Vattenångtryckets dygnsvariation. Daglig och årlig variation av lufttemperaturen nära jordens yta Daglig och årlig variation av lufttemperaturen

Det dagliga och årliga förloppet av lufttemperaturen i atmosfärens ytskikt bestäms av temperaturen på en höjd av 2 m. I grund och botten beror detta förlopp på motsvarande förlopp av temperaturen på den aktiva ytan. Funktioner i lufttemperaturens förlopp bestäms av dess extremer, det vill säga de högsta och lägsta temperaturerna. Skillnaden mellan dessa temperaturer kallas amplituden för lufttemperaturens förlopp. Mönstret av dagliga och årliga variationer i lufttemperaturen avslöjas genom att medelvärdesberäkningar av resultaten från långtidsobservationer görs. Det är förknippat med periodiska fluktuationer. Icke-periodiska störningar av det dagliga och årliga förloppet, orsakade av inträngning av varma eller kalla luftmassor, förvränger det normala förloppet av lufttemperaturen. Värmen som absorberas av den aktiva ytan överförs till det intilliggande luftskiktet. I det här fallet finns det en viss fördröjning i ökningen och minskningen av lufttemperaturen jämfört med förändringar i marktemperaturen. I det normala temperaturförloppet observeras minimitemperaturen före soluppgången, maximum observeras vid 14-15 timmar (Fig. 4.4).

Figur 4.4. Den dagliga kursen för lufttemperaturen i Barnaul(tillgängligt när du laddar ner den fullständiga versionen av handledningen)

Amplitud för dygnsvariation av lufttemperaturöver land är alltid mindre än amplituden för den dagliga variationen av markytans temperatur och beror på samma faktorer, det vill säga på årstid, latitud, molnighet, terräng, såväl som på den aktiva ytans natur och höjden över havet nivå. Amplitud för den årliga kursen beräknas som skillnaden mellan de varmaste och kallaste månadernas medeltemperaturer per månad. Absolut årlig temperaturamplitud kallas skillnaden mellan den absoluta högsta och den absoluta lägsta lufttemperaturen för året, det vill säga mellan den högsta och lägsta temperaturen som observerats under året. Amplituden för det årliga lufttemperaturförloppet på en given plats beror på den geografiska latituden, avståndet från havet, platsens höjd, på det årliga molnighetsförloppet och ett antal andra faktorer. Små årliga temperaturamplituder observeras över havet och är karakteristiska för det maritima klimatet. Över land finns det stora årliga temperaturamplituder som är karakteristiska för det kontinentala klimatet. Det maritima klimatet sträcker sig dock även till regionerna på kontinenterna som gränsar till havet, där frekvensen av havsluftmassor är hög. Havsluften ger ett maritimt klimat till land. Med avståndet från havet djupt in i fastlandet ökar de årliga temperaturamplituderna, det vill säga klimatets kontinentalitet ökar.

Genom amplitudens värde och tidpunkten för början av extrema temperaturer skiljer de sig fyra typer av årlig variation i lufttemperatur. ekvatorial typ Den kännetecknas av två maxima - efter vår- och höstdagjämningarna, när solen är i zenit vid middagstid, och två minima - efter sommar- och jordsolståndet. Denna typ kännetecknas av en liten amplitud: över kontinenterna inom 5-10°C, och över haven endast cirka 1°C. tropisk typ kännetecknas av ett maximum - efter sommarsolståndet och ett minimum - efter vintersolståndet. Amplituden ökar med avståndet från ekvatorn och är i genomsnitt 10-20°С över kontinenterna och 5-10°С över haven. Tempererad typ kännetecknas av att extremer observeras över kontinenterna samtidigt som i fallet med den tropiska typen, och över havet en månad senare. Amplituden ökar med latituden och når 50-60°C över kontinenterna och 15-20°C över haven. polär typ liknar den tidigare typen, men skiljer sig i en ytterligare ökning av amplituden, som når 25-40 ° С över havet och kusterna, och överstiger 65 ° С över land

Januari och juli isotermer på Rysslands territorium??????

Lucas Rein Student (237) för 1 år sedan

JORDENS TERMISKA BÄLT, jordens temperaturzoner, - ett system för att klassificera klimat efter lufttemperatur. Vanligtvis särskiljs: varm zon - mellan årliga isotermer 20 ° (når 30 ° latitud); 2 tempererade zoner (på varje halvklot) - mellan den årliga isotermen på 20 ° och isotermen för den varmaste månaden. 10°; 2 kalla bälten - mellan den varmaste månadens isotermer. 10° och 0°; 2 bälten av evig frost - från jfr. temperatur för den varmaste månaden. under 0°.

Juliette Student (237) för 1 år sedan

Termiska bälten är breda band som omger jorden, med nära lufttemperaturer inuti bältet och skiljer sig från närliggande genom en ojämn latitudinell fördelning av solstrålning. Det finns sju termiska zoner: varmt på båda sidor om ekvatorn, begränsat av årliga isotermer på +20°C; tempererad 2 (nordlig och sydlig) med en gränsisoterm på +10°С i den varmaste månaden; kall 2 inom +10°С och 0°С under den varmaste månaden av evig frost 2 med en genomsnittlig årlig lufttemperatur under 0°С.

Optiska fenomen. Som redan nämnts, när solens strålar passerar genom atmosfären, absorberas en del av den direkta solstrålningen av luftmolekyler, spridda och reflekterade. Som ett resultat av detta observeras olika optiska fenomen i atmosfären, som uppfattas direkt av vårt öga. Dessa fenomen inkluderar: himmelsfärg, refraktion, hägringar, halo, regnbåge, falsk sol, ljuspelare, ljuskors, etc.

Himmel färg. Alla vet att himlens färg ändras beroende på atmosfärens tillstånd. En klar molnfri himmel under dagen har en blå färg. Denna färg på himlen beror på att det finns mycket spridd solstrålning i atmosfären, som domineras av korta vågor som vi uppfattar som blå eller blå. Om luften är dammig förändras den spridda strålningens spektrala sammansättning, himlens blå försvagas; himlen blir vit. Ju molnigare luften är, desto svagare är himlens blå färg.

Himlens färg ändras med höjden. På en höjd av 15 till 20 km himlens färg är svart och lila. Från toppen av höga berg verkar himlens färg djupblå och från jordens yta - blå. Denna förändring i färg från svart-violett till ljusblå beror på den ständigt ökande spridningen av först violetta, sedan blå och blå strålar.

Vid soluppgång och solnedgång, när solens strålar passerar genom atmosfärens största tjocklek och samtidigt förlorar nästan alla kortvågiga strålar (violetta och blå), och endast långvågiga strålar når betraktarens öga, är färgen på en del av himlen nära horisonten och själva solen har en röd eller orange färg.

Refraktion. Som ett resultat av reflektion och brytning av solens strålar när de passerar genom luftlager med olika täthet, genomgår deras bana vissa förändringar. Detta leder till att vi ser himlakroppar och avlägsna föremål på jordens yta i en riktning som är något annorlunda än den där de faktiskt befinner sig. Till exempel, om vi tittar på toppen av ett berg från en dal, så tycks berget oss vara upphöjt; när man siktar från berget in i dalen, märks en ökning i botten av dalen.

Vinkeln som bildas av en rät linje från betraktarens öga till en punkt och riktningen i vilken ögat ser den punkten kallas refraktion.

Mängden brytning som observeras vid jordytan beror på fördelningen av densiteten hos de lägre luftlagren och på avståndet från observatören till föremålet. Luftens densitet beror på temperatur och tryck. I genomsnitt är värdet på jordens brytning, beroende på avståndet till de observerade objekten under normala atmosfäriska förhållanden,:

Mirages. Hägringfenomen är förknippade med onormal brytning av solens strålar, som orsakas av en kraftig förändring av luftdensiteten i den lägre atmosfären. Med en hägring ser observatören, förutom objekt, även deras bilder är lägre eller högre än objektens faktiska position, och ibland till höger eller vänster om dem. Ofta kan betraktaren bara se bilden utan att se själva föremålen.

Om luftdensiteten sjunker kraftigt med höjden, observeras bilden av objekt ovanför deras faktiska plats. Så, till exempel, under sådana förhållanden kan du se silhuetten av fartyget över havet, när fartyget är dolt för observatören bortom horisonten.

Underlägsna hägringar observeras ofta på öppna slätter, särskilt i öknar, där luftdensiteten ökar kraftigt med höjden. I det här fallet ser en person ofta på avstånd, så att säga, en vattnig, lätt böljande yta. Om det samtidigt finns några föremål vid horisonten, verkar de stiga över detta vatten. Och i detta vattenrum kan man se deras konturer vända upp och ner, som om de reflekterades i vattnet. Synligheten av vattenytan på slätten skapas som ett resultat av en stor brytning, vilket orsakar en omvänd bild under jordytan av en del av himlen bakom föremål.

Halo. Fenomenet en halo hänvisar till ljusa eller iriserande cirklar, ibland observerade runt solen eller månen. En gloria uppstår när dessa himlakroppar måste ses genom lätta cirrusmoln eller genom en dimslöja, bestående av isnålar hängande i luften (bild 63).

Fenomenet med en halo uppstår på grund av brytning i iskristaller och reflektion från deras ansikten av solens strålar.

