcza Widoczny jest na tle chmury oświetlonej słońcem, z której spadają krople deszczu. Jest to łuk jasny, pomalowany na kolory spektralne: zewnętrzna krawędź łuku jest czerwona, wewnętrzna krawędź fioletowa. Ten łuk jest częścią okręgu, którego środek łączy „; oś”; (jedna prosta) okiem obserwatora i środkiem tarczy słonecznej. Jeśli Słońce znajduje się nisko nad horyzontem, obserwator widzi połowę okręgu; jeśli Słońce wschodzi, łuk staje się mniejszy, gdy środek okręgu opada poniżej horyzontu. Gdy słońce ma >42°, tęcza nie jest widoczna. Z samolotu możesz obserwować tęczę w postaci prawie pełnego koła.

Oprócz głównej tęczy są też drugorzędne, lekko podbarwione. Tęcza powstaje w wyniku załamania i odbicia światła słonecznego w kropelkach wody. Promienie padające na krople wychodzą z kropli jakby rozbieżne, zabarwione i tak widzi je obserwator. Gdy promienie załamują się dwukrotnie w kropli, pojawia się wtórna tęcza. Kolor tęczy, jej szerokość i rodzaj łuków wtórnych zależą od wielkości kropel. Duże krople dają mniejszą, ale jaśniejszą tęczę; gdy krople maleją, tęcza staje się szersza, jej kolory stają się rozmyte; z bardzo małymi kroplami jest prawie biały. Zjawiska świetlne w atmosferze, wywołane zmianami wiązki światła pod wpływem kropel i kryształów, umożliwiają ocenę struktury i stanu chmur oraz mogą być wykorzystywane w prognozach pogody.

Zachmurzenie, zmienność dobowa i roczna, rozkład zachmurzenia.

Zachmurzenie – stopień zachmurzenia nieba: 0 – czyste niebo, 10 – zachmurzenie ciągłe, 5 – połowa nieba pokryta chmurami, 1 – zachmurzenie zakrywa 1/10 nieba itd. Przy obliczaniu zachmurzenia średniego używane są również dziesiąte części jednostki, na przykład: 0,5 5,0, 8,7 itd. W dobowym przebiegu zachmurzenia nad lądem występują dwa maksima – wczesnym rankiem i popołudniem. Rano spadek temperatury i wzrost wilgotności względnej przyczyniają się do powstawania chmur stratus, po południu, na skutek rozwoju konwekcji, pojawiają się cumulusy. Latem dzienne maksimum jest bardziej wyraźne niż poranne. Zimą przeważają chmury Stratus, a maksymalne zachmurzenie występuje w godzinach porannych i nocnych. Nad Oceanem dobowy przebieg zachmurzenia jest odwrotnością jego kursu nad lądem: maksymalne zachmurzenie występuje w nocy, minimalne - w dzień.

Roczny przebieg zachmurzenia jest bardzo zróżnicowany. Na niskich szerokościach geograficznych zachmurzenie nie zmienia się znacząco w ciągu roku. Na kontynentach maksymalny rozwój chmur konwekcyjnych występuje latem. Letnie maksymalne zachmurzenie odnotowuje się w obszarze rozwoju monsunów, a także nad oceanami na dużych szerokościach geograficznych. Ogólnie rzecz biorąc, w rozkładzie zachmurzenia na Ziemi zauważalne jest strefowanie, głównie ze względu na dominujący ruch powietrza - jego wznoszenie lub opadanie. Odnotowano dwa maksima - nad równikiem z powodu silnych ruchów w górę wilgotnego powietrza i powyżej 60-70° z. i tak. w związku ze wzrostem powietrza w cyklonach panujących w umiarkowanych szerokościach geograficznych. Nad lądem zachmurzenie jest mniejsze niż nad oceanem, a jego strefowość jest mniej wyraźna. Minimalne chmury są ograniczone do 20-30°S. i ust. cii. i do biegunów; są one związane z obniżaniem powietrza.

Średnie roczne zachmurzenie dla całej Ziemi wynosi 5,4; nad gruntem 4,9; nad Oceanem 5.8. Minimalne średnie roczne zachmurzenie notuje się w Asuanie (Egipt) 0,5. Maksymalne średnie roczne zachmurzenie (8,8) zaobserwowano w Morzu Białym; północne regiony Oceanu Atlantyckiego i Pacyfiku oraz wybrzeża Antarktydy charakteryzują się dużymi chmurami.

Chmury odgrywają bardzo ważną rolę w kopercie geograficznej. Niosą wilgoć, wiążą się z nimi opady deszczu. Pokrywa chmur odbija i rozprasza promieniowanie słoneczne, a jednocześnie opóźnia promieniowanie cieplne powierzchni ziemi, regulując temperaturę dolnych warstw powietrza: bez chmur wahania temperatury powietrza byłyby bardzo gwałtowne.

