Alttaki yüzeyin ve atmosferin termal rejimi kısaca. Alttaki yüzeyin termal rejimi. Yükseklik ile günlük sıcaklık genliğinde değişiklik

Bir n n n yüzeyinin ısıtılması Bir yüzeyin ısı dengesi, yüzeyin sıcaklığını, büyüklüğünü ve değişimini belirler. Isıtıldığında, bu yüzey ısıyı (uzun dalga aralığında) hem alttaki katmanlara hem de atmosfere aktarır. Bu yüzeye aktif yüzey denir.

n n Aktif yüzeyden ısının yayılması, alttaki yüzeyin bileşimine bağlıdır ve ısı kapasitesi ve termal iletkenliği ile belirlenir. Kıtaların yüzeyinde, altta yatan substrat toprak, okyanuslarda (denizlerde) - sudur.

n Toprakların genel olarak sudan daha düşük bir ısı kapasitesi ve daha yüksek bir ısıl iletkenliği vardır. Bu nedenle topraklar sudan daha hızlı ısınır, ancak aynı zamanda daha hızlı soğur. n Su daha yavaş ısınır ve daha yavaş ısı verir. Ek olarak, suyun yüzey katmanları soğuduğunda, karıştırma ile birlikte termal konveksiyon meydana gelir.

n n n n Sıcaklık, termometrelerle derece cinsinden ölçülür: SI sisteminde - Kelvin ºK derece olarak Sistem dışı: Santigrat derece ºС ve Fahrenhayt ºF derece olarak. 0 ºK = - 273 ºC. 0 ºF = -17,8 °C 0 ºC = 32 ºF

ºC=0.56*F-17.8 ºF=1.8*C+32

Topraklarda günlük sıcaklık dalgalanmaları n n n Isıyı katmandan katmana aktarmak zaman alır ve gün içinde maksimum ve minimum sıcaklıkların başlama anları her 10 cm'de bir yaklaşık 3 saat geciktirilir. Günlük sıcaklık dalgalanmalarının derinlikle genliği her 15 cm'de 2 kat azalır. Ortalama 1 m derinlikte, toprak sıcaklığındaki günlük dalgalanmalar "ortadan kaybolur". Günlük sıcaklık değerlerindeki dalgalanmaların durduğu katmana sabit günlük sıcaklık katmanı denir.

n n Derinlikle birlikte günlük sıcaklık dalgalanmalarının genliği her 15 cm'de 2 kat azalır. Ortalama 1 m derinlikte, toprak sıcaklığındaki günlük dalgalanmalar "ortadan kaybolur". Günlük sıcaklık değerlerindeki dalgalanmaların durduğu katmana sabit günlük sıcaklık katmanı denir.

1 ila 80 cm arasında farklı derinliklerde toprakta günlük sıcaklık değişimi Pavlovsk, Mayıs.

Topraklarda yıllık sıcaklık dalgalanmaları n n Yıl boyunca maksimum ve minimum sıcaklıklar metrede ortalama 20-30 gün geciktirilir.

Kaliningrad'da 3 ila 753 cm arasında farklı derinliklerde topraktaki yıllık sıcaklık değişimi

Arazi yüzey sıcaklığının günlük seyri n n n Yüzey sıcaklığının günlük seyrinde, kuru ve bitki örtüsünden yoksun, açık bir günde, maksimum 13-14 saat sonra ve minimum - gün doğumu civarında gerçekleşir. Bulutluluk, günlük sıcaklık değişimini bozarak maksimum ve minimumda bir kaymaya neden olabilir. Nem ve yüzey bitki örtüsü, sıcaklığın seyri üzerinde büyük bir etkiye sahiptir.

n n Gündüz maksimum yüzey sıcaklığı +80 ºС ve üzeri olabilir. Günlük sıcaklık genlikleri 40 ºС'ye ulaşır. Aşırı değerlerin ve sıcaklık genliklerinin değerleri, yerin enlemine, mevsime, bulutluluğa, yüzeyin termal özelliklerine, rengine, pürüzlülüğüne, bitki örtüsünün doğasına, eğim yönüne (maruziyet) bağlıdır.

n Su kütlelerinde maksimum sıcaklık momentleri, karaya kıyasla gecikir. Maksimum, yaklaşık 1415 saatte, minimum - gün doğumundan 2-3 saat sonra gerçekleşir.

Deniz suyundaki günlük sıcaklık dalgalanmaları n n Yüksek enlemlerde Okyanus yüzeyindeki günlük sıcaklık dalgalanmaları ortalama olarak sadece 0,1 ºС, ılıman 0,4 ºС, tropikal - 0,5 ºС'dir. Bu titreşimlerin penetrasyon derinliği 15-20 m'dir.

Arazi sıcaklığındaki yıllık değişimler n n Kuzey yarımkürede en sıcak ay Temmuz, en soğuk ay ise Ocak'tır. Yıllık genlikler ekvatorda 5 ºº ile ılıman bölgenin keskin kıtasal koşullarında 60-65 ºº arasında değişmektedir.

Okyanustaki yıllık sıcaklık seyri n n Okyanus yüzeyindeki yıllık maksimum ve minimum sıcaklıklar, karaya kıyasla yaklaşık bir ay gecikir. Kuzey yarımkürede maksimum, Ağustos ayında, minimum - Şubat ayında gerçekleşir. Okyanus yüzeyindeki yıllık sıcaklık genlikleri, ekvator enlemlerinde 1 ºº'den ılıman enlemlerde 10.2 ºº'ye kadar. Yıllık sıcaklık dalgalanmaları 200-300 m derinliğe kadar nüfuz eder.

Atmosfere ısı transferi n n n Atmosferik hava, doğrudan güneş ışığı ile hafifçe ısıtılır. Atmosfer, alttaki yüzey tarafından ısıtılır. Isı, konveksiyon, adveksiyon ve su buharının yoğuşması sırasında açığa çıkan ısının bir sonucu olarak atmosfere aktarılır.

Yoğuşma sırasında ısı transferi n n Yüzeyin ısıtılmasıyla su, su buharına dönüştürülür. Su buharı yükselen hava tarafından taşınır. Sıcaklık düştüğünde suya dönüşebilir (yoğuşma). Bu, atmosfere ısı verir.

Adyabatik süreç n n n Yükselen havada, adyabatik süreç nedeniyle sıcaklık değişir (gazın iç enerjisini işe ve işi iç enerjiye dönüştürerek). Yükselen hava genişler, iç enerjisini harcadığı işi yapar ve sıcaklığı düşer. Aşağı inen hava ise tam tersine sıkıştırılır, buna harcanan enerji açığa çıkar ve hava sıcaklığı yükselir.

n n Kuru veya su buharı içeren, ancak doymamış hava, yükselen, her 100 m'de adyabatik olarak 1 ºº soğur Su buharıyla doygun hava, 100 m yükselirken 0,6 ºº soğur, çünkü içinde yoğuşma meydana gelir, ısı salınımı eşlik eder.

İndirirken, nem yoğuşması meydana gelmediğinden hem kuru hem de nemli hava eşit şekilde ısınır. n Her 100 m inişte hava 1ºC ısınır. n

İnversiyon n n n Yükseklikle birlikte sıcaklıktaki bir artışa inversiyon, sıcaklığın yükseklikle arttığı bir tabakaya da inversiyon tabakası denir. İnversiyon türleri: - Radyasyon inversiyonu - gün batımından sonra, güneş ışınları üst katmanları ısıttığında oluşan radyasyon inversiyonu; - Advive inversiyon - sıcak havanın soğuk bir yüzeye girmesinin (adveksiyonunun) bir sonucu olarak oluşur; - Orografik inversiyon - soğuk hava çöküntülere akar ve orada durgunlaşır.

Yüksekliğe sahip sıcaklık dağılımı türleri a - yüzey inversiyonu, b - yüzey izotermi, c - serbest atmosferde inversiyon

Advection n n Diğer koşullar altında oluşan bir hava kütlesinin belirli bir bölgeye girmesi (adveksiyonu). Sıcak hava kütleleri belirli bir alanda hava sıcaklığında artışa, soğuk hava kütleleri ise azalmaya neden olur.