Regnbåge. En regnbåge är en stor flerfärgad båge, vanligtvis observerad efter regn mot bakgrund av regnmoln som ligger mot den del av himlen där solen skiner. Storleken på bågen är annorlunda, ibland finns det en hel iriserande halvcirkel. Vi ser ofta två regnbågar samtidigt. Intensiteten i utvecklingen av enskilda färger i regnbågen och bredden på deras band är olika. I en väl synlig regnbåge ligger röd på ena sidan och lila på den andra; resten av färgerna i regnbågen är i ordningsföljden av spektrumets färger.

Regnbågar orsakas av brytning och reflektion av solens strålar i vattendroppar i atmosfären.

Ljudfenomen i atmosfären. Längsgående vibrationer av partiklar av materia, som fortplantar sig genom materialmediet (genom luft, vatten och fasta ämnen) och når det mänskliga örat, orsakar förnimmelser som kallas "ljud".

Atmosfärisk luft innehåller alltid ljudvågor av olika frekvenser och styrkor. Vissa av dessa vågor skapas på konstgjord väg av människan, och några av ljuden är av meteorologiskt ursprung.

Ljud av meteorologiskt ursprung inkluderar åska, vindens tjut, surrande av trådar, brus och sus från träd, "havets röst", ljud och ljud som uppstår under förflyttning av sandmassor i öknar och över sanddyner , liksom snöflingor öfver en slät yta af snö, ljud vid fall på jordens yta av fast och flytande nederbörd, ljuden av bränningen nära havets och sjöarnas stränder etc. Låt oss uppehålla oss vid några av dem.

Åska observeras under fenomenet en blixtladdning. Den uppstår i samband med de speciella termodynamiska förhållanden som skapas på blixtrörelsens väg. Vanligtvis uppfattar vi åska i form av en serie slag - de så kallade peals. Åskklappar förklaras av det faktum att ljud som genereras samtidigt längs den långa och vanligtvis slingrande blixtvägen når observatören sekventiellt och med olika intensitet. Åska, trots ljudets stora kraft, hörs på ett avstånd av högst 20-25 km(i genomsnitt ca 15 km).

Vindens ylande uppstår när luften rör sig snabbt med en virvling av vissa föremål. I detta fall sker en växling av ackumulering och utflöde av luft från föremål, vilket ger upphov till ljud. Ledningarnas surrande, bruset och prasslet från träd, "havets röst" är också sammankopplade med luftrörelser.

Ljudets hastighet i atmosfären. Hastigheten för ljudutbredning i atmosfären påverkas av luftens temperatur och luftfuktighet, såväl som vinden (riktning och dess styrka). Den genomsnittliga ljudhastigheten i atmosfären är 333 m per sekund. När lufttemperaturen ökar ökar ljudhastigheten något. En förändring av luftens absoluta fuktighet har en mindre effekt på ljudets hastighet. Vinden har ett starkt inflytande: ljudets hastighet i vindens riktning ökar, mot vinden minskar den.

Kunskaper om ljudets utbredningshastighet i atmosfären är av stor betydelse för att lösa ett antal problem vid studier av atmosfärens övre skikt med den akustiska metoden. Med hjälp av den genomsnittliga ljudhastigheten i atmosfären kan du ta reda på avståndet från din plats till platsen för åskan. För att göra detta måste du bestämma antalet sekunder mellan den synliga blixten och det ögonblick då ljudet av åska kommer. Sedan måste du multiplicera medelvärdet för ljudhastigheten i atmosfären - 333 m/sek. under det angivna antalet sekunder.

Eko. Ljudvågor, som ljusstrålar, upplever brytning och reflektion när de passerar från ett medium till ett annat. Ljudvågor kan reflekteras från jordens yta, från vatten, från omgivande berg, moln, från gränsytan mellan luftlager som har olika temperaturer och luftfuktighet. Ljudet, reflekterat, kan upprepas. Fenomenet med upprepning av ljud på grund av reflektion av ljudvågor från olika ytor kallas "eko".

Särskilt ofta observeras ekot i bergen, nära klipporna, där ett högt talat ord upprepas en eller flera gånger efter en viss tidsperiod. Så, till exempel, i Rhendalen finns en Lorelei-klippa, där ekot upprepas upp till 17-20 gånger. Ett exempel på ett eko är åskan som uppstår som ett resultat av reflektionen av ljuden från elektriska urladdningar från olika föremål på jordens yta.

Elektriska fenomen i atmosfären. Elektriska fenomen som observeras i atmosfären är förknippade med närvaron i luften av elektriskt laddade atomer och gasmolekyler som kallas joner. Joner finns i både negativa och positiva laddningar, och delas upp i lätta och tunga efter massans storlek. Atmosfärens jonisering sker under inverkan av den kortvågiga delen av solstrålningen, kosmisk strålning och strålning av radioaktiva ämnen som finns i jordskorpan och i själva atmosfären. Kärnan i jonisering ligger i det faktum att dessa jonisatorer överför energi till en neutral molekyl eller atom av luftgas, under vars verkan en av de yttre elektronerna avlägsnas från kärnans verkningssfär. Som ett resultat blir en atom som berövas en elektron en positiv ljusjon. En elektron borttagen från en given atom ansluter sig snabbt till en neutral atom och på så sätt skapas en negativ ljusjon. Lätta joner, som möter suspenderade partiklar av luft, ger dem sin laddning och bildar därmed tunga joner.

Antalet joner i atmosfären ökar med höjden. I genomsnitt för var 2 km höjd ökar deras antal med tusen joner på en kubikmeter. centimeter. I de höga skikten av atmosfären observeras den maximala koncentrationen av joner på höjder av cirka 100 och 250 km.

Närvaron av joner i atmosfären skapar luftens elektriska ledningsförmåga och det elektriska fältet i atmosfären.

Atmosfärens ledningsförmåga skapas på grund av den höga rörligheten hos främst lätta joner. Tunga joner spelar en liten roll i detta avseende. Ju högre koncentrationen av ljusjoner i luften, desto högre ledningsförmåga. Och eftersom antalet ljusjoner ökar med höjden, ökar också atmosfärens ledningsförmåga med höjden. Så till exempel på en höjd av 7-8 km ledningsförmågan är ungefär 15-20 gånger högre än jordens yta. Vid cirka 100 km konduktiviteten är mycket hög.

Ren luft har få suspenderade partiklar, så den innehåller fler lätta joner och färre tunga. I detta avseende är ledningsförmågan hos ren luft högre än ledningsförmågan hos dammig luft. Därför, i dis och dimma, har konduktiviteten ett lågt värde.Det elektriska fältet i atmosfären etablerades först av M. V. Lomonosov. Vid klart molnfritt väder anses fältstyrkan vara normal. Mot

Jordens ytatmosfär är positivt laddad. Under påverkan av atmosfärens elektriska fält och jordytans negativa fält etableras en vertikal ström av positiva joner från jordytan och uppåt och negativa joner från atmosfären och nedåt. Atmosfärens elektriska fält nära jordytan är extremt varierande och beror på luftens ledningsförmåga. Ju lägre ledningsförmåga atmosfären har, desto större är atmosfärens elektriska fältstyrka. Atmosfärens ledningsförmåga beror huvudsakligen på mängden fasta och flytande partiklar som är suspenderade i den. Under dis, under nederbörd och dimma ökar därför intensiteten av atmosfärens elektriska fält och detta leder ofta till elektriska urladdningar.

Elms ljus. Under åskväder och skurar på sommaren eller snöstormar på vintern kan man ibland observera tysta elektriska urladdningar på spetsarna av föremål som sticker ut över jordens yta. Dessa synliga utsläpp kallas "Elmos eldar" (bild 64). Oftast observeras Elmos ljus på master, på bergstoppar; ibland åtföljs de av ett lätt sprakande.

Elmo-bränder bildas vid en hög elektrisk fältstyrka. Spänningen är så stor att joner och elektroner, som rör sig i hög hastighet, delar luftmolekyler på sin väg, vilket ökar antalet joner och elektroner i luften. I detta avseende ökar luftens ledningsförmåga och från vassa föremål där elektricitet ackumuleras börjar utflödet av elektricitet och urladdning.

Blixt. Som ett resultat av komplexa termiska och dynamiska processer i åskmoln separeras elektriska laddningar: vanligtvis är negativa laddningar placerade i botten av molnet, positiva laddningar i toppen. I samband med en sådan separation av rymdladdningar inne i molnen skapas starka elektriska fält både inne i molnen och mellan dem. I det här fallet kan fältstyrkan nära jordens yta nå flera hundra kilovolt per 1 m. En stor elektrisk fältstyrka leder till att elektriska urladdningar sker i atmosfären. Starka gnistgivande elektriska urladdningar som uppstår mellan åskmoln eller mellan moln och jordytan kallas blixtar.

Varaktigheten av en blixt är i genomsnitt cirka 0,2 sek. Mängden elektricitet som blixten bär på är 10-50 coulombs. Strömstyrkan är mycket stor; ibland når den 100-150 tusen ampere, men i de flesta fall överstiger den inte 20 tusen ampere. De flesta blixtar är negativt laddade.