Opad atmosferyczny. Opady to woda, która spadła na powierzchnię z atmosfery w postaci deszczu, mżawki, zbóż, śniegu, gradu. Opady padają głównie z chmur, ale nie każda chmura daje opady. Kropelki wody i kryształki lodu w chmurze są bardzo małe, łatwo utrzymywane przez powietrze, a nawet słabe prądy wznoszące unoszą je w górę. Opady wymagają rozrostu elementów chmur na tyle dużych, aby przezwyciężyć wznoszące się prądy i opór powietrza. Powiększenie niektórych elementów chmury następuje kosztem innych, po pierwsze w wyniku łączenia się kropel i adhezji kryształów, a po drugie, i to jest najważniejsze, w wyniku parowania niektórych pierwiastków chmury, przenikanie rozproszone i kondensacja pary wodnej na innych.

Zderzenie kropli lub kryształów następuje podczas losowych (turbulentnych) ruchów lub gdy spadają z różnymi prędkościami. Proces fuzji utrudnia warstwa powietrza na powierzchni kropel, która powoduje odbijanie się zderzających się kropel, a także ładunki elektryczne o tej samej nazwie. Wzrost niektórych pierwiastków chmur kosztem innych z powodu dyfuzyjnego przenoszenia pary wodnej jest szczególnie intensywny w chmurach mieszanych. Ponieważ maksymalna zawartość wilgoci nad wodą jest większa niż nad lodem, w przypadku kryształków lodu w chmurze para wodna może nasycić przestrzeń, podczas gdy w przypadku kropel wody nasycenia nie będzie. W rezultacie kropelki zaczną parować, a kryształy gwałtownie rosną z powodu kondensacji wilgoci na ich powierzchni.

W obecności kropel różnej wielkości w chmurze wodnej rozpoczyna się ruch pary wodnej do większych kropel i rozpoczyna się ich wzrost. Ale ponieważ proces ten jest bardzo powolny, bardzo małe krople (o średnicy 0,05-0,5 mm) wypadają z chmur wodnych (stratus, stratocumulus). Chmury o jednorodnej strukturze zwykle nie powodują opadów. Szczególnie korzystne warunki do występowania opadów w chmurach pionowego rozwoju. W dolnej części takiej chmury znajdują się krople wody, w górnej kryształki lodu, w strefie pośredniej przechłodzone krople i kryształki.

W rzadkich przypadkach, gdy w bardzo wilgotnym powietrzu występuje duża liczba jąder kondensacji, można zaobserwować wytrącanie pojedynczych kropli deszczu bez chmur. Krople deszczu mają średnicę 0,05 do 7 mm (średnio 1,5 mm), większe krople rozpadają się w powietrzu. Krople o średnicy do 0,5 mm mżawka.

Spadające krople mżawki są niewyczuwalne dla oka. Rzeczywisty deszcz jest tym większy, im silniejsze wznoszące się prądy powietrza pokonują spadające krople.Przy wznoszącej prędkości powietrza 4 m/s krople o średnicy co najmniej 1 mm spadają na powierzchnię ziemi: narastające prądy z prędkością 8 m/s nie jest w stanie pokonać nawet największych spadków. Temperatura spadających kropel deszczu jest zawsze nieco niższa od temperatury powietrza. Jeśli kryształki lodu spadające z chmury nie topią się w powietrzu, stałe opady (śnieg, ziarna, grad) spadają na powierzchnię.

Płatki śniegu to heksagonalne kryształki lodu z promieniami powstałymi w procesie sublimacji. Mokre płatki śniegu sklejają się, tworząc płatki śniegu. Śnieg jest sferokryształy powstające w wyniku losowego wzrostu kryształków lodu w warunkach wysokiej wilgotności względnej (powyżej 100%). Jeśli kulka śnieżna pokryta jest cienką skorupką lodu, zamienia się w grys lodowy.

grad pada w ciepłym sezonie z potężnych chmur cumulonimbus . Zwykle grad jest krótkotrwały. Grad powstają w wyniku powtarzającego się ruchu granulek lodu w chmurze w górę iw dół. Opadające ziarna wpadają w strefę przechłodzonych kropelek wody i są pokryte przezroczystą skorupą lodową; potem ponownie wznoszą się do strefy kryształków lodu, a na ich powierzchni tworzy się nieprzezroczysta warstwa maleńkich kryształków.

Grad ma rdzeń śnieżny i szereg naprzemiennie przezroczystych i nieprzezroczystych muszelek lodowych. Liczba pocisków i wielkość gradu zależą od tego, ile razy wznosił się i opadał w chmurze. Najczęściej wypadają grady o średnicy 6-20 mm, czasem zdarzają się znacznie większe. Zwykle grad pada w umiarkowanych szerokościach geograficznych, ale najbardziej intensywny grad występuje w tropikach. W rejonach polarnych grad nie pada.