Serbest atmosferin günlük sıcaklık değişimi n n n Alt troposferdeki 2 km yüksekliğe kadar olan günlük ve yıllık sıcaklık değişimi, yüzey sıcaklık değişimini yansıtır. Yüzeyden uzaklaştıkça, sıcaklık dalgalanmalarının genlikleri azalır ve maksimum ve minimum anlar ertelenir. Kışın hava sıcaklığındaki günlük dalgalanmalar, yaz aylarında 0,5 km yüksekliğe kadar - 2 km'ye kadar fark edilir. 2 m'lik katmanda, günlük maksimum yaklaşık 14-15 saat ve minimum gün doğumundan sonra bulunur. Günlük sıcaklık genliğinin genliği, artan enlem ile azalır. Subtropikal enlemlerde en büyüğü, en küçüğü - kutupta.

n n n Eşit sıcaklıktaki çizgilere izoterm denir. Yıllık ortalama sıcaklığın en yüksek olduğu izoterme "Termal Ekvator" denir. ş.

Hava sıcaklığının yıllık değişimi n n n Enleme bağlıdır. Ekvatordan kutuplara doğru, hava sıcaklığı dalgalanmalarının yıllık genliği artar. Genliğin büyüklüğüne ve aşırı sıcaklıkların başlama zamanına göre 4 tip yıllık sıcaklık değişimi vardır.

n n Ekvator tipi - iki maksimum (ekinokslardan sonra) ve iki minimum (gündönümünden sonra). Okyanustaki genlik, karada yaklaşık 1 ºº'dir - 10 ºº'ye kadar. Sıcaklık yıl boyunca pozitiftir. Tropikal tip - bir maksimum (yaz gündönümünden sonra) ve bir minimum (kış gündönümünden sonra). Okyanus üzerindeki genlik, karada yaklaşık 5 ºº'dir - 20 ºº'ye kadar. Sıcaklık yıl boyunca pozitiftir.

n n Orta tip - bir maksimum (karada Temmuz'da, Okyanus üzerinde - Ağustos'ta) ve bir minimum (karada Ocak'ta, okyanusta - Şubat'ta), dört mevsim. Yıllık sıcaklık genliği, artan enlem ve okyanustan artan mesafe ile artar: sahilde 10 ºº, okyanustan uzakta - 60 ºº ve daha fazlası. Soğuk mevsimde sıcaklık negatiftir. Kutup tipi - kış çok uzun ve soğuk, yaz kısa ve serin. Yıllık genlik 25 ºº ve daha fazladır (karada 65 ºº'ye kadar). Sıcaklık yılın büyük bir bölümünde negatiftir.

n Yıllık sıcaklık değişiminin yanı sıra günlük değişim için karmaşık faktörler, alttaki yüzeyin doğası (bitki örtüsü, kar veya buz örtüsü), arazinin yüksekliği, okyanustan uzaklık, hava kütlelerinin girmesidir. termal rejimde farklı

n n n Kuzey yarımkürede dünya yüzeyine yakın ortalama hava sıcaklığı Ocak ayında +8 ºС, Temmuz ayında +22 ºС; güneyde - Temmuz ayında +10 ºС, Ocak ayında +17 ºС. Hava sıcaklığı dalgalanmalarının yıllık genlikleri kuzey yarım küre için 14 ºº ve güney yarım kürenin daha düşük kıtasallığını gösteren güney için sadece 7 ºº'dir. Dünya yüzeyine yakın ortalama yıllık hava sıcaklığı genellikle +14 ºС'dir.

Dünya rekoru sahipleri n n n Mutlak maksimum hava sıcaklığı gözlemlendi: kuzey yarımkürede - Afrika'da (Libya, +58, 1 ºС) ve Meksika Yaylalarında (Sao Louis, +58 ºС). güney yarımkürede - Avustralya'da (+51ºС), Antarktika'da (-88.3 ºС, Vostok istasyonu) ve Sibirya'da (Verkhoyansk, -68 ºС, Oymyakon, -77.8 ºС) mutlak minimum kaydedildi. Yıllık ortalama sıcaklık en yüksek Kuzey Afrika'da (Lu, Somali, +31 ºС), en düşük - Antarktika'da (Vostok istasyonu, -55, 6 ºС).

Termal kayışlar n n n Bunlar, belirli sıcaklıklara sahip Dünya'nın enlem bölgeleridir. Kara ve okyanusların düzensiz dağılımı, hava ve su akımları nedeniyle termal bölgeler aydınlatma bölgeleriyle örtüşmez. Kayışların sınırları için izotermler alınır - eşit sıcaklık çizgileri.

Termal bölgeler n n 7 termal bölge vardır. - kuzey ve güney yarım kürelerin yıllık izotermi +20 ºС arasında yer alan sıcak bölge; - ekvatordan yıllık +20 ºº izoterm ve kutuplardan en sıcak ayın +10 ºº izotermiyle sınırlanan iki ılıman bölge; - en sıcak ayın +10 ºº ve 0 ºº izotermleri arasında bulunan iki soğuk kuşak;

Güneş ışınlarıyla doğrudan ısıtılan ve alttaki tabakalara ve havaya ısı veren yüzeye denir. aktif. Aktif yüzeyin sıcaklığı, değeri ve değişimi (günlük ve yıllık değişim) ısı dengesi ile belirlenir.

Isı dengesinin hemen hemen tüm bileşenlerinin maksimum değeri öğleye yakın saatlerde gözlenir. Bunun istisnası, sabah saatlerinde düşen topraktaki maksimum ısı değişimidir.

Isı dengesi bileşenlerinin günlük değişiminin maksimum genlikleri yaz aylarında, minimum - kış aylarında gözlenir. Yüzey sıcaklığının günlük seyrinde, kuru ve bitki örtüsünden yoksun, açık bir günde, maksimum saat 13:00'ten sonra ve minimum gün doğumu sırasında meydana gelir. Bulutluluk, yüzey sıcaklığının normal seyrini bozar ve maksimum ve minimum anlarında bir kaymaya neden olur. Nem ve bitki örtüsünün yüzey sıcaklığı üzerinde büyük etkisi vardır. Gündüz yüzey sıcaklığı maksimumu + 80°C veya daha fazla olabilir. Günlük dalgalanmalar 40°'ye ulaşır. Değerleri yerin enlemine, yılın zamanına, bulutluluğa, yüzeyin termal özelliklerine, rengine, pürüzlülüğüne, bitki örtüsüne ve eğime maruz kalmaya bağlıdır.

Aktif katmanın sıcaklığının yıllık seyri farklı enlemlerde farklıdır. Orta ve yüksek enlemlerde maksimum sıcaklık genellikle Haziran ayında, minimum - Ocak ayında görülür. Düşük enlemlerde aktif katmanın sıcaklığındaki yıllık dalgalanmaların genlikleri çok küçüktür, karada orta enlemlerde 30 ° 'ye ulaşırlar. Ilıman ve yüksek enlemlerde yüzey sıcaklığındaki yıllık dalgalanmalar, kar örtüsünden güçlü bir şekilde etkilenir.

Isıyı katmandan katmana aktarmak zaman alır ve gün boyunca maksimum ve minimum sıcaklıkların başlama anları her 10 cm'de bir yaklaşık 3 saat geciktirilir. Yüzeydeki en yüksek sıcaklık 13:00 civarındaysa, 10 cm derinlikte sıcaklık maksimuma 16:00 civarında ve 20 cm derinlikte - yaklaşık 19:00'da vb. alttaki katmanların üsttekilerden ısıtılması, her katman belirli bir miktarda ısıyı emer. Katman ne kadar derin olursa, aldığı ısı o kadar az olur ve içindeki sıcaklık dalgalanmaları o kadar zayıf olur. Günlük sıcaklık dalgalanmalarının derinlikle genliği her 15 cm'de 2 kat azalır. Bu, yüzeyde genlik 16° ise, 15 cm derinlikte 8° ve 30 cm derinlikte 4° olduğu anlamına gelir.

Ortalama 1 m derinlikte, toprak sıcaklığındaki günlük dalgalanmalar "ortadan kaybolur". Bu salınımların pratik olarak durduğu katmana katman denir. sabit günlük sıcaklık.