Beroende på utseendet på gnistblixten är blixten uppdelad i linjär, platt, boll och pärlstav.

Den mest frekvent observerade linjära blixten, bland vilka det finns ett antal varianter: sicksack, grenad, band, raket, etc. Om linjär blixt bildas mellan molnet och jordens yta är dess genomsnittliga längd 2-3 km; blixtar mellan molnen kan nå 15-20 km längd. Blixtens urladdningskanal, som skapas under inverkan av luftjonisering och genom vilken det finns ett intensivt motflöde av negativa laddningar ackumulerade i moln och positiva laddningar ackumulerade på jordens yta, har en diameter på 3 till 60 centimeter.

Platt blixt är en kortvarig elektrisk urladdning som täcker en betydande del av molnet. Platta blixtar åtföljs inte alltid av åska.

Bollblixtar är en sällsynt företeelse. Det bildas i vissa fall efter en stark urladdning av linjär blixt. Bollblixt är ett eldklot med en diameter på vanligtvis 10-20 centimeter(och ibland upp till flera meter). På jordens yta rör sig denna blixt med måttlig hastighet och har en tendens att tränga in i byggnader genom skorstenar och andra små öppningar. Utan att orsaka skada och ha gjort komplexa rörelser kan bollblixtar säkert lämna byggnaden. Ibland orsakar det bränder och förstörelse.

En ännu sällsyntare händelse är pärlformade blixtar. De uppstår när en elektrisk urladdning består av en serie lysande sfäriska eller avlånga kroppar.

Blixtnedslag orsakar ofta stor skada; de förstör byggnader, startar bränder, smälter elektriska ledningar, klyver träd och skadar människor. För att skydda byggnader, industrikonstruktioner, broar, kraftverk, kraftledningar och andra strukturer från direkta blixtnedslag används åskledare (vanligtvis kallas de blixtstång).

Det största antalet dagar med åskväder observeras i tropiska och ekvatoriala länder. Så till exempel på ca. Java har 220 dagar med åskväder på ett år, 150 dagar i Centralafrika, cirka 140 i Centralamerika.I Sovjetunionen inträffar flest dagar med åskväder i Kaukasus (upp till 40 dagar om året), i Ukraina och i sydost den europeiska delen av Sovjetunionen. Åskväder observeras vanligtvis på eftermiddagen, särskilt mellan 15 och 18 timmar.

Polarljus. Norrsken är en egenartad form av glöd i atmosfärens höga lager, som observeras ibland på natten, främst i de polära och cirkumpolära länderna på norra och södra halvklotet (fig. 65). Dessa glöd är en manifestation av atmosfärens elektriska krafter och uppträder på en höjd av 80 upp till 1000 km i mycket sällsynt luft när elektriska laddningar passerar genom den. Norrskens natur är ännu inte helt klarlagd, men det har exakt fastställts att orsaken till deras uppkomst är

påverkan av de övre mycket sällsynta lagren av jordens atmosfär av laddade partiklar (kroppar) som kommer in i atmosfären från aktiva områden av solen (fläckar, prominenser och andra områden) under solutbrott.

Det maximala antalet norrsken observeras nära jordens magnetiska poler. Så, till exempel, vid den magnetiska polen på norra halvklotet finns det upp till 100 norrsken per år.

Beroende på formen på glöden är norrskenen väldigt olika, men de delas vanligtvis in i två huvudgrupper: norrsken av icke-strålform (enhetliga ränder, bågar, lugna och pulserande lysande ytor, diffusa glöd etc.) och norrsken av en strålande struktur (ränder, draperier, strålar, korona och etc.). Norrsken av en strållös struktur kännetecknas av en lugn glöd. Strålstrukturens utstrålningar, tvärtom, är mobila, de ändrar både formen och glödens ljusstyrka och färg. Dessutom åtföljs norrsken av strålande form av magnetiska excitationer.

Följande typer av nederbörd särskiljs enligt formen. Regn- flytande utfällning, bestående av droppar med en diameter på 0,5-6 mm. Större droppar bryts i bitar när de faller. I skyfall är dropparnas storlek större än i kontinuerliga regn, särskilt i början av regnet. Vid negativa temperaturer kan underkylda droppar ibland falla ut. I kontakt med jordens yta fryser de och täcker den med en isskorpa. Duggregn - flytande nederbörd, bestående av droppar med en diameter på cirka 0,5-0,05 mm med en mycket låg fallhastighet. De bärs lätt av vinden i horisontell riktning. Snö- fast nederbörd, bestående av komplexa iskristaller (snöflingor). Deras former är mycket olika och beror på utbildningsvillkoren. Den huvudsakliga formen av snökristaller är en sexuddig stjärna. Stjärnor erhålls från hexagonala plattor, eftersom sublimeringen av vattenånga sker snabbast i hörnen av plattorna, där strålarna växer. På dessa strålar skapas i sin tur grenar. Diametrarna på de fallande snöflingorna kan vara mycket olika gryn, snö och is, - nederbörd bestående av isiga och kraftigt korniga snöflingor med en diameter på mer än 1 mm. Oftast observeras krupp vid temperaturer nära noll, särskilt på hösten och våren. Snögryn har en snöliknande struktur: korn komprimeras lätt med fingrarna. Kärnor av iskorn har en isig yta. Det är svårt att krossa dem, när de faller till marken hoppar de. Från stratus moln på vintern istället för duggregn faller snökorn- små korn med en diameter på mindre än 1 mm, som liknar mannagryn. På vintern, vid låga temperaturer, faller ibland ut ur molnen i den nedre eller mellersta nivån snönålar- sediment bestående av iskristaller i form av hexagonala prismor och plattor utan förgrening. Med betydande frost kan sådana kristaller förekomma i luften nära jordens yta. De är särskilt väl sedda en solig dag, när deras facetter gnistrar och reflekterar solens strålar. Moln i det övre skiktet är sammansatta av sådana isnålar. Har en speciell karaktär frysande regn- nederbörd bestående av genomskinliga iskulor (regndroppar frusna i luften) med en diameter på 1-3 mm. Deras förlust indikerar tydligt närvaron av en temperaturinversion. Någonstans i atmosfären finns ett luftlager med positiv temperatur

Under de senaste åren har flera metoder föreslagits och framgångsrikt testats för artificiell utfällning av moln och bildandet av nederbörd från dem. För att göra detta sprids små partiklar ("korn") av fast koldioxid med en temperatur på cirka -70 ° C från ett flygplan i ett underkylt droppmoln. På grund av en så låg temperatur bildas ett stort antal mycket små iskristaller runt dessa korn i luften. Dessa kristaller sprids sedan i molnet på grund av luftens rörelse. De tjänar som de bakterier på vilka stora snöflingor senare växer - precis som beskrivits ovan (§ 310). I detta fall bildas ett brett (1-2 km) gap i molnskiktet längs hela den väg som flygplanet har färdats (bild 510). De resulterande snöflingorna kan skapa ganska kraftiga snöfall. Det säger sig självt att bara så mycket vatten kan fällas ut på detta sätt som tidigare fanns i molnet. Att stärka kondensationsprocessen och bildandet av primära, minsta molndroppar är ännu inte inom människans makt.

Moln- produkter av kondensation av vattenånga suspenderade i atmosfären, synliga på himlen från jordens yta.

Moln består av små droppar vatten och/eller iskristaller (kallas molnelement). Molnelement av droppar observeras när lufttemperaturen i molnet är över -10 °C; från -10 till -15 °C har molnen en blandad sammansättning (droppar och kristaller), och vid temperaturer i molnet under -15 °C är de kristallina.

Moln klassificeras i ett system som använder latinska ord för utseendet på moln sett från marken. Tabellen sammanfattar de fyra huvudkomponenterna i detta klassificeringssystem (Ahrens, 1994).

Ytterligare klassificering beskriver molnen efter deras höjd. Till exempel, moln som innehåller prefixet "cirr-" i deras namn som cirrusmoln är belägna i den övre nivån, medan moln med prefixet " alt--" i namnet, såsom high-stratus (altostratus), är i mellanskiktet. Flera grupper av moln urskiljs här. De tre första grupperna bestäms av deras höjd över marken. Den fjärde gruppen består av moln av vertikala Den sista gruppen inkluderar en samling av blandade typer av moln.

Lägre moln Nedre moln består mestadels av vattendroppar eftersom de ligger på höjder under 2 km. Men när temperaturen är tillräckligt låg kan dessa moln också innehålla ispartiklar och snö.

Moln av vertikal utveckling Dessa är cumulusmoln som ser ut som isolerade molnmassor, vars vertikala dimensioner är av samma ordning som de horisontella. De brukar kallas temperaturkonvektion eller frontlyft, och kan växa till höjder av 12 km, förverkliga den växande energin genom kondensation vattenånga i själva molnet.

Andra typer av moln Slutligen presenterar vi samlingar av blandade molntyper som inte passar in i någon av de fyra tidigare grupperna.

Större delen av Ryssland kännetecknas av måttlig nederbörd. I Aral-Kaspiska och Turkestan stäpperna, såväl som längst i norr, faller de till och med väldigt lite. Mycket regniga områden inkluderar bara några av Rysslands södra utkanter, särskilt Transkaukasien.