Opady mierzy się grubością warstwy wody w milimetrach, która mogłaby powstać w wyniku opadów atmosferycznych na powierzchni poziomej przy braku parowania i infiltracji do gleby. W zależności od intensywności (liczba milimetrów opadów w ciągu 1 minuty) opady dzieli się na słabe, umiarkowane i silne. Charakter opadów zależy od warunków ich powstawania.

opad górny, charakteryzują się jednolitością i czasem trwania, zwykle opadają w postaci deszczu z chmur nimbostratus.

intensywne opady deszczu charakteryzuje się szybką zmianą intensywności i krótkim czasem trwania. Spadają one z chmur cumulus stratus w postaci deszczu, śniegu, a od czasu do czasu deszczu i gradu. Odnotowano oddzielne opady o natężeniu do 21,5 mm/min (Wyspy Hawajskie).

Mżawy opad wypadają z chmur stratocumulus i stratocumulus. Tworzące je kropelki (w chłodne dni – najmniejsze kryształki) są ledwo widoczne i wydają się zawieszone w powietrzu.

Dzienny przebieg opadów pokrywa się z dobowym przebiegiem zachmurzenia. Istnieją dwa rodzaje dziennych wzorców opadów - kontynentalne i morskie (przybrzeżne). typ kontynentalny ma dwa maksima (rano i po południu) i dwa minima (w nocy i przed południem). typ morski- jedno maksimum (noc) i jedno minimum (dzień). Roczny przebieg opadów jest różny w różnych strefach równoleżnikowych iw różnych częściach tej samej strefy. Zależy to od ilości ciepła, reżimu cieplnego, ruchu powietrza, rozmieszczenia wody i gruntu oraz w dużej mierze od topografii. Całe zróżnicowanie rocznego przebiegu opadów nie da się sprowadzić do kilku typów, ale można zauważyć charakterystyczne cechy dla różnych szerokości geograficznych, które pozwalają mówić o jego strefowości. Szerokości geograficzne charakteryzują się dwiema porami deszczowymi (po równonocy) oddzielonymi dwiema porami suchymi. W kierunku tropików zachodzą zmiany rocznego reżimu opadów, wyrażające się zbieżnością pór deszczowych i ich zbiegiem w pobliżu tropików w jeden sezon z ulewnymi opadami, trwającymi 4 miesiące w roku. W subtropikalnych szerokościach geograficznych (35-40°) występuje też jedna pora deszczowa, ale wypada zimą. W umiarkowanych szerokościach geograficznych roczny przebieg opadów jest inny nad Oceanem, we wnętrzu kontynentów i na wybrzeżach. Nad Oceanem przeważają opady zimowe, a nad kontynentami opady letnie. Opady letnie są również typowe dla szerokości polarnych. Roczny przebieg opadów w każdym przypadku można wytłumaczyć jedynie poprzez uwzględnienie cyrkulacji atmosfery.

Opady najliczniej występują na szerokościach równikowych, gdzie ich roczna ilość przekracza 1000-2000 mm. Na równikowych wyspach Oceanu Spokojnego spada do 4000-5000 mm rocznie, a na nawietrznych zboczach gór tropikalnych wysp do 10000 mm. Obfite opady są spowodowane silnymi prądami konwekcyjnymi bardzo wilgotnego powietrza. Na północ i południe od równikowych szerokości geograficznych ilość opadów maleje, osiągając minimum w pobliżu równoleżnika 25-35 °, gdzie ich średnia roczna wielkość nie przekracza 500 mm. We wnętrzu kontynentów i na zachodnich wybrzeżach deszcze nie padają miejscami przez kilka lat. W umiarkowanych szerokościach geograficznych ilość opadów ponownie wzrasta i wynosi średnio 800 mm rocznie; w wewnętrznej części kontynentów jest ich mniej (500, 400, a nawet 250 mm rocznie); na brzegach Oceanu więcej (do 1000 mm rocznie). Na dużych szerokościach geograficznych, w niskich temperaturach i niskiej wilgotności powietrza roczna ilość opadów

Maksymalne średnie roczne opady spadają w Cherrapunji (Indie) - około 12 270 mm. Największe roczne opady wynoszą tam około 23 000 mm, najmniejsze – ponad 7 000 mm. Minimalna odnotowana średnia roczna suma opadów występuje w Asuanie (0).

Całkowita ilość opadów atmosferycznych spadających na powierzchnię Ziemi w ciągu roku może tworzyć na niej ciągłą warstwę o wysokości do 1000 mm.