Sıcaklık dalgalanmalarının süresi ne kadar uzun olursa, o kadar derine yayılırlar. Orta enlemlerde, yıllık sabit sıcaklık katmanı 19-20 m derinlikte, yüksek enlemlerde 25 m derinlikte bulunur Tropik enlemlerde yıllık sıcaklık genlikleri küçüktür ve yıllık sabit genlik katmanıdır. sadece 5-10 m derinlikte bulunur ve minimum sıcaklıklar metre başına ortalama 20-30 gün geciktirilir. Böylece, yüzeydeki en düşük sıcaklık Ocak ayında gözlendiyse, 2 m derinlikte Mart ayı başlarında gerçekleşir. Gözlemler, sabit yıllık sıcaklık katmanındaki sıcaklığın, yüzeyin üzerindeki yıllık ortalama hava sıcaklığına yakın olduğunu göstermektedir.

Karadan daha yüksek ısı kapasitesine ve daha düşük ısıl iletkenliğe sahip olan su, daha yavaş ısınır ve daha yavaş ısı verir. Su yüzeyine düşen güneş ışınlarının bir kısmı en üst katman tarafından emilir ve bir kısmı da önemli bir derinliğe nüfuz ederek katmanının bir kısmını doğrudan ısıtır.

Suyun hareketliliği ısı transferini mümkün kılar. Türbülanslı karıştırma nedeniyle, derinlemesine ısı transferi, ısı iletiminden 1000 - 10.000 kat daha hızlı gerçekleşir. Suyun yüzey katmanları soğuduğunda, karıştırma ile birlikte termal konveksiyon meydana gelir. Okyanus yüzeyindeki günlük sıcaklık dalgalanmaları yüksek enlemlerde ortalama olarak sadece 0.1°, ılıman enlemlerde - 0,4°, tropikal enlemlerde - 0,5°'dir. Bu titreşimlerin penetrasyon derinliği 15-20m'dir. Okyanus yüzeyindeki yıllık sıcaklık genlikleri, ekvator enlemlerinde 1° ile ılıman enlemlerde 10.2° arasında değişmektedir. Yıllık sıcaklık dalgalanmaları 200-300 m derinliğe kadar nüfuz eder, su kütlelerinde maksimum sıcaklık anları karaya göre geç kalır. Maksimum, yaklaşık 15-16 saat, minimum - gün doğumundan 2-3 saat sonra gerçekleşir.

Atmosferin alt tabakasının termal rejimi.

Hava, esas olarak doğrudan güneş ışınları tarafından değil, alttaki yüzey tarafından kendisine ısı aktarımı nedeniyle (radyasyon ve ısı iletimi süreçleri) ısıtılır. Yüzeyden troposferin üst katmanlarına ısı transferinde en önemli rol, ısı değişimi ve gizli buharlaşma ısısının transferi. Eşit olmayan şekilde ısıtılmış bir alt yüzeyin ısınmasının neden olduğu hava parçacıklarının rastgele hareketine denir. termal türbülans veya termal konveksiyon.

Küçük kaotik hareketli girdaplar yerine, güçlü yükselen (termaller) ve daha az güçlü alçalan hava hareketleri baskın olmaya başlarsa, konveksiyon denir. düzenli. Yüzeye yakın hava ısınması, ısıyı ileterek yukarı doğru akar. Termal konveksiyon ancak hava, içinde yükseldiği ortamın sıcaklığından daha yüksek bir sıcaklığa sahip olduğu sürece gelişebilir (atmosferin kararsız durumu). Yükselen havanın sıcaklığı çevresinin sıcaklığına eşitse, yükselme duracaktır (atmosferin kayıtsız hali); hava ortamdan daha soğuk hale gelirse batmaya başlar (atmosferin sabit durumu).

Havanın türbülanslı hareketiyle, parçacıklarının çoğu yüzeyle temas halinde, ısı alır ve yükselir ve karışır, diğer parçacıklara verir. Türbülans yoluyla havanın yüzeyden aldığı ısı miktarı, radyasyon sonucu ve moleküler ısı iletimi yoluyla transfer sonucu aldığı ısı miktarından 400 kat daha fazladır - neredeyse 500.000 kat. Isı, yüzeyden buharlaşan nem ile birlikte atmosfere aktarılır ve daha sonra yoğuşma işlemi sırasında serbest bırakılır. Her gram su buharı, 600 kalori gizli buharlaşma ısısı içerir.

Yükselen havada, sıcaklık aşağıdakilerden dolayı değişir: adyabatik proses, yani gazın iç enerjisinin işe ve işin iç enerjiye dönüşmesi nedeniyle çevre ile ısı alışverişi olmadan. İç enerji gazın mutlak sıcaklığı ile orantılı olduğundan, sıcaklık değişir. Yükselen hava genişler, iç enerjisini harcadığı işi yapar ve sıcaklığı düşer. Aksine alçalan hava sıkıştırılır, genleşme için harcanan enerji açığa çıkar ve havanın sıcaklığı yükselir.

Doymuş havanın 100 m yükseldiğinde soğuma miktarı hava sıcaklığına ve atmosfer basıncına bağlıdır ve geniş sınırlar içinde değişir. Azalan doymamış hava, 100 m'de 1 ° kadar ısınır, daha az miktarda doymuştur, çünkü içinde ısı harcanan buharlaşma gerçekleşir. Yükselen doymuş hava, genellikle yağış sırasında nemini kaybeder ve doymamış hale gelir. İndirildiğinde, bu hava 100 m'de 1 ° ısınır.

Sonuç olarak, yükselme sırasında sıcaklıktaki düşüş, alçaltma sırasındaki artışından daha azdır ve aynı basınçta aynı seviyede yükselen ve sonra alçalan hava farklı bir sıcaklığa sahip olacaktır - son sıcaklık ilkinden daha yüksek olacaktır. . Böyle bir sürece denir psödoadiyabatik.

Hava esas olarak aktif yüzeyden ısıtıldığından, alt atmosferdeki sıcaklık, kural olarak, yükseklikle azalır. Troposfer için dikey eğim 100 m'de ortalama 0,6°'dir.Sıcaklık yükseklikle azalırsa pozitif, yükselirse negatif olarak kabul edilir. Havanın alt yüzey tabakasında (1.5-2 m), dikey eğimler çok büyük olabilir.

Yükseklikle sıcaklık artışına denir ters çevirme ve sıcaklığın yükseklikle arttığı bir hava tabakası, - inversiyon katmanı. Atmosferde, ters çevirme katmanları hemen hemen her zaman gözlemlenebilir. Dünya yüzeyinde, radyasyon sonucu kuvvetli bir şekilde soğutulduğunda, ışınımsal inversiyon(radyasyon inversiyonu) . Açık yaz gecelerinde ortaya çıkar ve birkaç yüz metrelik bir katmanı kaplayabilir. Kışın, açık havada, inversiyon birkaç gün hatta haftalarca devam eder. Kış inversiyonları, 1,5 km'ye kadar bir katmanı kapsayabilir.

Tersine çevirme, rahatlama koşulları tarafından güçlendirilir: soğuk hava, çöküntüye akar ve orada durgunlaşır. Bu tür inversiyonlar denir orografik. Güçlü inversiyonlar denir maceralı, nispeten sıcak havanın soğuk bir yüzeye geldiği ve alt katmanlarını soğutduğu durumlarda oluşur. Gündüz advektif inversiyonları zayıf bir şekilde ifade edilir; geceleri radyatif soğutma ile güçlendirilirler. İlkbaharda, bu tür inversiyonların oluşumu, henüz erimeyen kar örtüsü tarafından kolaylaştırılır.

Donlar, yüzey hava tabakasındaki sıcaklık inversiyonu olgusuyla ilişkilidir. Donmak - ortalama günlük sıcaklıkların 0 ° 'nin üzerinde olduğu bir zamanda (sonbahar, ilkbahar) gece hava sıcaklığının 0 ° ve altına düşmesi. Ayrıca, donların sadece toprakta, üzerindeki hava sıcaklığı sıfırın üzerinde olduğu zaman gözlemlenmesi de olabilir.

Atmosferin termal durumu, içindeki ışığın yayılmasını etkiler. Sıcaklığın yükseklikle keskin bir şekilde değiştiği (artış veya azalış) durumlarda, seraplar.

Mirage - üstünde (üst serap) veya altında (alt serap) görünen bir nesnenin hayali bir görüntüsü. Daha az yaygın olan yanal seraplardır (görüntü yandan görünür). Serapların nedeni, bir nesneden gözlemcinin gözüne gelen ışık ışınlarının yörüngesinin, farklı yoğunluktaki katmanların sınırında kırılmalarının bir sonucu olarak eğriliğidir.