Tryck

Atmosfärstryck- atmosfärens tryck på alla föremål i den och jordens yta. Atmosfäriskt tryck skapas av luftens gravitationella attraktion till jorden. Atmosfärstrycket mäts med en barometer. Atmosfärstryck som är lika med trycket i en 760 mm hög kvicksilverkolonn vid 0 °C kallas normalt atmosfärstryck. (Internationell standardatmosfär - ISA, 101 325 Pa

Närvaron av atmosfärstryck förvirrade människor 1638, när idén om hertigen av Toscana att dekorera Florens trädgårdar med fontäner misslyckades - vattnet steg inte över 10,3 meter. Sökandet efter orsakerna till detta och experiment med ett tyngre ämne - kvicksilver, utfört av Evangelista Torricelli, ledde till att han 1643 bevisade att luft har vikt. Tillsammans med V. Viviani genomförde Torricelli det första experimentet med att mäta atmosfärstryck, uppfann rör Torricelli(den första kvicksilverbarometern) - ett glasrör där det inte finns någon luft. I ett sådant rör stiger kvicksilver till en höjd av cirka 760 mm. Måtttryck nödvändig för processkontroll och produktionssäkerhet. Dessutom används denna parameter för indirekta mätningar av andra processparametrar: nivå, flöde, temperatur, densitet etc. I SI-systemet tas enheten för tryck pascal (Pa) .

I de flesta fall har primära tryckgivare en icke-elektrisk utsignal i form av kraft eller förskjutning och kombineras i en enhet med en mätanordning. Om mätresultaten måste sändas över ett avstånd, används en mellanliggande omvandling av denna icke-elektriska signal till en enhetlig elektrisk eller pneumatisk signal. I detta fall kombineras den primära och mellanliggande omvandlaren till en mätomvandlare.

Används för att mäta tryck tryckmätare, vakuummätare, kombinerade tryck- och vakuummätare, tryckmätare, tryckmätare, tryckmätare, Trycksensorer, differenstryckmätare.

I de flesta enheter omvandlas det uppmätta trycket till en deformation av elastiska element, så de kallas deformation.

Deformationsanordningar används ofta för att mäta tryck vid genomförandet av tekniska processer på grund av enhetens enkelhet, bekvämlighet och säkerhet i drift. Alla deformationsanordningar har någon form av elastiskt element i kretsen, som deformeras under verkan av det uppmätta trycket: rörformig fjäder, membran eller bälg.

Distribution

På jordens yta Atmosfärstryck varierar från plats till plats och över tid. Icke-periodiska förändringar är särskilt viktiga Atmosfärstryck i samband med uppkomsten, utvecklingen och förstörelsen av långsamt rörliga högtrycksområden - anticykloner och relativt snabbt rörliga enorma virvelvindar - cykloner, där lågtryck råder. Extrema värden noterade hittills Atmosfärstryck(vid havsnivån): 808,7 och 684,0 mmHg centimeter. Men trots den stora variationen fördelningen av månadsmedelvärden Atmosfärstryck på jordens yta är varje år ungefär likadant. Genomsnittlig årlig Atmosfärstryck sänkt nära ekvatorn och har minst 10°N. sh. Ytterligare Atmosfärstryck stiger och når ett maximum vid 30-35 ° nordlig och sydlig latitud; sedan Atmosfärstryck minskar igen, når ett minimum vid 60-65°, och stiger igen mot polerna. För denna latitudinella fördelning Atmosfärstryck tiden på året och arten av fördelningen av kontinenter och hav har ett betydande inflytande. Över kalla kontinenter på vintern finns områden med höga Atmosfärstryck Så den latitudinella fördelningen Atmosfärstryck störs, och tryckfältet bryts upp i en serie hög- och lågtrycksområden, som kallas atmosfärens handlingscentra. Med höjden blir den horisontella tryckfördelningen enklare och närmar sig den latitudinella. Från en höjd av ca 5 km Atmosfärstrycköver hela jordklotet minskar från ekvatorn till polerna. I den dagliga kursen Atmosfärstryck 2 maxima detekteras: vid 9-10 h och 21-22 h, och 2 låg: i 3-4 h och 15-16 h. Den har en särskilt regelbunden daglig kurs i tropiska länder, där den dagliga fluktuationen når 2,4 mmHg Konst., och natt - 1.6 mmHg centimeter. Med ökande latitud, förändringens amplitud Atmosfärstryck minskar, men samtidigt blir icke-periodiska förändringar starkare Atmosfärstryck

Luften rör sig ständigt: den stiger - en uppåtgående rörelse, den faller - en nedåtgående rörelse. Luftens rörelse i horisontell riktning kallas vind. Orsaken till förekomsten av vind är den ojämna fördelningen av lufttrycket på jordens yta, som orsakas av en ojämn temperaturfördelning. I detta fall rör sig luftflödet från platser med högt tryck till den sida där trycket är lägre. Med vinden rör sig luften inte jämnt, utan i stötar, vindbyar, särskilt nära jordens yta. Det finns många orsaker som påverkar luftens rörelse: friktionen av luftflödet på jordens yta, stöter på hinder etc. Dessutom avviker luftflöden under påverkan av jordens rotation åt höger i den norra delen av jorden. halvklotet och till vänster på södra halvklotet. Vinden kännetecknas av hastighet, riktning och styrka. Vindhastigheten mäts i meter per sekund (m/s), kilometer per timme (km/h), poäng (på Beaufort-skalan från 0 till 12, för närvarande upp till 13 poäng). Vindhastigheten beror på tryckskillnaden och är direkt proportionell mot den: ju större tryckskillnaden (horisontell barisk gradient), desto större vindhastighet. Den genomsnittliga långtidsvindhastigheten på jordens yta är 4-9 m/s, sällan mer än 15 m/s. I stormar och orkaner (tempererade breddgrader) - upp till 30 m/s, i vindbyar upp till 60 m/s. I tropiska orkaner når vindhastigheterna upp till 65 m/s, och i vindbyar kan de nå 120 m/s. Vindens riktning bestäms av den sida av horisonten som vinden blåser från. För att beteckna den används åtta huvudriktningar (rumber): N, NW, W, SW, S, SE, B, NE. Riktningen beror på tryckfördelningen och på den avböjande effekten av jordens rotation. Vindstyrkan beror på dess hastighet och visar vilket dynamiskt tryck luftflödet utövar på vilken yta som helst. Vindstyrkan mäts i kilogram per kvadratmeter (kg/m2). Vindarna är extremt olika i ursprung, natur och betydelse. Så på tempererade breddgrader, där västlig transport dominerar, råder västliga vindar (NW, W, SW). Dessa områden upptar stora utrymmen - från cirka 30 till 60 på varje halvklot. I polarområdena blåser vindar från polerna till lågtryckszoner på tempererade breddgrader. Dessa områden domineras av nordostliga vindar i Arktis och sydostliga vindar i Antarktis. Samtidigt är de sydostliga vindarna i Antarktis, i motsats till de arktiska, mer stabila och har höga hastigheter. Jordklotets mest omfattande vindzon ligger på tropiska breddgrader, där passadvindarna blåser. Passadvindarna är de konstanta vindarna på tropiska breddgrader. De är vanliga i zonen från 30s. sh. upp till 30. sh. , det vill säga bredden på varje zon är 2-2,5 tusen km. Det är stadiga vindar med måttlig hastighet (5-8 m/s). På jordytan har de på grund av friktion och den avböjande verkan av jordens dagliga rotation en övervägande nordostlig riktning på norra halvklotet och sydost på södra halvklotet (fig. IV.2). De bildas för att i ekvatorialzonen stiger uppvärmd luft och tropisk luft kommer i dess ställe från norr och söder. Passadvindarna var och är av stor praktisk betydelse i navigeringen, särskilt tidigare för segelflottan, då de kallades "passadvindar". Dessa vindar bildar stabila ytströmmar i havet längs ekvatorn, riktade från öst till väst. Det var de som förde Columbus karaveller till Amerika. Vindar är lokala vindar som blåser från hav till land under dagen och från land till hav på natten. I detta avseende särskiljs dag- och nattvindar. Dagsbrisen (havsbrisen) bildas som ett resultat av att landet under dagen värms upp snabbare än havet, och ett lägre tryck etableras ovanför det. Vid denna tidpunkt, över havet (mer kylt), är trycket högre och luften börjar röra sig från havet till land. Nattens (kustnära) bris blåser från land till hav, eftersom landet vid denna tidpunkt kyls snabbare än havet och reducerat tryck är ovanför vattenytan - luften rör sig från kusten till havet.

Vindhastighet vid väderstationer mäts med vindmätare; om enheten är självregistrerande kallas den för anemograf. Anemorumbograf bestämmer inte bara hastigheten utan också vindens riktning i läget för konstant registrering. Instrument för att mäta vindhastighet är installerade på en höjd av 10-15 m över ytan, och vinden som mäts av dem kallas vinden nära jordens yta.

Vindriktningen bestäms genom att benämna punkten i horisonten varifrån vinden blåser eller vinkeln som bildas av vindens riktning med meridianen för den plats där vinden blåser, d.v.s. dess azimut. I det första fallet särskiljs 8 huvudpunkter i horisonten: norr, nordost, öst, sydost, söder, sydväst, väster, nordväst och 8 mellanliggande. 8 huvudriktningar av riktningen har följande förkortningar (ryska och internationella): С-N, Yu-S, З-W, В-E, СЗ-NW, СВ-NE, SW-SW, SE- SE.