Śnieżna pokrywa. Pokrywa śnieżna powstaje w wyniku opadów śniegu na powierzchnię ziemi o temperaturze wystarczająco niskiej, aby ją utrzymać. Charakteryzuje się wysokością i gęstością.

Wysokość pokrywy śnieżnej, mierzona w centymetrach, zależy od ilości opadów, które spadły na jednostkę powierzchni, od gęstości śniegu (stosunek masy do objętości), ukształtowania terenu, pokrywy roślinnej oraz także na wietrze, który porusza śnieg. W umiarkowanych szerokościach geograficznych zwykła wysokość pokrywy śnieżnej wynosi 30-50 cm, a jej najwyższą wysokość w Rosji odnotowuje się w dorzeczu środkowego biegu Jeniseju - 110 cm, w górach może osiągnąć kilka metrów.

Pokrywa śnieżna, charakteryzująca się wysokim albedo i wysokim promieniowaniem, przyczynia się do obniżenia temperatury powierzchniowych warstw powietrza, zwłaszcza przy bezchmurnej pogodzie. Minimalne i maksymalne temperatury powietrza nad pokrywą śnieżną są niższe niż w tych samych warunkach, ale przy ich braku.

W regionach polarnych i wysokogórskich pokrywa śnieżna jest stała. W umiarkowanych szerokościach geograficznych czas jego występowania różni się w zależności od warunków klimatycznych. Pokrywa śnieżna, która utrzymuje się przez miesiąc, nazywa się stabilną. Taka pokrywa śnieżna powstaje corocznie na większości terytorium Rosji. Na Dalekiej Północy trwa 8-9 miesięcy, w regionach centralnych - 4-6, na wybrzeżach Morza Azowskiego i Czarnego pokrywa śnieżna jest niestabilna. Topnienie śniegu jest spowodowane głównie wystawieniem na działanie ciepłego powietrza pochodzącego z innych obszarów. Pod wpływem światła słonecznego topnieje około 36% pokrywy śnieżnej. Ciepły deszcz pomaga stopić się. Zanieczyszczony śnieg topi się szybciej.

Śnieg nie tylko topi się, ale także odparowuje w suchym powietrzu. Ale parowanie pokrywy śnieżnej jest mniej ważne niż topnienie.

Uwodnienie. Do oszacowania warunków nawilżenia powierzchni nie wystarczy znać tylko ilość opadów. Przy tej samej ilości opadów, ale różnej ewapotranspiracji, warunki nawilżania mogą być bardzo różne. Aby scharakteryzować warunki wilgoci, użyj współczynnik wilgotności (K), reprezentujący stosunek ilości opadów (r) do parowania (Jeść) na ten sam okres.

Wilgotność jest zwykle wyrażana w procentach, ale może być wyrażona jako ułamek. Jeśli ilość opadów jest mniejsza niż parowanie, tj. W celu mniej niż 100% (lub W celu mniej niż 1), wilgotność jest niewystarczająca. Na W celu Wilgotność powyżej 100% może być nadmierna, przy K=100% jest to normalne. Jeśli K=10% (0,1) lub mniej niż 10%, mówimy o znikomej wilgotności.

Na półpustynach K wynosi 30%, ale 100% (100-150%).

W ciągu roku na powierzchnię ziemi spada średnio 511 tys. km 3 opadów, z czego 108 tys. km 3 (21%) przypada na ląd, reszta na Oceanie. Prawie połowa wszystkich opadów przypada na 20°N. cii. i 20°S cii. Na regiony polarne przypada tylko 4% opadów.

Przeciętnie w ciągu roku wyparowuje z powierzchni Ziemi tyle wody, ile na nią spada. Główne źródło"; wilgoć w atmosferze to Ocean w subtropikalnych szerokościach geograficznych, gdzie ogrzewanie powierzchni stwarza warunki do maksymalnego parowania w danej temperaturze. Na tych samych szerokościach geograficznych na lądzie, gdzie parowanie jest wysokie i nie ma nic do wyparowania, powstają obszary bezodpływowe i pustynie. Dla całego Oceanu bilans wodny jest ujemny (parowanie oznacza więcej opadów), na lądzie jest dodatni (parowanie oznacza mniejsze opady). Ogólna równowaga jest wyrównana za pomocą „nadwyżki” odpływu; woda z lądu do oceanu.

tryb atmosfera Ziemia została zbadana jako ... wpływ na promieniowanie i termicznytrybatmosfera określenie pogody i... powierzchnie. Większość termiczny energię, którą otrzymuje atmosfera, pochodzi z zasadniczypowierzchnie ...

Energia cieplna wnika do niższych warstw atmosfery, głównie z powierzchni znajdującej się pod spodem. Reżim termiczny tych warstw

jest ściśle związany z reżimem termicznym powierzchni Ziemi, dlatego jego badanie jest również jednym z ważnych zadań meteorologii.