Alt troposferdeki 2 km yüksekliğe kadar olan günlük ve yıllık sıcaklık değişimi, genellikle yüzey sıcaklık değişimini yansıtır. Yüzeyden uzaklaştıkça, sıcaklık dalgalanmalarının genlikleri azalır ve maksimum ve minimum anlar ertelenir. Kışın hava sıcaklığındaki günlük dalgalanmalar, yaz aylarında 0,5 km yüksekliğe kadar - 2 km'ye kadar fark edilir.

Günlük sıcaklık dalgalanmalarının genliği artan enlemle azalır. En büyük günlük genlik subtropikal enlemlerde, en küçüğü kutuplardadır. Ilıman enlemlerde, günlük genlikler yılın farklı zamanlarında farklıdır. Yüksek enlemlerde, en büyük günlük genlik ilkbahar ve sonbaharda, ılıman enlemlerde - yaz aylarında.

Hava sıcaklığının yıllık seyri, öncelikle yerin enlemine bağlıdır. Ekvatordan kutuplara doğru, hava sıcaklığı dalgalanmalarının yıllık genliği artar.

Genliğin büyüklüğüne ve aşırı sıcaklıkların başlama zamanına göre dört tür yıllık sıcaklık değişimi vardır.

ekvator tipi iki maksimum (ekinokslardan sonra) ve iki minimum (gündönümlerinden sonra) ile karakterize edilir. Okyanus üzerindeki genlik yaklaşık 1°, kara üzerinde - 10°'ye kadar. Sıcaklık yıl boyunca pozitiftir.

Tropikal tip - bir maksimum (yaz gündönümünden sonra) ve bir minimum (kış gündönümünden sonra). Okyanus üzerindeki genlik yaklaşık 5 °, karada - 20 ° 'ye kadar. Sıcaklık yıl boyunca pozitiftir.

Orta tip - bir maksimum (kuzey yarımkürede kara üzerinde Temmuz'da, Okyanus üzerinde Ağustos'ta) ve bir minimum (kuzey yarımkürede kara üzerinde Ocak'ta, Okyanus üzerinde Şubat'ta). Dört mevsim açıkça ayırt edilir: sıcak, soğuk ve iki geçiş. Yıllık sıcaklık genliği artan enlemle ve ayrıca Okyanustan uzaklaştıkça artar: kıyıda 10°, Okyanustan uzakta - 60°'ye kadar ve daha fazla (Yakutsk'ta - -62.5°). Soğuk mevsimde sıcaklık negatiftir.

kutup tipi - kış çok uzun ve soğuk, yaz ise kısa ve serindir. Yıllık genlikler 25° ve daha fazladır (karada 65°'ye kadar). Sıcaklık yılın büyük bir bölümünde negatiftir. Hava sıcaklığının yıllık seyrinin genel resmi, altta yatan yüzeyin özellikle önemli olduğu faktörlerin etkisiyle karmaşıktır. Su yüzeyi üzerinde, yıllık sıcaklık değişimi yumuşatılır; karada, aksine, daha belirgindir. Kar ve buz örtüsü, yıllık sıcaklıkları büyük ölçüde azaltır. Yerin Okyanus seviyesinden yüksekliği, kabartma, Okyanustan uzaklığı ve bulutluluk da etkiler. Yıllık hava sıcaklığının düzgün seyri, soğuk veya tersine sıcak havanın girmesinden kaynaklanan rahatsızlıklardan etkilenir. Örneğin, soğuk havanın ilkbahar dönüşleri (soğuk dalgalar), sıcakların sonbahar dönüşleri, ılıman enlemlerde kış çözülmeleri olabilir.

Alttaki yüzeyde hava sıcaklığının dağılımı.

Dünyanın yüzeyi homojen olsaydı ve atmosfer ve hidrosfer durağan olsaydı, Dünya yüzeyindeki ısı dağılımı sadece güneş ışınımının içeri akışıyla belirlenirdi ve hava sıcaklığı ekvatordan kutuplara doğru kademeli olarak azalarak sabit kalırdı. her paralelde aynı (güneş sıcaklıkları). Aslında, yıllık ortalama hava sıcaklıkları, ısı dengesi tarafından belirlenir ve alttaki yüzeyin doğasına ve okyanusun hava ve sularının hareketiyle gerçekleştirilen sürekli enlemler arası ısı alışverişine bağlıdır ve bu nedenle güneş sıcaklıklarından önemli ölçüde farklıdır.

Düşük enlemlerde dünya yüzeyine yakın gerçek ortalama yıllık hava sıcaklıkları daha düşüktür ve yüksek enlemlerde, aksine, güneş sıcaklıklarından daha yüksektir. Güney yarımkürede, tüm enlemlerdeki gerçek ortalama yıllık sıcaklıklar kuzeydekinden daha düşüktür. Kuzey yarım kürede dünya yüzeyine yakın ortalama hava sıcaklığı Ocak ayında +8°C, Temmuz ayında +22°C; güneyde - Temmuz'da +10°C, Ocak'ta +17°C. Dünya yüzeyinde yıl boyunca ortalama hava sıcaklığı bir bütün olarak +14 ° C'dir.

Farklı meridyenler üzerinde en yüksek ortalama yıllık veya aylık sıcaklıkları işaretler ve bunları birbirine bağlarsak, bir çizgi elde ederiz. termal maksimum, genellikle termal ekvator olarak adlandırılır. Yılın veya herhangi bir ayın en yüksek normal ortalama sıcaklıklarına sahip paraleli (enlem çemberi) termal ekvator olarak düşünmek muhtemelen daha doğrudur. Termal ekvator coğrafi olanla örtüşmez ve "kaydırılır"; Kuzey'e. Yıl boyunca 20 ° N'den hareket eder. ş. (Temmuz ayında) ila 0° (Ocak ayında). Termal ekvatorun kuzeye kaymasının birkaç nedeni vardır: kuzey yarımkürenin tropikal enlemlerinde, Antarktika soğuk kutbunda ve belki de yaz meselelerinin süresinde (güney yarımkürede yaz daha kısadır) toprağın baskınlığı ).

Termal kayışlar.

İzotermler, termal (sıcaklık) kayışların sınırlarının ötesine alınır. Yedi termal bölge vardır:

sıcak kemer kuzey ve güney yarımkürelerin yıllık izotermi + 20 ° arasında yer alan; ekvator tarafından yıllık izoterm + 20 ° ile sınırlanan iki ılıman bölge, kutuplardan en sıcak ayın izotermi + 10 °;

iki soğuk kemerler, izoterm + 10 ° ile en sıcak ay arasında yer alır;

iki don kemerleri kutupların yakınında bulunur ve en sıcak ayın 0° izotermiyle sınırlanır. Kuzey yarımkürede bu Grönland ve kuzey kutbuna yakın alan, güney yarımkürede - 60 ° S paralelinin içindeki alan. ş.

Sıcaklık bölgeleri, iklim bölgelerinin temelidir. Her kayışta, alttaki yüzeye bağlı olarak sıcaklıkta büyük farklılıklar gözlenir. Karada, rahatlamanın sıcaklık üzerindeki etkisi çok büyüktür. Her 100 m'de yükseklikle sıcaklık değişimi farklı sıcaklık bölgelerinde aynı değildir. Troposferin alt kilometrelik katmanındaki dikey eğim, Antarktika'nın buz yüzeyi üzerinde 0° ile tropikal çöller üzerinde yazın 0,8° arasında değişir. Bu nedenle, ortalama bir eğim (6°/100 m) kullanarak sıcaklıkları deniz seviyesine getirme yöntemi bazen büyük hatalara yol açabilir. Sıcaklıktaki yükseklikle değişiklik, dikey iklimsel bölgeliliğin nedenidir.

ATMOSFERDEKİ SU

Dünyanın atmosferi yaklaşık 14.000 km3 su buharı içerir. Su, atmosfere esas olarak Dünya yüzeyinden buharlaşmanın bir sonucu olarak girer. Nem atmosferde yoğunlaşır, hava akımlarıyla taşınır ve yeryüzüne geri düşer. Üç halde (katı, sıvı ve buhar) olabilme ve bir halden diğerine kolayca geçebilme özelliğinden dolayı suyun sabit bir döngüsü vardır.

Hava neminin özellikleri.