Luftmassor och fronter

Luftmassor kallas relativt homogena luftmassor i termer av temperatur och luftfuktighet, som sprider sig över ett område på flera tusen kilometer och flera kilometer i höjd.

De bildas under förhållanden med lång vistelse på mer eller mindre homogena ytor av land eller havet. Flyttas i processen med allmän cirkulation av atmosfären till andra områden på jorden, luftmassor transporteras till dessa områden och deras egna väderregimer Dominansen av vissa luftmassor i en given region under en given säsong skapar karakteristiska klimatregler för området.

Det finns fyra huvudsakliga geografiska typer av luftmassor som täcker hela jordens troposfär. Dessa är massorna av Arktis (Antarktis), tempererad, tropisk och ekvatorial luft. Med undantag för resten, i var och en av dem, marin och Kontinentala sorter urskiljs också, som bildas i enlighet med land och hav .

Polar (Arktis och Antarktis) luft bildas över isytorna i polarområdena och kännetecknas av låga temperaturer, låg fukthalt och god transparens.

Måttlig luft är mycket bättre uppvärmd, den märks på sommaren av en ökad fukthalt, särskilt över havet.De rådande västliga vindarna och cyklonerna av havstempererad luft transporteras och Aleko till djupet av kontinenterna, ofta tillsammans med deras väg med nederbörd

Tropisk luft kännetecknas generellt av höga temperaturer, men om det också är mycket fuktigt över havet, så är det över land tvärtom extremt torrt och dammigt.

Ekvatorialluften präglas av konstant höga temperaturer och ökad fukthalt både över havet och över land.På eftermiddagen faller det ofta kraftiga regn.

Luftmassor med olika temperaturer och luftfuktighet rör sig hela tiden och möter varandra i ett trångt utrymme.Den villkorade ytan som skiljer luftmassorna åt kallas atmosfärsfronten.När denna tänkta yta skär med jordytan är den så kallade atmosfäriska frontlinjen bildas.

Ytan som skiljer arktisk (antarktisk) och tempererad luft kallas för den arktiska respektive den antarktiska fronten. Luft från tempererade breddgrader och tropikerna skiljer polarfronten åt. Eftersom densiteten av varm luft är mindre än densiteten av kall luft, är fronten en lutande plan som alltid lutar mot kall luft. i en mycket liten vinkel (mindre än 1°) mot jordens yta. Kall luft, som tjockare, när den möter varm luft, verkar simma under den och lyfter upp den, vilket orsakar formationen av XMAmar.

Efter att ha träffats fortsätter olika luftmassor att röra sig i massans riktning, som rörde sig med högre hastighet.Samtidigt ändras positionen för frontytan som skiljer dessa luftmassor, beroende på frontens rörelseriktning. yta, kall och varm front urskiljs kall Efter en kallfronts passage stiger atmosfärstrycket och luftfuktigheten minskar När varm luft går fram och fronten rör sig mot lägre temperaturer kallas fronten varm När en varmfront passerar. uppvärmning sker, trycket minskar och temperaturen stiger.

Fronter har stor betydelse för vädret, eftersom moln bildas nära dem och nederbörd ofta faller. På platser där varm och kall luft möts, cykloner uppstår och utvecklas, blir vädret dåligt. Att känna till läget för atmosfäriska fronter, riktning och hastighet på deras rörelser, samt att ha meteorologiska data, som karakteriserar luftmassor, gör väderprognoser.

Anticyklon- ett område med högt atmosfärstryck med slutna koncentriska isobarer vid havsnivån och med motsvarande vindfördelning. I en låg anticyklon - kall förblir isobarerna stängda endast i de lägsta lagren av troposfären (upp till 1,5 km), och i mitten troposfären upptäcks inte ökat tryck alls; närvaron av en höghöjdscyklon ovanför en sådan anticyklon är också möjlig.

En hög anticyklon är varm och behåller slutna isobarer med anticykloncirkulation även i den övre troposfären. Ibland är anticyklonen multicenter. Luften i anticyklonen på norra halvklotet rör sig runt mitten medurs (det vill säga avviker från den bariska gradienten till höger), på södra halvklotet - moturs. Anticyklonen kännetecknas av övervägande av klart eller lätt molnigt väder. På grund av kylningen av luft från jordytan under den kalla årstiden och på natten i anticyklonen är bildningen av ytinversioner och låga stratusmoln (St) och dimma möjlig. På sommaren är måttlig konvektion under dagtid med bildning av cumulusmoln möjlig över land. Konvektion med bildandet av cumulusmoln observeras också i passadvindarna i periferin av subtropiska anticykloner mot ekvatorn. När en anticyklon stabiliseras på låga breddgrader uppstår kraftfulla, höga och varma subtropiska anticykloner. Stabiliseringen av anticykloner sker även på mellan- och polarbreddgraderna. Höga, långsamma anticykloner som stör den allmänna västliga överföringen av mellanbreddgrader kallas blockerande anticykloner.

Synonymer: högtrycksområde, högtrycksområde, baric maximum.

Anticykloner når en storlek på flera tusen kilometer i diameter. I mitten av anticyklonen är trycket vanligtvis 1020-1030 mbar, men kan nå 1070-1080 mbar. Liksom cykloner rör sig anticykloner i riktning mot den allmänna lufttransporten i troposfären, det vill säga från väst till öst, medan de avviker till låga breddgrader. Den genomsnittliga rörelsehastigheten för en anticyklon är cirka 30 km/h på norra halvklotet och cirka 40 km/h på södra halvklotet, men ofta blir anticyklonen inaktiv under lång tid.

Tecken på en anticyklon:

Klart eller delvis molnigt väder

Vindstilla

Ingen nederbörd

Stabilt vädermönster (förändras inte märkbart över tiden så länge det finns en anticyklon)

På sommaren ger anticyklonen varmt, molnigt väder. På vintern ger anticyklonen svår frost, ibland är frostig dimma också möjlig.

En viktig egenskap hos anticykloner är deras bildande i vissa områden. I synnerhet bildas anticykloner över isfält. Och ju kraftigare istäcket är, desto mer uttalad anticyklon; det är därför anticyklonen över Antarktis är mycket kraftfull, och över Grönland är den lågeffekt, över Arktis är den medelsvår. Kraftfulla anticykloner utvecklas också i den tropiska zonen.

Cyklon(från andra grekiska κυκλῶν - "roterande") - en atmosfärisk virvel med enorm (från hundratals till flera tusen kilometer) diameter med reducerat lufttryck i mitten.

Luftrörelse (streckade pilar) och isobarer (heldragna linjer) i en cyklon på norra halvklotet.

Vertikal sektion av en tropisk cyklon

Luft i cykloner cirkulerar moturs på norra halvklotet och medurs på södra. Dessutom har vinden i luftlager på en höjd från jordytan upp till flera hundra meter en term riktad mot mitten av cyklonen längs bariska gradienten (i riktning mot minskande tryck). Värdet på termen minskar med höjden.

Schematisk representation av processen för bildandet av cykloner (svarta pilar) på grund av jordens rotation (blå pilar).

En cyklon är inte bara motsatsen till en anticyklon, de har en annan uppkomstmekanism. Cykloner uppstår ständigt och naturligt på grund av jordens rotation, tack vare Corioliskraften. En konsekvens av Brouwers fixpunktsats är närvaron av minst en cyklon eller anticyklon i atmosfären.

Det finns två huvudtyper av cykloner - extratropiska och tropiska. De första bildas på tempererade eller polära breddgrader och har en diameter på tusentals kilometer i början av utvecklingen, och upp till flera tusen i fallet med den så kallade centrala cyklonen. Bland de extratropiska cyklonerna urskiljs södra cykloner, som bildas på den södra gränsen av tempererade breddgrader (Medelhavet, Balkan, Svarta havet, södra Kaspiska havet, etc.) och skiftar mot norr och nordost. Sydliga cykloner har kolossala energireserver; Det är med de södra cyklonerna i centrala Ryssland och OSS som den tyngsta nederbörden, vindar, åskväder, stormar och andra väderfenomen förknippas.

Tropiska cykloner bildas på tropiska breddgrader och är mindre (hundratals, sällan mer än tusen kilometer), men har större bariska gradienter och vindhastigheter som når nivåer före stormen. Sådana cykloner kännetecknas också av den sk. "eye of the storm" - ett centralt område med en diameter på 20-30 km med relativt klart och lugnt väder. Tropiska cykloner kan förvandlas till extratropiska cykloner under sin utveckling. Under 8-10 ° nordlig och sydlig latitud förekommer cykloner mycket sällan, och i ekvatorns omedelbara närhet förekommer de inte alls.

Cykloner förekommer inte bara i jordens atmosfär, utan även i atmosfären på andra planeter. Till exempel, i Jupiters atmosfär, har den så kallade stora röda fläcken observerats i många år, som tydligen är en långlivad anticyklon.