Głównymi procesami fizycznymi, w których gleba odbiera lub oddaje ciepło, są: 1) promieniowanie ciepła; 2) turbulentna wymiana ciepła między podłożem a atmosferą; 3) molekularną wymianę ciepła między powierzchnią gleby a dolną, nieruchomą przyległą warstwą powietrza; 4) wymiana ciepła między warstwami gleby; 5) fazowe przenoszenie ciepła: zużycie ciepła na odparowanie wody, topnienie lodu i śniegu na powierzchni iw głębi gleby lub jego uwolnienie w procesach odwrotnych.

Reżim termiczny powierzchni ziemi i zbiorników wodnych zależy od ich właściwości termofizycznych. Podczas przygotowania należy zwrócić szczególną uwagę na wyprowadzenie i analizę równania przewodnictwa cieplnego gruntu (równanie Fouriera). Jeśli gleba jest jednolita w pionie, to jej temperatura t na głębokości z w czasie t można wyznaczyć z równania Fouriera

gdzie a- dyfuzyjność cieplna gruntu.

Konsekwencją tego równania są podstawowe prawa propagacji wahań temperatury w glebie:

1. Prawo niezmienności okresu oscylacji z głębokością:

T(z) = const(2)

2. Prawo spadku amplitudy oscylacji wraz z głębokością:

(3)

gdzie i są amplitudy na głębokościach a- dyfuzyjność cieplna warstwy gruntu leżącej pomiędzy głębokościami;

3. Prawo przesunięcia fazowego oscylacji z głębokością (prawo opóźnienia):

(4)

gdzie jest opóźnienie, czyli różnica między momentami początku tej samej fazy oscylacji (na przykład maksimum) na głębokościach i Wahania temperatury penetrują glebę na głębokość znp określony przez stosunek:

(5)

Ponadto należy zwrócić uwagę na szereg konsekwencji wynikających z prawa spadku amplitudy oscylacji wraz z głębokością:

a) głębokości, na których w różnych glebach ( ) amplitudy wahań temperatury w tym samym okresie ( = T2) spadek o tę samą liczbę razy odnoszą się do siebie jako pierwiastki kwadratowe dyfuzyjności cieplnej tych gruntów

b) głębokości, na których w tej samej glebie ( a= const) amplitudy wahań temperatury w różnych okresach ( ) zmniejszyć o tę samą kwotę =stała, są powiązane ze sobą jako pierwiastki kwadratowe okresów oscylacji

(7)

Konieczne jest jasne zrozumienie fizycznego znaczenia i cech powstawania przepływu ciepła do gleby.

Gęstość powierzchniową strumienia ciepła w glebie określa wzór:

gdzie λ jest współczynnikiem przewodności cieplnej pionowego gradientu temperatury gruntu.

Natychmiastowa wartość R wyrażone są w kW/m z dokładnością do setnej części, sumy R - w MJ/m 2 (godzinowe i dobowe - do setnych, miesięczne - do jednostek, roczne - do dziesiątek).

Średnia gęstość strumienia ciepła powierzchniowego przez powierzchnię gleby w przedziale czasu t jest opisana wzorem

gdzie C jest objętościową pojemnością cieplną gleby; interwał; z p- głębokość penetracji wahań temperatury; tcp- różnica między średnimi temperaturami warstwy gleby do głębokości znp na końcu i na początku przedziału m. Podajmy główne przykłady zadań na temat „Reżim termiczny gleby”.

Zadanie 1. Na jakiej głębokości maleje? mi razy amplituda wahań dobowych w glebie ze współczynnikiem dyfuzyjności cieplnej a\u003d 18,84 cm 2 / h?

Decyzja. Z równania (3) wynika, że ​​amplituda wahań dobowych zmniejszy się o współczynnik e na głębokości odpowiadającej warunkowi

Zadanie 2. Znajdź głębokość penetracji dobowych wahań temperatury w granicie i suchym piasku, jeśli ekstremalne temperatury powierzchni sąsiednich obszarów z glebą granitową wynoszą 34,8 °C i 14,5°C, a suchą piaszczystą glebą 42,3 °C i 7,8 °C . dyfuzyjność cieplna granitu a g \u003d 72,0 cm 2 / h, suchy piasek a n \u003d 23,0 cm 2 / godz.

Decyzja. Amplituda temperatury na powierzchni granitu i piasku wynosi:

Głębokość penetracji określa wzór (5):

Ze względu na większą dyfuzyjność cieplną granitu uzyskaliśmy również większą głębokość penetracji dobowych wahań temperatury.