Mutlak nem - atmosferdeki su buharı içeriği, 1 m3 hava başına gram cinsinden ("; a";).

Bağıl nem - yüzde olarak ifade edilen gerçek su buharı basıncının doyma esnekliğine oranı. Bağıl nem, havanın su buharı ile doyma derecesini karakterize eder.

Nem eksikliği- belirli bir sıcaklıkta doygunluk eksikliği:

Çiy noktası - havadaki su buharının onu doyurduğu sıcaklık.

Buharlaşma ve buharlaşma. Su buharı atmosfere alttaki yüzeyden buharlaşma (fiziksel buharlaşma) ve terleme yoluyla girer. Fiziksel buharlaşma süreci, su moleküllerini hızla hareket ettirerek, onları yüzeyden ayırarak ve atmosfere geçerek yapışkan kuvvetlerin üstesinden gelmekten oluşur. Buharlaşan yüzeyin sıcaklığı ne kadar yüksek olursa, moleküllerin hareketi o kadar hızlı olur ve daha fazlası atmosfere girer.

Hava su buharı ile doyduğunda buharlaşma işlemi durur.

Buharlaştırma işlemi ısı gerektirir: 1 g suyun buharlaşması 597 cal gerektirir, 1 g buzun buharlaşması 80 cal daha fazla gerektirir. Sonuç olarak, buharlaşan yüzeyin sıcaklığı azalır.

Tüm enlemlerde okyanustan buharlaşma, karadan buharlaşmadan çok daha fazladır. Okyanus için maksimum değeri yılda 3000 cm'ye ulaşır. Tropikal enlemlerde, Okyanus yüzeyinden yıllık buharlaşma miktarı en fazladır ve yıl boyunca çok az değişir. Ilıman enlemlerde, Okyanustan maksimum buharlaşma kışın, kutup enlemlerinde - yazın. Kara yüzeyinden maksimum buharlaşma 1000 mm'dir. Enlemlerdeki farklılıkları radyasyon dengesi ve nem tarafından belirlenir. Genel olarak ekvatordan kutuplara doğru gidildikçe sıcaklıktaki azalmaya göre buharlaşma azalır.

Buharlaşan yüzeyde yeterli miktarda nem olmadığında, yüksek sıcaklıklarda ve büyük bir nem açığında bile buharlaşma büyük olamaz. Olası buharlaşma - buharlaşma- bu durumda çok büyük. Su yüzeyinin üstünde, buharlaşma ve buharlaşma çakışır. Karada buharlaşma, buharlaşmadan çok daha az olabilir. Buharlaşma, yeterli neme sahip topraktan olası buharlaşma miktarını karakterize eder. Hava nemindeki günlük ve yıllık değişimler. Buharlaşan yüzeyin ve havanın sıcaklığındaki değişiklikler, buharlaşma ve yoğuşma işlemlerinin oranı ve nem transferi nedeniyle hava nemi sürekli değişmektedir.

Mutlak hava neminin günlük değişimi tek veya çift olabilir. Birincisi günlük sıcaklık değişimiyle örtüşür, bir maksimum ve bir minimuma sahiptir ve yeterli miktarda neme sahip yerler için tipiktir. Okyanus üzerinde, karada kış ve sonbaharda gözlemlenebilir. Çift hareketin iki tepesi ve iki alçağı vardır ve arazi için tipiktir. Gün doğumundan önceki minimum sabah, gece saatlerinde çok zayıf buharlaşma (hatta yokluğu) ile açıklanır. Güneş'in radyan enerjisinin gelişinin artmasıyla buharlaşma artar, mutlak nem oranı saat 09:00 civarında maksimuma ulaşır. Sonuç olarak, gelişen konveksiyon - nemin üst katmanlara transferi - buharlaşan yüzeyden havaya girişinden daha hızlı gerçekleşir, bu nedenle yaklaşık 16:00'da ikinci bir minimum meydana gelir. Akşama doğru konveksiyon durur ve gün boyunca ısıtılan yüzeyden buharlaşma hala oldukça yoğundur ve havanın alt katmanlarında nem birikerek 20-21 saat civarında ikinci (akşam) bir maksimum oluşturur.

Mutlak nemin yıllık seyri, aynı zamanda yıllık sıcaklık seyrine de tekabül eder. Yazın mutlak nem en yüksek, kışın ise en düşüktür. Maksimum nem içeriği artan sıcaklıkla mutlak nemden daha hızlı arttığından, günlük ve yıllık bağıl nemin seyri hemen hemen her yerde sıcaklığın seyrinin tersidir.

Günlük maksimum bağıl nem gün doğumundan önce, minimum - 15-16 saatte gerçekleşir. Yıl boyunca, maksimum bağıl nem, kural olarak, en soğuk aya, minimum - en sıcak aya düşer. İstisnalar, yazın denizden nemli rüzgarların, kışın ise anakaradan kuru rüzgarların estiği bölgelerdir.

Hava neminin dağılımı. Ekvatordan kutuplara doğru havadaki nem içeriği genellikle 18-20 mb'den 1-2'ye düşer. Maksimum mutlak nem (30 g / m3'ten fazla) Kızıldeniz üzerinde ve nehir deltasında kaydedildi. Mekong, yıllık en büyük ortalama (67 g / m3'ten fazla) - Bengal Körfezi üzerinde, en küçük yıllık ortalama (yaklaşık 1 g / m3) ve mutlak minimum (0,1 g / m3'ten az) - Antarktika üzerinde . Bağıl nem enlemle nispeten az değişir: örneğin, 0-10° enlemlerinde maksimum %85, 30-40° - %70 enlemlerinde ve 60-70° - %80 enlemlerinde. Kuzey ve güney yarım kürelerde sadece 30-40° enlemlerde bağıl nemde gözle görülür bir düşüş gözlenir. En yüksek yıllık ortalama bağıl nem değeri (%90) Amazon'un ağzında, en düşük (%28) - Hartum'da (Nil Vadisi) gözlendi.

yoğunlaşma ve süblimleşme. Su buharıyla doygun havada, sıcaklığı çiy noktasına düştüğünde veya içindeki su buharı miktarı arttığında, yoğunlaşma - su buhar halinden sıvı hale geçer. 0 ° C'nin altındaki sıcaklıklarda su, sıvı halini atlayarak katı hale geçebilir. Bu süreç denir süblimasyon. Hem yoğuşma hem de süblimleşme havada, yoğuşma çekirdeklerinde, dünya yüzeyinde ve çeşitli nesnelerin yüzeyinde meydana gelebilir. Alttaki yüzeyden soğuyan havanın sıcaklığı çiy noktasına ulaştığında çiy, kırağı, sıvı ve katı tortular ve don soğuk yüzeye çöker.

çiy genellikle birleşen küçük su damlacıkları. Genellikle geceleri yüzeyde, ısı radyasyonu sonucu soğuyan bitkilerin yapraklarında görülür. Ilıman enlemlerde çiy, gece başına 0.1-0.3 mm ve yılda 10-50 mm verir.

kırağı - sert beyaz çökelti. Çiy ile aynı koşullar altında, ancak 0°'nin altındaki sıcaklıklarda (süblimleşme) oluşur. Çiy oluştuğunda gizli ısı açığa çıkar; don oluştuğunda ise tam tersine ısı emilir.

Sıvı ve katı plak - nemli ve sıcak havanın soğutulmuş bir yüzeyle teması sonucu soğuk havanın ılık havaya dönüşmesiyle dikey yüzeylerde (duvarlar, direkler vb.) oluşan ince su veya buz filmi.

kırağı - 0 °C'nin çok altında bir sıcaklıkta neme doymuş havadan ağaçların, tellerin ve binaların köşelerinin üzerine çöken beyaz gevşek tortu. buz. Genellikle sonbahar ve ilkbaharda 0°, -5° sıcaklıkta oluşur.

Havanın yüzey katmanlarında yoğunlaşma veya süblimleşme ürünlerinin (su damlacıkları, buz kristalleri) birikmesine denir. sis veya pus. Sis ve pus, damlacık boyutunda farklılık gösterir ve farklı derecelerde görüş azalmasına neden olur. Sisli havada görüş mesafesi 1 km veya daha az, puslu havada - 1 km'den fazla. Damlacıklar büyüdükçe pus sise dönüşebilir. Damlacıkların yüzeyinden nemin buharlaşması, sisin puslu hale gelmesine neden olabilir.