Det dagliga lufttemperaturförloppet är förändringen av lufttemperaturen under dagen - i allmänhet återspeglar det temperaturen på jordens yta, men ögonblicken för början av maxima och minima är något sena, maximum inträffar vid 2 pm, minimum efter soluppgången.

Lufttemperaturens dagliga amplitud (skillnaden mellan högsta och lägsta lufttemperatur under dagen) är högre på land än över havet; minskar när man flyttar till höga breddgrader (den största i tropiska öknar - upp till 400 C) och ökar på platser med bar jord. Storleken på den dagliga amplituden av lufttemperaturen är en av indikatorerna på klimatets kontinentitet. I öknar är det mycket större än i områden med maritimt klimat.

Lufttemperaturens årliga förlopp (förändring av den genomsnittliga månadstemperaturen under året) bestäms främst av platsens latitud. Lufttemperaturens årliga amplitud är skillnaden mellan högsta och lägsta genomsnittliga månadstemperatur.

Teoretiskt skulle man förvänta sig att dygnsamplituden, d.v.s. skillnaden mellan högsta och lägsta temperatur, skulle vara störst nära ekvatorn, eftersom solen där är mycket högre under dagen än på högre breddgrader och till och med når zenit vid middagstid. på dagjämningsdagarna, d. v. s. sänder den ut vertikala strålar och ger därför den största mängden värme. Men detta observeras faktiskt inte, eftersom, förutom latitud, många andra faktorer också påverkar den dagliga amplituden, vars helhet bestämmer storleken på den senare. I detta avseende är områdets position i förhållande till havet av stor betydelse: om det givna området representerar land, avlägset från havet, eller ett område nära havet, till exempel en ö. På öarna, på grund av havets mjukgörande inflytande, är amplituden obetydlig, den är ännu mindre på haven och oceanerna, men på kontinenternas djup är den mycket större, och amplitudens storlek ökar från kusten. in i det inre av kontinenten. Samtidigt beror amplituden också på årstiden: på sommaren är den större, på vintern är den mindre; skillnaden förklaras av det faktum att på sommaren är solen högre än på vintern, och sommardagens varaktighet är mycket längre än vinterns. Vidare påverkar molntäcket dygnsamplituden: det dämpar temperaturskillnaden mellan dag och natt, håller kvar värmen som avges av jorden på natten och dämpar samtidigt solens strålar.

Den mest betydande dagliga amplituden observeras i öknar och höga platåer. Ökenstenar, helt utan växtlighet, blir väldigt varma under dagen och utstrålar snabbt all värme som tas emot under dagen under natten. I Sahara observerades den dagliga luftamplituden vid 20-25° och mer. Det förekom fall då vattnet efter en hög dagtemperatur till och med frös till på natten, och temperaturen på jordens yta sjönk under 0°, och i norra delarna av Sahara till och med till -6,-8° och steg mycket högre än 30° under dagen.

Den dagliga amplituden är mycket mindre i områden täckta med rik vegetation. Här spenderas en del av värmen som tas emot under dagen på avdunstning av fukt av växter, och dessutom skyddar vegetationstäcket jorden från direkt uppvärmning, samtidigt som den fördröjer strålning på natten. På höga platåer, där luften är avsevärt sällsynt, på natten är balansen mellan värmeinflöde och utflöde kraftigt negativ, och på dagtid är den skarpt positiv, så den dagliga amplituden här är ibland större än i öknar. Till exempel, Przhevalsky, under sin resa till Centralasien, observerade i Tibet en daglig fluktuation i lufttemperaturen, till och med upp till 30 °, och på de höga platåerna i södra delen av Nordamerika (i Colorado och Arizona), dagliga fluktuationer, som observationer visade nådde 40°. Obetydliga fluktuationer i daglig temperatur observeras: i polarländer; till exempel på Novaja Zemlja överstiger inte amplituden 1–2 i genomsnitt även på sommaren. Vid polerna och i allmänhet på höga breddgrader, där solen inte syns alls under dagen eller månaderna, finns det vid denna tidpunkt absolut inga dagliga temperaturfluktuationer. Man kan säga att det dagliga temperaturförloppet smälter samman med det årliga vid polerna, och vintern representerar natt och sommaren dag. Av exceptionellt intresse i detta avseende är observationerna av den sovjetiska drivstationen "Nordpolen".

Således observerar vi den högsta dagliga amplituden: inte vid ekvatorn, där det är cirka 5 ° på land, utan närmare tropiken på norra halvklotet, eftersom det är här som kontinenterna har störst utsträckning, och här de största öknarna och platåer finns. Den årliga temperaturamplituden beror huvudsakligen på platsens latitud, men i motsats till den dagliga temperaturen ökar den årliga amplituden med avståndet från ekvatorn till polen. Samtidigt påverkas den årliga amplituden av alla faktorer som vi redan har behandlat när vi överväger dagliga amplituder. På samma sätt ökar fluktuationerna med avståndet från havet djupt in i fastlandet, och de mest signifikanta amplituderna observeras till exempel i Sahara och i östra Sibirien, där amplituderna är ännu större, eftersom båda faktorerna spelar roll här : kontinentalt klimat och hög latitud, medan i Sahara beror amplituden huvudsakligen på kontinentiteten i landet. Dessutom beror fluktuationer också på områdets topografiska karaktär. För att se i vilken utsträckning denna sista faktor spelar en betydande roll i amplitudförändringen, räcker det med att beakta temperaturfluktuationer i jura och i dalarna. På sommaren, som ni vet, sjunker temperaturen med höjden ganska snabbt, därför, på ensamma toppar, omgivna på alla sidor av kall luft, är temperaturen mycket lägre än i dalar, som är starkt uppvärmda på sommaren. På vintern, tvärtom, finns kalla och täta luftlager i dalarna, och luftens temperatur stiger med höjden till en viss gräns, så att enskilda små toppar ibland är som värmeöar på vintern, medan de på sommaren är kallare punkter. Följaktligen är den årliga amplituden, eller skillnaden mellan vinter- och sommartemperaturer, större i dalarna än i bergen. Platåernas utkanter är i samma förhållanden som enskilda berg: omgivna av kall luft får de samtidigt mindre värme jämfört med platta, platta områden, så att deras amplitud inte kan vara signifikant. Förutsättningarna för uppvärmning av platåernas centrala delar är redan olika. Starkt uppvärmda på sommaren på grund av förtärnad luft, utstrålar de mycket mindre värme jämfört med isolerade berg, eftersom de är omgivna av uppvärmda delar av platån, och inte av kall luft. Därför kan temperaturen på platåerna på sommaren vara mycket hög, medan platåerna på vintern förlorar mycket värme genom strålning på grund av att luften ovanför dem sällsynt, och det är naturligt att mycket kraftiga temperaturfluktuationer observeras här.

KAPITELIIIJORDENS SKAL

Ämne 2 ATMOSFÄR

§trettio. DAGLIGT ÄNDRING AV LUFTTEMPERATUREN

Kom ihåg vad som är källan till ljus och värme på jorden.

Hur värms klar luft upp?

HUR LUFTEN VÄRMER. Från naturhistoriens lärdomar vet du att genomskinlig luft överför solens strålar till jordens yta och värmer upp den. Det är luften som inte värms upp med strålar, utan värms upp från en uppvärmd yta. Därför, ju längre från jordens yta, desto kallare är det. Det är därför när ett plan flyger högt över marken är lufttemperaturen väldigt låg. Vid troposfärens övre gräns sjunker den till -56 °C.

Det har konstaterats att efter varje höjdkilometer sjunker lufttemperaturen med i genomsnitt 6 °C (bild 126). Högt uppe i bergen får jordens yta mer solvärme än vid foten. Men värmen försvinner snabbare med höjden. Därför kan du, när du klättrar i bergen, märka att lufttemperaturen gradvis minskar. Det är därför snö och is ligger på topparna av höga berg.

HUR MAN MÄTER LUFTTEMPERATUREN. Naturligtvis vet alla att lufttemperaturen mäts med en termometer. Det är dock värt att komma ihåg att en termometer är felaktigt installerad, till exempel i solen, den visar inte lufttemperaturen, utan hur många grader själva enheten har värmde upp. Vid meteorologiska stationer placeras termometern i en speciell monter för att få korrekta data. Dess väggar är spaltade. Detta tillåter luft att fritt komma in i båset, tillsammans skyddar gallren termometern på wii. direkt solljus. Båset installeras på en höjd av 2 m från marken. Termometeravläsningar registreras var tredje timme.

Ris. 126. Förändring av lufttemperatur med höjden

Flyger över molnen

1862 flög två engelsmän i en ballong. På en höjd av 3 km, förbi molnen, skakade forskarna av kylan. När molnen försvann och solen kom fram blev det ännu kallare. På höjden av dessa 5 km frös vattnet, det blev svårt för människor att andas, det stökade i öronen och med brist på styrka var det faktiskt axeln. Så släng den sällsynta luften på kroppen. På 3 km höjd förlorade en av de överlevande medvetandet. På höjder och 11 km var det -24°C (på jorden vid den tiden var gräset grönt och blommor blommade). Båda våghalsarna hotades till livet. Därför gick de ner till jorden så snabbt som möjligt.