Zadanie 3. Zakładając, że temperatura górnej warstwy gleby zmienia się liniowo wraz z głębokością, należy obliczyć gęstość strumienia ciepła powierzchniowego w suchym piasku, jeżeli jego temperatura powierzchni wynosi 23,6 "Z, a temperatura na głębokości 5 cm wynosi 19,4 °C.

Decyzja. Gradient temperatury gruntu w tym przypadku jest równy:

Przewodność cieplna suchego piasku λ= 1,0 W/m*K. Strumień ciepła do gleby określa wzór:

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

Reżim termiczny warstwy przypowierzchniowej atmosfery determinowany jest głównie przez mieszanie turbulentne, którego intensywność zależy od czynników dynamicznych (chropowatość powierzchni ziemi i gradienty prędkości wiatru na różnych poziomach, skala ruchu) oraz termicznych (niejednorodność ogrzewania różnych części powierzchni i rozkład temperatury w pionie).

Do scharakteryzowania intensywności mieszania turbulentnego stosuje się współczynnik wymiany turbulentnej ALE i współczynnik turbulencji DO. Są one powiązane relacją

K \u003d A / p(10)

gdzie R - gęstość powietrza.

Współczynnik turbulencji W celu mierzone w m 2 / s, z dokładnością do setnych części. Zwykle w powierzchniowej warstwie atmosfery stosuje się współczynnik turbulencji DO] na wysokości G"= 1 m. W warstwie wierzchniej:

gdzie z- wysokość (m).

Musisz znać podstawowe metody określania DO\.

Zadanie 1. Oblicz gęstość powierzchniową pionowego strumienia ciepła w powierzchniowej warstwie atmosfery przez obszar, w którym gęstość powietrza jest normalna, współczynnik turbulencji wynosi 0,40 m 2 /s, a pionowy gradient temperatury 30,0°C/100m.

Decyzja. Gęstość powierzchniową pionowego strumienia ciepła obliczamy według wzoru

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

Zbadaj czynniki wpływające na reżim termiczny warstwy powierzchniowej atmosfery, a także okresowe i nieokresowe zmiany temperatury atmosfery swobodnej. Równania bilansu cieplnego powierzchni Ziemi i atmosfery opisują prawo zachowania energii odbieranej przez aktywną warstwę Ziemi. Rozważ dobowy i roczny przebieg bilansu ciepła oraz przyczyny jego zmian.

Literatura

Rozdział Cii, rozdz. 2, § 1 -8.

Pytania do samodzielnego zbadania

1. Jakie czynniki determinują reżim termiczny gleby i zbiorników wodnych?

2. Jakie jest fizyczne znaczenie cech termofizycznych i jak wpływają one na reżim temperaturowy gleby, powietrza, wody?

3. Od czego zależą amplitudy dobowych i rocznych wahań temperatury powierzchni gleby i jak zależą?

4. Sformułować podstawowe prawa rozkładu wahań temperatury w glebie?

5. Jakie są konsekwencje podstawowych praw rozkładu wahań temperatury w glebie?

6. Jakie są średnie głębokości penetracji dobowych i rocznych wahań temperatury w glebie i zbiornikach wodnych?

7. Jaki jest wpływ roślinności i pokrywy śnieżnej na reżim termiczny gleby?

8. Jakie są cechy reżimu termicznego zbiorników wodnych, w przeciwieństwie do reżimu termicznego gleby?

9. Jakie czynniki wpływają na intensywność turbulencji w atmosferze?

10. Jakie znasz ilościowe cechy turbulencji?

11. Jakie są główne metody wyznaczania współczynnika turbulencji, ich zalety i wady?

12. Narysuj i przeanalizuj dobowy przebieg współczynnika turbulencji nad powierzchnią lądu i wody. Jakie są przyczyny ich różnicy?

13. Jak określa się gęstość powierzchniową pionowego turbulentnego strumienia ciepła w powierzchniowej warstwie atmosfery?

Gleba jest składnikiem systemu klimatycznego, który jest najaktywniejszym akumulatorem ciepła słonecznego docierającego do powierzchni ziemi.

Dzienny przebieg temperatury podłoża ma jedno maksimum i jedno minimum. Minimum występuje około wschodu słońca, maksimum po południu. Faza cyklu dobowego i jego amplituda dobowa zależą od pory roku, stanu podłoża, ilości i opadów, a także od lokalizacji stacji, rodzaju gleby i jej składu mechanicznego.

Zgodnie ze składem mechanicznym gleby dzielą się na gleby piaszczyste, piaszczysto-gliniaste i gliniaste, które różnią się pojemnością cieplną, dyfuzyjnością cieplną i właściwościami genetycznymi (w szczególności kolorem). Gleby ciemne pochłaniają więcej promieniowania słonecznego i dlatego nagrzewają się bardziej niż gleby jasne. Gleby piaszczyste i piaszczysto-gliniaste, charakteryzujące się mniejszymi, cieplejszymi niż gliniaste.