Yüzeyden belirli bir yükseklikte su buharının yoğuşması (veya süblimleşmesi) meydana gelirse, bulutlar. Atmosferdeki konumları, fiziksel yapıları ve çeşitli formları ile sisten farklıdırlar. Bulutların oluşumu esas olarak yükselen havanın adyabatik soğumasından kaynaklanmaktadır. Yükselen ve aynı zamanda yavaş yavaş soğuyan hava, sıcaklığının çiy noktasına eşit olduğu sınıra ulaşır. Bu sınır denir yoğunlaşma seviyesi. Yukarıda, yoğuşma çekirdeklerinin varlığında su buharının yoğuşması başlar ve bulutlar oluşabilir. Bu nedenle, bulutların alt sınırı, pratik olarak yoğunlaşma seviyesi ile çakışmaktadır. Bulutların üst sınırı, konveksiyon seviyesi ile belirlenir - yükselen hava akımlarının dağılımının sınırları. Genellikle gecikme katmanlarıyla çakışır.

Yükselen havanın sıcaklığının 0°'nin altında olduğu yüksek irtifada, bulutta buz kristalleri belirir. Kristalleşme genellikle -10°C, -15°C sıcaklıkta gerçekleşir. Buluttaki sıvı ve katı elementlerin konumu arasında keskin bir sınır yoktur, güçlü geçiş katmanları vardır. Bulutu oluşturan su damlacıkları ve buz kristalleri, yükselen akımlarla yukarı doğru taşınır ve yerçekimi etkisiyle tekrar aşağı iner. Yoğuşma sınırının altına düşen damlacıklar buharlaşabilir. Belirli elementlerin baskınlığına bağlı olarak, bulutlar su, buz, karışık olarak ayrılır.

su Bulutlar su damlacıklarından oluşur. Negatif bir sıcaklıkta, buluttaki damlacıklar aşırı soğutulur (-30°C'ye kadar). Damlacık yarıçapı çoğunlukla 2 ila 7 mikron, nadiren 100 mikrona kadardır. 1 cm3 su bulutunda birkaç yüz damlacık vardır.

buz Bulutlar buz kristallerinden oluşur.

karışık aynı anda farklı boyutlarda su damlacıkları ve buz kristalleri içerir. Sıcak mevsimde, su bulutları esas olarak troposferin alt katmanlarında, karışık - ortada, buz - üstte görünür. Bulutların modern uluslararası sınıflandırması, yüksekliklerine ve görünümlerine göre bölünmelerine dayanmaktadır.

Görünümlerine ve yüksekliklerine göre, bulutlar 10 cinse ayrılır:

Ben aile (üst seviye):

1. tür. Sirüs (C)- ayrı narin bulutlar, lifli veya ipliksi, "gölgeler" olmadan, genellikle beyaz, sıklıkla parlıyor.

2. tür. Sirrokümülüs (CC) - gölgesiz şeffaf pullar ve topların katmanları ve sırtları.

3. tür. sirrostratus (C'ler) - ince, beyaz, yarı saydam örtü.

Üst katmanın tüm bulutları buzlu.

II ailesi (orta seviye):

4. tür. altokümülüs(AC) - beyaz plakaların ve bilyelerin katmanları veya sırtları, miller. Küçük su damlacıklarından oluşurlar.

5. tür. altostratus(Olarak) - gri renkli düz veya hafif dalgalı peçe. Karışık bulutlardır.

III ailesi (alt seviye):

6. tür. stratokümülüs(Sс) - gri renkli blokların ve millerin katmanları ve sırtları. Su damlacıklarından oluşur.

7. tür. katmanlı(Aziz) - gri bulutların peçesi. Genellikle bunlar su bulutlarıdır.

8. tür. Nimbostratus(Ns) - şekilsiz gri tabaka. Çoğu zaman "; bu bulutlara altta yatan düzensiz yağmurlar eşlik eder. (fn),

Strato-nimbus bulutları karıştı.

IV ailesi (dikey gelişim bulutları):

9. tür. Kümülüs(Si) - neredeyse yatay bir tabana sahip yoğun bulutlu kulüpler ve yığınlar. Kümülüs bulutları sudur, kenarları yırtılmış kümülüs bulutlarına yırtık kümülüs denir. (Fc).

10. tür. Kümülonimbüs(Sv) - yoğun kulüpler dikey olarak gelişmiş, alt kısımda sulu, üst kısımda buzlu.

Bulutların doğası ve şekli, havanın soğumasına neden olan ve bulut oluşumuna yol açan süreçler tarafından belirlenir. Sonuç olarak konveksiyon, Isıtma üzerine gelişen heterojen bir yüzey kümülüs bulutları oluşturur (aile IV). Konveksiyonun yoğunluğuna ve yoğunlaşma seviyesinin konumuna bağlı olarak farklılık gösterirler: konveksiyon ne kadar yoğun olursa, seviyesi o kadar yüksek olursa, kümülüs bulutlarının dikey gücü o kadar büyük olur.

Sıcak ve soğuk hava kütleleri bir araya geldiğinde, sıcak hava her zaman soğuk havayı yükseltme eğilimindedir. Yükseldikçe, adyabatik soğumanın bir sonucu olarak bulutlar oluşur. Ilık hava, ılık ve soğuk kütleler (artan kayma süreci) arasında hafif eğimli (100-200 km mesafede 1-2 km) bir arayüz boyunca yavaşça yükselirse, yüzlerce kilometre (700-200 km) boyunca uzanan sürekli bir bulut tabakası oluşur. 900km). Karakteristik bir bulut sistemi ortaya çıkar: düzensiz yağmur bulutları genellikle aşağıda bulunur (fn), üstlerinde - tabakalı yağmur (Ns), yukarıda - yüksek katmanlı (Olarak), cirrostratus (Cs) ve cirrus bulutları (İTİBAREN).

Sıcak havanın altından geçen soğuk hava ile kuvvetli bir şekilde yukarı doğru itilmesi durumunda ise farklı bir bulut sistemi oluşur. Sürtünme nedeniyle soğuk havanın yüzey katmanları, üstteki katmanlardan daha yavaş hareket ettiğinden, alt kısmındaki arayüz keskin bir şekilde bükülür, ılık hava neredeyse dikey olarak yükselir ve içinde kümülonimbus bulutları oluşur. (Çb). Yukarıda sıcak havanın soğuk hava üzerinde yukarı doğru kayması gözlemlenirse, (birinci durumda olduğu gibi) nimbostratus, altostratus ve sirrostratus bulutları gelişir (birinci durumda olduğu gibi). Yukarı kayma durursa, bulutlar oluşmaz.

Sıcak havanın soğuk havanın üzerine çıkmasıyla oluşan bulutlara ne denir önden. Havanın yükselmesi, dağların ve tepelerin yamaçlarına doğru akışından kaynaklanıyorsa, bu durumda oluşan bulutlara denir. orografik. Daha yoğun ve daha az yoğun hava katmanlarını ayıran inversiyon tabakasının alt sınırında birkaç yüz metre uzunluğunda ve 20-50 m yüksekliğinde dalgalar ortaya çıkar. ; tepeler arasındaki çöküntülerde bulut oluşumu meydana gelmez. Yani uzun paralel şeritler veya şaftlar var. dalgalı bulutlar. Bulundukları yerin yüksekliğine bağlı olarak altokümülüs veya stratokümülüstürler.

Dalga hareketinin başlamasından önce atmosferde zaten bulutlar varsa, bunlar dalgaların tepelerinde daha yoğun hale gelir ve çöküntülerde yoğunluk azalır. Sonuç, daha koyu ve daha açık bulut bantlarının sıklıkla gözlemlenen değişimidir. Havanın geniş bir alan üzerinde çalkantılı bir şekilde karıştırılmasıyla, örneğin, denizden karaya hareket ederken yüzeyde artan sürtünmenin bir sonucu olarak, farklı kısımlarda eşit olmayan güçte farklılık gösteren ve hatta kırılan bir bulut tabakası oluşur. Kış ve sonbaharda geceleri radyasyonla ısı kaybı, yüksek su buharı içeriğine sahip havada bulut oluşumuna neden olur. Bu süreç sakin ve sürekli ilerlediğinden, gün boyunca eriyen sürekli bir bulut tabakası ortaya çıkar.