Ris. 127. Diagram över lufttemperaturens dagliga förlopp

DAGLIG TEMPERATURÄNDRING. Solens strålar under dagen värmer jorden ojämnt (bild 128). Vid middagstid, när solen står högt över horisonten, värms jordens yta upp som mest. Höga lufttemperaturer observeras dock inte vid middagstid (kl. 12), utan två eller tre timmar efter middagstid (kl. 14-15). Detta eftersom det tar tid att överföra värme från jordens yta. På eftermiddagen, trots att solen redan är på väg ner mot horisonten, fortsätter luften att ta emot värme från den uppvärmda ytan i ytterligare två timmar. Sedan svalnar ytan gradvis, lufttemperaturen minskar därefter. De lägsta temperaturerna är före soluppgången. Det är sant att vissa dagar kan ett sådant dagligt temperaturmönster störas.

Följaktligen är orsaken till förändringen i lufttemperaturen under dagen förändringen i belysningen av jordens yta på grund av dess rotation runt sin axel. En mer visuell representation av temperaturförändringen ges av graferna för lufttemperaturens dagliga förlopp (fig. 127).

VAD ÄR AMPLITUDEN FÖR VARIATION AV LUFTTEMPERATUREN. Skillnaden mellan högsta och lägsta lufttemperatur kallas amplituden för temperaturfluktuationen (A). Det finns dagliga, månatliga, årliga amplituder.

Till exempel, om den högsta lufttemperaturen under dagen var +25 °C och +9 °C, kommer amplituden på fluktuationerna att vara 16 °C (25 - 9 = 16) (Mat. 129). Jordytans natur (det kallas den underliggande) påverkar de dagliga amplituderna av temperaturfluktuationer. Till exempel, över haven är amplituden bara 1-2 °C, över stäpperna 15-0 °C, och i öknar når den 30 °C.

Ris. 129. Bestämning av den dagliga amplituden av fluktuationer i lufttemperatur

KOM IHÅG

Luften värms upp från jordens yta; Med höjden sjunker dess temperatur med cirka 6 ° C för varje kilometer höjd.

Lufttemperaturen under dagen ändras på grund av förändringar i ytbelysningen (byte av dag och natt).

Amplituden av temperaturfluktuationer är skillnaden mellan den högsta och lägsta lufttemperaturen.

FRÅGOR OCH UPPGIFTER

1. Lufttemperaturen vid jordytan är +17 °C. Bestäm temperaturen utanför ett flygplan som flyger på en höjd av 10 km.

2. Varför installeras en termometer i en speciell monter på meteorologiska stationer?

3. Berätta hur lufttemperaturen förändras under dagen.

4. Beräkna den dagliga amplituden för luftfluktuationer enligt följande data (i °C): -1,0, + 4, +5, +3, -2.

5. Fundera på varför den högsta dagliga lufttemperaturen inte observeras vid middagstid, när solen står högt över horisonten.

ÖVNING 5 (Början. Se sid. 133, 141.)

Ämne: Lösa problem om förändringen i lufttemperatur med höjd.

1. Lufttemperaturen vid jordytan är +25 °C. Bestäm lufttemperaturen på toppen av ett berg vars höjd är 1500 m.

2. Termometern på den meteorologiska stationen, som ligger på toppen av berget, visar 16 ° C över noll. Samtidigt är lufttemperaturen vid dess fot +23,2 °C. Beräkna bergets relativa höjd.

Det dagliga förloppet av lufttemperaturen bestäms av motsvarande förlopp för temperaturen på den aktiva ytan. Uppvärmning och kylning av luft beror på den aktiva ytans termiska regim. Värmen som absorberas av denna yta sprider sig delvis i djupet av jorden eller reservoaren, och den andra delen avges till det intilliggande skiktet av atmosfären och sprids sedan till de överliggande skikten. I det här fallet finns det en viss fördröjning i tillväxten och minskningen av lufttemperaturen jämfört med förändringen i marktemperaturen.

Den lägsta lufttemperaturen på en höjd av 2 m observeras före soluppgången. När solen stiger över horisonten stiger lufttemperaturen snabbt i 2-3 timmar. Då saktar temperaturökningen ner. Dess maximum inträffar efter 2-3 timmar på eftermiddagen. Vidare sjunker temperaturen - först långsamt och sedan snabbare.

Över haven och oceanerna inträffar den maximala lufttemperaturen 2-3 timmar tidigare än över kontinenterna, och amplituden för den dagliga variationen av lufttemperaturen över stora vattenkroppar är större än amplituden av temperaturfluktuationerna på vattenytan. Detta förklaras av att absorptionen av solstrålning av luft och dess egen strålning över havet är mycket större än över land, eftersom luften över havet innehåller mer vattenånga.

Funktioner hos den dagliga variationen av lufttemperaturen avslöjas genom att medelvärdesberäkningar av resultaten av långtidsobservationer. Med detta medelvärde utesluts individuella icke-periodiska överträdelser av den dagliga temperaturvariationen i samband med intrång av kalla och varma luftmassor. Dessa intrång förvränger temperaturens dygnsvariation. Till exempel, under inträngningen av en kall luftmassa under dagen, sjunker ibland lufttemperaturen under vissa punkter, snarare än stiger. Med invasionen av en varm massa på natten kan temperaturen stiga.

Med stabilt väder är förändringen i lufttemperatur under dagen ganska tydligt uttryckt. Men amplituden för den dagliga variationen av lufttemperaturen över land är alltid mindre än amplituden för den dagliga variationen av temperaturen på jordytan. Amplituden för den dagliga variationen av lufttemperaturen beror på ett antal faktorer.

Platsens breddgrad. När latituden ökar, minskar amplituden för den dagliga variationen i lufttemperaturen. De största amplituderna observeras på subtropiska breddgrader. I genomsnitt, under ett år, är den övervägda amplituden cirka 12 ° С i tropiska regioner, 8-9 ° С i tempererade breddgrader, 3-4 ° С nära polcirkeln och 1-2 ° С i Arktis.

Säsong. På tempererade breddgrader observeras de minsta amplituderna på vintern och de största på sommaren. På våren är de något större än på hösten. Amplituden för den dagliga temperaturvariationen beror inte bara på dagtidsmaximum, utan också på nattminimum, som är lägre ju längre natten är. På tempererade och höga breddgrader, under korta sommarnätter, hinner inte temperaturen sjunka till mycket låga värden, och därför förblir amplituden här relativt liten. I polarområdena är amplituden för den dagliga variationen i lufttemperaturen endast cirka 1 °C, under förhållandena för en polardag dygnet runt. Under polarnatten observeras nästan inte dygnstemperaturfluktuationer. I Arktis observeras de största amplituderna på våren och hösten. På Dixon Island är den högsta amplituden under dessa årstider i genomsnitt 5–6 °C.

De största amplituderna för lufttemperaturens dygnsvariation observeras på tropiska breddgrader, och här beror de knappast på årstiden. Således, i tropiska öknar, är dessa amplituder 20–22 ° С under hela året.

Den aktiva ytans natur. Ovanför vattenytan är amplituden för den dagliga variationen i lufttemperatur mindre än över land. Över haven och oceanerna är de i genomsnitt 2–3°C. Med avstånd från kusten till fastlandets djup ökar amplituderna till 20–22 °C. En liknande, men svagare effekt på det dagliga lufttemperaturförloppet utövas av inre vattendrag och mycket fuktade ytor (kärr, platser med riklig vegetation). I torra stäpper och öknar når den genomsnittliga årliga amplituden för den dagliga variationen av lufttemperaturen 30 °C.

Molnig. Amplituden för den dagliga variationen av lufttemperaturen på klara dagar är större än på molniga dagar, eftersom fluktuationer i lufttemperaturen är direkt beroende av fluktuationer i temperaturen i det aktiva lagret, som i sin tur är direkt relaterade till antalet och naturen av moln .

Terrängavlastning. Lättnaden av området har ett betydande inflytande på det dagliga förloppet av lufttemperaturen, vilket först märktes av A. I. Voeikov. Med konkava reliefformer (hålor, fördjupningar, dalar) kommer luften i kontakt med den största delen av den underliggande ytan. Här stagnerar luften under dagen, och på natten svalnar den över sluttningarna och rinner till botten. Som ett resultat ökar både dagtid och nattkyla luft i konkava landformer jämfört med platt terräng. Således ökar också amplituderna för dygnstemperaturfluktuationer i en sådan lättnad. Med konvexa landformer (berg, kullar, kullar) kommer luften i kontakt med den minsta delen av den underliggande ytan. Den aktiva ytans inverkan på lufttemperaturen minskar. Således är amplituderna för den dagliga variationen av lufttemperaturen i hålor, hålor och dalar större än över slätter, och över de senare är de större än över bergstoppar och kullar.

Höjd över havet. Med en ökning av höjden minskar amplituden för den dagliga variationen i lufttemperatur, och ögonblicken för början av maxima och minima skiftas till en senare tidpunkt. Den dagliga temperaturvariationen med en amplitud på 1–2°C observeras även på höjden av tropopausen, men här beror det redan på absorptionen av solstrålning av ozon som finns i luften.

Det årliga förloppet för lufttemperaturen bestäms först och främst av det årliga förloppet för temperaturen på den aktiva ytan. Årscykelns amplitud är skillnaden mellan den genomsnittliga månadstemperaturen för de varmaste och kallaste månaderna.