Roczny przebieg temperatury podłoża wykazuje prostą okresowość z minimum zimą i maksimum latem. W większości Rosji najwyższą temperaturę gleby obserwuje się w lipcu, na Dalekim Wschodzie w pasie przybrzeżnym Morza Ochockiego, w lipcu i sierpniu, na południu Kraju Nadmorskiego w sierpniu.

Maksymalne temperatury podłoża przez większą część roku charakteryzują ekstremalny stan termiczny gruntu, a tylko w najzimniejszych miesiącach powierzchni.

Warunki pogodowe sprzyjające osiągnięciu przez powierzchnię podłoża maksymalnych temperatur to: pochmurna pogoda, kiedy napływ promieniowania słonecznego jest maksymalny; niskie prędkości wiatru lub spokój, ponieważ wzrost prędkości wiatru zwiększa parowanie wilgoci z gleby; niewielka ilość opadów, ponieważ sucha gleba charakteryzuje się mniejszą dyfuzyjnością cieplną i cieplną. Ponadto w suchej glebie następuje mniejsze zużycie ciepła na odparowanie. Tak więc maksima temperatury bezwzględnej obserwuje się zwykle w najjaśniejsze słoneczne dni na suchej glebie i zwykle w godzinach popołudniowych.

Rozkład geograficzny średnich z bezwzględnych rocznych maksimów temperatury powierzchni gruntu jest podobny do rozkładu izogeterm średnich miesięcznych temperatur powierzchni gleby w miesiącach letnich. Izogeotermy są głównie równoleżnikowe. Wpływ mórz na temperaturę powierzchni gleby przejawia się w tym, że na zachodnim wybrzeżu Japonii oraz na Sachalinie i Kamczatce kierunek równoleżnikowy izogeotermów jest zaburzony i zbliża się do południka (powtarza się zarysy linia brzegowa). W europejskiej części Rosji wartości średnich bezwzględnych rocznych maksimów temperatury powierzchni podłoża wahają się od 30–35°C na wybrzeżu mórz północnych do 60–62°C na południu Rostowa Region, na terytorium Krasnodaru i Stawropola, w Republice Kałmucji i Republice Dagestanu. Na obszarze średnia bezwzględnych rocznych maksimów temperatury powierzchni gleby jest o 3–5°C niższa niż na pobliskich równinach, co wiąże się z wpływem wzniesień na wzrost opadów na terenie i wilgotności gleby. Tereny nizinne, zamknięte pagórkami od dominujących wiatrów, charakteryzują się zmniejszoną ilością opadów i mniejszą prędkością wiatru, a co za tym idzie podwyższonymi wartościami ekstremalnych temperatur powierzchni gleby.

Najszybszy wzrost ekstremalnych temperatur z północy na południe występuje w strefie przejścia z lasu i stref do strefy, co wiąże się ze spadkiem opadów w strefie stepowej i zmianą składu gleby. Na południu, przy ogólnie niskim poziomie uwilgotnienia gleby, tym samym zmianom wilgotności gleby odpowiadają bardziej znaczące różnice temperatury gleb różniących się składem mechanicznym.

Istnieje również gwałtowny spadek średniej bezwzględnych rocznych maksimów temperatury podłoża z południa na północ w północnych regionach europejskiej części Rosji, podczas przejścia ze strefy leśnej do stref i tundry - obszary nadmierna wilgoć. Północne regiony europejskiej części Rosji, między innymi ze względu na aktywną aktywność cyklonową, różnią się od regionów południowych zwiększonym zachmurzeniem, co znacznie zmniejsza napływ promieniowania słonecznego na powierzchnię ziemi.

W azjatyckiej części Rosji najniższe średnie absolutne maksima występują na wyspach i na północy (12–19°C). W miarę przemieszczania się na południe następuje wzrost ekstremalnych temperatur, a na północy europejskiej i azjatyckiej części Rosji wzrost ten występuje bardziej gwałtownie niż na pozostałej części terytorium. Na obszarach o minimalnej ilości opadów (na przykład obszary między rzekami Lena i Aldan) wyróżnia się kieszenie o podwyższonych ekstremalnych temperaturach. Ponieważ regiony są bardzo złożone, ekstremalne temperatury powierzchni gleby dla stacji zlokalizowanych w różnych formach rzeźby terenu (regiony górskie, baseny, niziny, doliny dużych rzek syberyjskich) znacznie się różnią. Średnie wartości bezwzględnych rocznych maksymalnych temperatur podłoża osiągają najwyższe wartości na południu azjatyckiej części Rosji (z wyjątkiem obszarów przybrzeżnych). Na południu Kraju Nadmorskiego średnia bezwzględnych rocznych maksimów jest niższa niż w regionach kontynentalnych położonych na tej samej szerokości geograficznej. Tutaj ich wartości sięgają 55-59°C.