Fırtına. Bulut oluşumu sürecine her zaman bulutlarda elektriklenme ve ücretsiz yüklerin birikmesi eşlik eder. Elektrifikasyon, küçük kümülüs bulutlarında bile gözlenir, ancak özellikle üst kısımda düşük sıcaklığa sahip dikey gelişime sahip güçlü kümülonimbüs bulutlarında (t) yoğundur.

Bulutun farklı yüklere sahip bölümleri arasında veya bulut ile yer arasında elektrik boşalmaları meydana gelir - Şimşek, eşlik gök gürültüsü. Bu bir fırtına. Bir fırtınanın süresi maksimum birkaç saattir. Her saat Dünya'da yaklaşık 2.000 gök gürültülü fırtına meydana gelir. Gök gürültülü fırtınaların oluşması için elverişli koşullar, güçlü konveksiyon ve bulutların yüksek su içeriğidir. Bu nedenle, fırtınalar özellikle karada tropikal enlemlerde (yılda 150 güne kadar fırtınalı), ılıman enlemlerde karada - yılda 10-30 gün, denizde - 5-10. Kutup bölgelerinde gök gürültülü fırtınalar çok nadirdir.

Atmosferdeki ışık olayları. Işık ışınlarının damlacıklar ve buz kristallerinde yansıması, kırılması ve kırılması sonucunda bulutlar, haleler, taçlar, gökkuşakları ortaya çıkar.

hale - bunlar, üst katmanın buz bulutlarında, daha sık olarak cirrostratus'ta ortaya çıkan, renkli ve renksiz daireler, yaylar, hafif noktalar (sahte güneşler). Halonun çeşitliliği, buz kristallerinin şekline, yönelimlerine ve hareketlerine bağlıdır; güneşin ufkun üzerindeki yüksekliği önemlidir.

kron - Güneş veya Ay'ı çevreleyen, ince su bulutları arasından yarı saydam olan hafif, hafif renkli halkalar. Armatüre (halo) bitişik bir taç olabilir ve boşluklarla ayrılmış birkaç "ek halka" olabilir. Her bir taç, yıldıza bakan bir iç yüze sahiptir, dış taraf kırmızıdır. Taçların ortaya çıkmasının nedeni, ışığın bulutun damlacıkları ve kristalleri arasından geçerken kırınımıdır. Tacın boyutları, damlaların ve kristallerin boyutuna bağlıdır: damlalar (kristaller) ne kadar büyükse, taç o kadar küçüktür ve bunun tersi de geçerlidir. Bulut elementleri bulut içinde büyürse taç yarıçapı giderek azalır ve bulut elementlerinin boyutu küçüldüğünde (buharlaşma) artar. Güneş veya Ay'ın etrafındaki büyük beyaz taçlar "sahte güneşler"; sütunlar iyi havanın işaretleridir.

Gökkuşağı Yağmur damlalarının düştüğü Güneş tarafından aydınlatılan bir bulutun arka planında görülebilir. Spektral renklerde boyanmış hafif bir yaydır: yayın dış kenarı kırmızı, iç kenarı mordur. Bu yay, merkezi "; eksen" ile bağlanan bir dairenin parçasıdır; (bir düz çizgi) gözlemcinin gözüyle ve güneş diskinin merkeziyle. Güneş ufukta aşağıdaysa, gözlemci dairenin yarısını görür; Güneş yükselirse, dairenin merkezi ufkun altına düştüğünde yay küçülür. Güneş >42° olduğunda gökkuşağı görünmez. Bir uçaktan, neredeyse tam bir daire şeklinde bir gökkuşağı gözlemleyebilirsiniz.

Ana gökkuşağına ek olarak, ikincil, hafif renkli olanlar da vardır. Güneş ışığının su damlacıklarında kırılması ve yansımasıyla gökkuşağı oluşur. Damlaların üzerine düşen ışınlar sanki ayrılıyor, renkli gibi çıkıyor ve gözlemci onları böyle görüyor. Işınlar bir damlada iki kez kırıldığında, ikincil bir gökkuşağı ortaya çıkar. Gökkuşağının rengi, genişliği ve ikincil yayların türü damlacıkların boyutuna bağlıdır. Büyük damlalar daha küçük ama daha parlak bir gökkuşağı verir; damlalar azaldıkça gökkuşağı genişler, renkleri bulanıklaşır; çok küçük damlalarla, neredeyse beyazdır. Damlacıkların ve kristallerin etkisi altında ışık huzmesindeki değişikliklerin neden olduğu atmosferdeki ışık olayları, bulutların yapısını ve durumunu yargılamayı mümkün kılar ve hava tahminlerinde kullanılabilir.

Bulutluluk, günlük ve yıllık değişim, bulutların dağılımı.

Bulutluluk - gökyüzünün bulut kapsama derecesi: 0 - açık gökyüzü, 10 - sürekli bulutlu, 5 - gökyüzünün yarısı bulutlarla kaplı, 1 - bulutlar gökyüzünün 1/10'unu kaplıyor, vb. Ortalama bulutluluk hesaplanırken , bir birimin onda biri de kullanılır, örneğin: 0,5 5.0, 8.7 vb. Karadaki günlük bulutluluk seyrinde, sabahın erken saatlerinde ve öğleden sonra olmak üzere iki maksimum bulunur. Sabahları sıcaklıktaki düşüş ve bağıl nemdeki artış stratus bulutlarının oluşumuna katkıda bulunur; öğleden sonra konveksiyonun gelişmesi nedeniyle kümülüs bulutları ortaya çıkar. Yaz aylarında, günlük maksimum, sabah olandan daha belirgindir. Kışın, stratus bulutları hakimdir ve maksimum bulutluluk sabah ve gece saatlerinde meydana gelir. Okyanus üzerinde, günlük bulutluluk seyri, karadaki seyrinin tersidir: maksimum bulutluluk geceleri, minimum - gündüzleri oluşur.

Yıllık bulutluluk seyri çok çeşitlidir. Düşük enlemlerde, bulut örtüsü yıl boyunca önemli ölçüde değişmez. Kıtalar üzerinde, konveksiyon bulutlarının maksimum gelişimi yaz aylarında gerçekleşir. Yaz bulutluluğu maksimumu, muson gelişimi alanında ve ayrıca yüksek enlemlerde okyanuslar üzerinde not edilir. Genel olarak, Dünya'daki bulutluluğun dağılımında, öncelikle havanın hakim hareketi - yükselişi veya düşüşü nedeniyle imar fark edilir. İki maksimum not edildi - nemli havanın yukarı doğru güçlü hareketleri nedeniyle ekvatorun üstünde ve 60-70 ° 'nin üzerinde İle birlikte. ve y.ş. ılıman enlemlerde hüküm süren siklonlarda havanın yükselmesiyle bağlantılı olarak. Karada, bulutluluk okyanusa göre daha azdır ve bölgeselliği daha az belirgindir. Bulut minimumları 20-30°S ile sınırlıdır. ve s. ş. ve kutuplara; havayı düşürmekle ilişkilidirler.

Tüm Dünya için ortalama yıllık bulutluluk 5.4'tür; arazi üzerinde 4.9; okyanus üzerinde 5.8. Aswan (Mısır) 0,5'te minimum ortalama yıllık bulutluluk belirtilmiştir. En yüksek ortalama yıllık bulutluluk (8.8) Beyaz Deniz'de gözlendi; Atlantik ve Pasifik okyanuslarının kuzey bölgeleri ve Antarktika kıyıları büyük bulutlarla karakterize edilir.

Bulutlar coğrafi zarfta çok önemli bir rol oynamaktadır. Nem taşırlar, yağış bunlarla ilişkilidir. Bulut örtüsü güneş radyasyonunu yansıtır ve saçar ve aynı zamanda havanın alt katmanlarının sıcaklığını düzenleyerek dünya yüzeyinin termal radyasyonunu geciktirir: bulutlar olmadan, hava sıcaklığındaki dalgalanmalar çok keskin hale gelirdi.