På det norra halvklotet på kontinenterna observeras den maximala medellufttemperaturen i juli, den lägsta i januari. På kontinenternas hav och kuster inträffar extrema temperaturer något senare: maximalt - i augusti, minimum - i februari - mars. På land är amplituden för den årliga variationen i lufttemperatur mycket större än över vattenytan.

Platsens latitud har ett stort inflytande på amplituden för den årliga variationen av lufttemperaturen. Den minsta amplituden observeras i ekvatorialzonen. Med en ökning av platsens latitud ökar amplituden och når de högsta värdena på de polära breddgraderna. Amplituden för årliga fluktuationer i lufttemperaturen beror också på platsens höjd över havet. När höjden ökar minskar amplituden. Väderförhållandena har stor inverkan på lufttemperaturens årliga förlopp: dimma, regn och huvudsakligen molnighet. Frånvaron av moln på vintern leder till en minskning av medeltemperaturen för den kallaste månaden och på sommaren - till en ökning av medeltemperaturen för den varmaste månaden.

Lufttemperaturens årliga förlopp i olika geografiska områden är varierande. Beroende på storleken på amplituden och tidpunkten för början av extrema temperaturer särskiljs fyra typer av årlig variation i lufttemperatur.

• 1. Ekvatorial typ. I ekvatorzonen observeras två temperaturmaximum per år - efter vår- och höstdagjämningarna, när solen står på sin zenit över ekvatorn vid middagstid, och två minimum - efter vinter- och sommarsolståndet, när solen är vid sin lägsta höjden. Amplituden på årsvariationen är här små, vilket förklaras av en liten förändring i värmeinflödet under året. Över haven är amplituderna cirka 1 °C och över kontinenterna 5–10 °C.
• 2. Typ av tempererad zon. På tempererade breddgrader finns också en årlig variation i temperatur med ett maximum efter sommaren och ett minimum efter vintersolståndet. Över kontinenterna på norra halvklotet observeras den maximala genomsnittliga månadstemperaturen i juli, över haven och kusterna - i augusti. Årliga amplituder ökar med latitud. Över haven och kusterna är de i genomsnitt 10--15 ° C, över kontinenterna 40--50 ° C, och på en latitud av 60 ° når de 60 ° C.
• 3. Polartyp. Polarområdena kännetecknas av långa kalla vintrar och relativt korta svala somrar. De årliga amplituderna över havet och polarhavens kuster är 25–40 °C, och på land överstiger de 65 °C. Den maximala temperaturen observeras i augusti, den lägsta - i januari.

De övervägda typerna av årliga variationer i lufttemperatur identifieras från långtidsdata och representerar regelbundna periodiska fluktuationer. Under vissa år, under påverkan av intrång av varma eller kalla massor, förekommer avvikelser från ovanstående typer. Frekventa invasioner av havsluftmassor på fastlandet leder till en minskning av amplituden. Inträngningar av kontinentala luftmassor på havets och havens kuster ökar deras amplitud i dessa områden. Icke-periodiska temperaturförändringar är främst förknippade med advektion av luftmassor. Till exempel, på tempererade breddgrader, sker betydande icke-periodisk kylning när kalla luftmassor invaderar från Arktis. Samtidigt noteras ofta återkommande kyla på våren. När tropiska luftmassor invaderar tempererade breddgrader, observeras värmeåtergång hösten 8, sid. 285 - 291.

Allmän information om lufttemperatur

Definition 1

Indikatorn för luftens termiska tillstånd som registreras av mätinstrument kallas temperatur.

Solens strålar, som faller på planetens sfäriska form, värmer den på olika sätt, eftersom de kommer från olika vinklar. Solens strålar värmer inte den atmosfäriska luften, medan jordytan värms upp mycket kraftigt och överför värmeenergi till de intilliggande luftlagren. Varm luft blir lätt och stiger upp, där den blandas med kall luft och avger en del av sin värmeenergi. Varm luft svalnar med höjden och vid en höjd av $10$ km blir dess temperatur konstant $-40$ grader.

Definition 2

I stratosfären förändras temperaturerna och dess indikatorer börjar stiga. Detta fenomen har fått ett namn temperaturinversion.

Mest av allt värms jordens yta upp där solens strålar faller i rät vinkel - detta är området ekvator. Minsta mängd värme som tas emot polär och polarområdena, eftersom solstrålarnas infallsvinkel är skarp och strålarna glider över ytan, och dessutom sprids de också av atmosfären. Som ett resultat av detta kan vi säga att lufttemperaturen minskar från ekvatorn till planetens poler.

En viktig roll spelas av lutningen av jordens axel mot omloppsplanet och tiden på året, vilket leder till ojämn uppvärmning av de norra och södra halvkloten. Lufttemperaturen är inte en konstant indikator, den förändras under dagen var som helst i världen. På tematiska klimatkartor visas lufttemperaturen med en speciell symbol, som kallas isoterm.

Definition 3

Isotermer- dessa är linjer som förbinder punkter på jordens yta med samma temperatur.

På basis av isotermer särskiljs termiska bälten på planeten, som går från ekvatorn till polerna:

• Ekvatorial eller varmt bälte;
• Två tempererade bälten;
• två kalla zoner.

Således påverkas lufttemperaturen i hög grad av:

• Platsens geografiska latitud;
• Värmeöverföring från låga breddgrader till höga breddgrader;
• Fördelning av kontinenter och hav;
• Placering av bergskedjor;
• Strömmar i havet.

Temperaturförändring

Lufttemperaturen ändras kontinuerligt under dagen. Landet värms snabbt upp under dagen, och luften värms upp från det, men med nattens början svalnar landet också snabbt, och efter det kyls luften. Därför blir det svalast under gryningen och varmast på eftermiddagen.

Utbytet av värme, massa och rörelsemängd mellan de enskilda skikten i atmosfären sker konstant. Atmosfärens växelverkan med jordens yta kännetecknas av samma processer och utförs på följande sätt:

• Strålningsväg (luftabsorption av solstrålning);
• Värmeledningsväg;
• Värmeöverföring genom avdunstning, kondensation eller kristallisation av vattenånga.

Lufttemperaturen kan inte ens på samma latitud vara konstant. På jorden, bara i en klimatzon, finns det ingen daglig temperaturfluktuation - detta är en varm eller ekvatorial zon. Här kommer både natt- och daglufttemperaturer att ha samma värde. På kusterna av stora reservoarer och ovanför deras yta är den dagliga amplituden också obetydlig, men i ökenklimatzonen når skillnaden mellan dag- och natttemperaturer ibland $50-60$ grader.

I tempererade klimatzoner inträffar den maximala solstrålningen under sommarsolståndens dagar - på norra halvklotet är det juli månad, och på södra halvklotet - januari. Anledningen till detta ligger inte bara i intensiv solstrålning, utan också i det faktum att planetens mycket uppvärmda yta avger en enorm mängd termisk energi.

Mellanbreddgrader kännetecknas av högre årliga amplituder. Varje plats på planeten kännetecknas av dess genomsnittliga och absoluta lufttemperaturer. Den hetaste platsen på jorden är Libyens öken, där det absoluta maxvärdet är fast - ($ +58 $ grader), och den kallaste platsen är den ryska stationen "öst" i Antarktis - ($ -89,2 $ grader). Alla medeltemperaturer - genomsnittlig daglig, genomsnittlig månatlig, genomsnittlig årlig - är aritmetiskt medelvärde värden för flera indikatorer på termometern. Vi vet redan att lufttemperaturen i troposfären minskar med höjden, men i ytskiktet kan dess fördelning vara annorlunda - den kan öka, minska eller förbli konstant. Idén om hur lufttemperaturen fördelas med höjden ger vertikal gradient temperatur (VGT). Tid på året, tid på dygnet, väderförhållanden påverkar värdet på VGT. Till exempel bidrar vinden till blandningen av luft och vid olika höjder planar dess temperatur av, vilket gör att WGT-vinden minskar. VGT minskar kraftigt om jorden är våt, träda åkern har en VGT som är större än för en tätt besådd åker, eftersom dessa ytor har olika temperaturregimer.

VGT-tecknet indikerar hur temperaturen förändras med höjden, om den är mindre än noll så ökar temperaturen med höjden. Och omvänt, om tecknet är större än noll, kommer temperaturen att minska med avståndet från ytan och förbli oförändrad vid VGT = 0. En sådan fördelning av temperatur med höjd kallas inversioner.

Inversioner kan vara:

• Strålning (strålningskylning av ytan);
• Advektiv (bildas när varm luft rör sig på en kall yta).

Det finns fyra typer av årlig temperaturvariation baserad på den genomsnittliga långtidsamplituden och tidpunkten för början av extrema temperaturer:

• Ekvatorialtyp - det finns två maxima och två minima;
• Tropisk typ (maximum och minimum observerade efter solståndet);
• Måttlig typ (maximum och minimum observeras efter solståndet);
• Polartyp (lägsta temperatur under polarnatten);

Höjden på en plats över havet påverkar också lufttemperaturens årliga förlopp. Den årliga amplituden minskar med höjden. Lufttemperaturen mäts av specialister på meteorologiska stationer.