Minimalne temperatury podłoża obserwuje się również w dość specyficznych warunkach: w najchłodniejsze noce, w godzinach zbliżonych do wschodu słońca, w antycyklonicznych warunkach pogodowych, kiedy małe zachmurzenie sprzyja maksymalnie efektywnemu promieniowaniu.

Rozkład średnich izogeterm z bezwzględnych rocznych minimów temperatury powierzchni podłoża jest podobny do rozkładu izoterm minimalnych temperatur powietrza. Na większości terytorium Rosji, z wyjątkiem regionów południowych i północnych, średnie izogetermy absolutnych minimalnych rocznych temperatur podłoża przyjmują orientację południkową (spadek z zachodu na wschód). W europejskiej części Rosji średnia bezwzględnych rocznych minimalnych temperatur podłoża waha się od -25°C w regionach zachodnich i południowych do -40 ... -45°C we wschodnich, a zwłaszcza północno-wschodnich regionach (Grzbiet Timan i tundra Bolszezemelskaja). Najwyższe średnie wartości bezwzględnych minimów temperatury rocznej (–16…–17°C) występują na wybrzeżu Morza Czarnego. W większości azjatyckiej części Rosji średnia bezwzględnych rocznych minimów waha się w granicach -45 ... -55 ° С. Tak nieznaczny i dość równomierny rozkład temperatury na rozległym terytorium wiąże się z jednolitością warunków kształtowania się minimalnych temperatur na obszarach podlegających wpływowi syberyjczyka.

Na obszarach Syberii Wschodniej o złożonej rzeźbie terenu, zwłaszcza w Republice Sacha (Jakucja), wraz z czynnikami radiacyjnymi, cechy rzeźby mają istotny wpływ na obniżenie minimalnych temperatur. Tutaj, w trudnych warunkach górzystego kraju, w zagłębieniach i zagłębieniach, powstają szczególnie korzystne warunki do chłodzenia podłoża. Republika Sacha (Jakucja) ma najniższe średnie wartości bezwzględnych rocznych minimów temperatury powierzchni podłoża w Rosji (do –57…–60°C).

Na wybrzeżach mórz arktycznych, ze względu na rozwój aktywnej zimowej aktywności cyklonicznej, temperatury minimalne są wyższe niż we wnętrzu. Izogetermy mają kierunek prawie równoleżnikowy, a spadek średniej bezwzględnych minimów rocznych z północy na południe następuje dość szybko.

Na wybrzeżu izogetermy powtarzają zarysy brzegów. Wpływ minimum aleuckiego przejawia się we wzroście średniej bezwzględnych minimów rocznych w strefie przybrzeżnej w porównaniu z obszarami śródlądowymi, zwłaszcza na południowym wybrzeżu Kraju Nadmorskiego i na Sachalinie. Średnia absolutnych minimów rocznych wynosi –25…–30°С.

Zamrożenie gleby zależy od wielkości ujemnych temperatur powietrza w zimnych porach roku. Najważniejszym czynnikiem zapobiegającym zamarzaniu gleby jest obecność pokrywy śnieżnej. Jego cechy takie jak czas formowania, moc, czas występowania decydują o głębokości przemarzania gleby. Późne zaleganie pokrywy śnieżnej przyczynia się do większego przemarzania gleby, gdyż w pierwszej połowie zimy intensywność przemarzania gleby jest największa i odwrotnie, wczesne zaleganie pokrywy śnieżnej zapobiega znacznemu przemarznięciu gleby. Wpływ grubości pokrywy śnieżnej jest najbardziej widoczny na obszarach o niskich temperaturach powietrza.

Na tej samej głębokości zamarzania zależy rodzaj gleby, jej skład mechaniczny i wilgotność.

Na przykład w północnych regionach Zachodniej Syberii, z niską i grubą pokrywą śnieżną, głębokość zamarzania gleby jest mniejsza niż w bardziej południowych i cieplejszych regionach o małej. Osobliwy obraz ma miejsce na obszarach o niestabilnej pokrywie śnieżnej (południowe regiony europejskiej części Rosji), gdzie może to przyczynić się do zwiększenia głębokości zamarzania gleby. Wynika to z faktu, że przy częstych zmianach mrozów i odwilży na powierzchni cienkiej pokrywy śnieżnej tworzy się skorupa lodowa, której współczynnik przewodzenia ciepła jest kilkakrotnie większy niż przewodność cieplna śniegu i wody. Gleba w obecności takiej skorupy znacznie szybciej ochładza się i zamarza. Obecność pokrywy roślinnej przyczynia się do zmniejszenia głębokości przemarzania gleby, ponieważ zatrzymuje ona i gromadzi śnieg.