Yağış. Yağış, atmosferden yağmur, çiseleyen yağmur, tane, kar, dolu şeklinde yeryüzüne düşen sudur. Yağış esas olarak bulutlardan düşer, ancak her bulut yağış vermez. Buluttaki su damlacıkları ve buz kristalleri çok küçüktür, hava tarafından kolayca tutulur ve yukarı doğru zayıf akımlar bile onları yukarıya taşır. Yağış, yükselen akımların ve hava direncinin üstesinden gelmek için bulut öğelerinin yeterince büyümesini gerektirir. Bulutun bazı elementlerinin genişlemesi, ilk olarak, damlacıkların birleşmesi ve kristallerin yapışmasının bir sonucu olarak, diğerlerinin pahasına gerçekleşir ve ikincisi ve bu, bazı elementlerin buharlaşmasının bir sonucu olarak ana şeydir. bulutun, diffüz transfer ve su buharının diğerleri üzerinde yoğunlaşması.

Damlaların veya kristallerin çarpışması, rastgele (çalkantılı) hareketler sırasında veya farklı hızlarda düştüklerinde meydana gelir. Füzyon işlemi, damlacıkların yüzeyinde, çarpışan damlacıkların sıçramasına ve aynı adı taşıyan elektrik yüklerine neden olan bir hava filmi tarafından engellenir. Su buharının dağınık aktarımı nedeniyle bazı bulut elementlerinin büyümesi, diğerlerinin pahasına, özellikle karışık bulutlarda yoğundur. Su üzerindeki maksimum nem içeriği buz üzerindekinden daha fazla olduğundan, bir buluttaki buz kristalleri için su buharı alanı doyurabilir, su damlacıkları için ise doyma olmaz. Sonuç olarak, damlacıklar buharlaşmaya başlayacak ve yüzeylerindeki nem yoğunlaşması nedeniyle kristaller hızla büyüyecektir.

Bir su bulutu içinde farklı büyüklükteki damlacıkların varlığında su buharının daha büyük damlalara hareketi başlar ve büyümeleri başlar. Ancak bu süreç çok yavaş olduğu için, su bulutlarından (stratus, stratocumulus) çok küçük damlalar (0,05-0,5 mm çapında) düşer. Yapısı homojen olan bulutlar genellikle yağış oluşturmazlar. Dikey gelişim bulutlarında yağış oluşumu için özellikle uygun koşullar. Böyle bir bulutun alt kısmında su damlaları vardır, üst kısımda buz kristalleri vardır, ara bölgede aşırı soğutulmuş damlalar ve kristaller vardır.

Nadir durumlarda, çok nemli havada çok sayıda yoğuşma çekirdeği olduğunda, bulutsuz tek tek yağmur damlalarının yağışı gözlemlenebilir. Yağmur damlaları 0,05 ila 7 mm (ortalama 1,5 mm) çapa sahiptir, daha büyük damlacıklar havada parçalanır. 0,5 mm çapa kadar düşer çiseleyen yağmur.

Düşen çiseleyen damlalar gözle algılanamaz. Gerçek yağmur ne kadar büyükse, yükselen hava akımları düşen damlalarla üstesinden o kadar güçlüdür.4 m / s'lik bir artan hava hızında, en az 1 mm çapındaki damlalar dünya yüzeyine düşer: 8 hızında yükselen akımlar m/s en büyük damlaları bile aşamaz. Düşen yağmur damlalarının sıcaklığı her zaman hava sıcaklığından biraz daha düşüktür. Buluttan düşen buz kristalleri havada erimezse, yüzeye katı yağış (kar, taneler, dolu) düşer.

kar taneleri süblimleşme sürecinde oluşan ışınlara sahip altıgen buz kristalleridir. Islak kar taneleri birbirine yapışarak kar taneleri oluşturur. Kar peleti yüksek bağıl nem (%100'den fazla) koşulları altında buz kristallerinin rastgele büyümesinden kaynaklanan sferokristaller. Bir kar peleti ince bir buz kabuğu ile kaplanırsa, buz irmik

dolu güçlü cumulonimbus bulutlarından sıcak mevsimde düşer . Genellikle dolu yağışı kısa ömürlüdür. Dolu taneleri, buluttaki buz peletlerinin tekrar tekrar yukarı ve aşağı hareketinin bir sonucu olarak oluşur. Düşen taneler, aşırı soğutulmuş su damlacıkları bölgesine düşer ve şeffaf bir buz kabuğu ile kaplanır; sonra tekrar buz kristalleri bölgesine yükselirler ve yüzeylerinde opak bir minik kristal tabakası oluşur.

Dolu, bir kar çekirdeğine ve bir dizi dönüşümlü şeffaf ve opak buz kabuğuna sahiptir. Kabukların sayısı ve dolu tanesinin boyutu, bulutta kaç kez yükselip düştüğüne bağlıdır. Çoğu zaman, 6-20 mm çapında dolu taneleri düşer, bazen çok daha büyük olanlar vardır. Dolu genellikle ılıman enlemlerde düşer, ancak en yoğun dolu yağışı tropik bölgelerde görülür. Kutup bölgelerinde dolu yağmaz.

Yağış, yatay bir yüzeyde buharlaşma ve toprağa sızma olmadan yağış sonucu oluşabilen su tabakasının milimetre cinsinden kalınlığı cinsinden ölçülür. Yoğunluğuna göre (1 dakikadaki milimetre yağış sayısı), yağış zayıf, orta ve şiddetli olarak ayrılır. Yağışların doğası, oluşum koşullarına bağlıdır.

havai yağış, tekdüzelik ve süre ile karakterize edilir, genellikle nimbostratus bulutlarından yağmur şeklinde düşer.

sağanak yağış yoğunlukta ve kısa sürede hızlı bir değişiklik ile karakterizedir. Kümülüs stratus bulutlarından yağmur, kar ve ara sıra yağmur ve dolu şeklinde düşerler. Yoğunluğu 21,5 mm/dk'ya (Hawaii Adaları) kadar olan ayrı duşlar kaydedildi.

çiseleyen yağış stratocumulus ve stratocumulus bulutlarından düşer. Onları oluşturan damlacıklar (soğuk havalarda - en küçük kristaller) zar zor görünür ve havada asılı kalmış gibi görünür.

Günlük yağış seyri, günlük bulutluluk seyri ile örtüşmektedir. İki tür günlük yağış modeli vardır - karasal ve deniz (kıyı). kıta tipi iki maksimum (sabah ve öğleden sonra) ve iki minimum (gece ve öğleden önce) vardır. deniz tipi- bir maksimum (gece) ve bir minimum (gündüz). Yıllık yağış seyri, farklı enlem bölgelerinde ve aynı bölgenin farklı bölümlerinde farklıdır. Isı miktarına, termal rejime, hava hareketine, su ve toprağın dağılımına ve büyük ölçüde topografyaya bağlıdır. Yıllık yağış seyrinin tüm çeşitliliği birkaç türe indirgenemez, ancak farklı enlemler için bölgeselliğinden bahsetmeyi mümkün kılan karakteristik özellikler not edilebilir. Ekvator enlemleri, iki kurak mevsimle ayrılan iki yağışlı mevsim (ekinokslardan sonra) ile karakterize edilir. Tropikler yönünde, yağışlı mevsimlerin yakınsaması ve tropiklerin yakınında, yılda 4 ay süren şiddetli yağışlı bir mevsimde birleşmesi olarak ifade edilen yıllık yağış rejiminde değişiklikler meydana gelir. Subtropikal enlemlerde (35-40°) de bir yağışlı mevsim vardır, ancak kışın düşer. Ilıman enlemlerde, yıllık yağış akışı Okyanus, kıtaların iç kısımları ve kıyılar üzerinde farklıdır. Kış yağışları okyanusa, yaz yağışları kıtalara hakimdir. Yaz yağışları da kutup enlemleri için tipiktir. Her durumda yıllık yağış seyri, yalnızca atmosferin dolaşımı dikkate alınarak açıklanabilir.

Yağış en çok, yıllık miktarın 1000-2000 mm'yi aştığı ekvator enlemlerinde bol miktarda bulunur. Pasifik Okyanusu'nun ekvator adalarında yılda 4000-5000 mm'ye kadar düşer ve tropikal adaların dağlarının rüzgarlı yamaçlarında 10000 mm'ye kadar düşer. Yoğun yağış, çok nemli havanın güçlü konvektif akımlarından kaynaklanır. Ekvator enlemlerinin kuzeyinde ve güneyinde, yağış miktarı azalır ve yıllık ortalama miktarının 500 mm'den fazla olmadığı 25-35 ° paralelinin yakınında minimuma ulaşır. Kıtaların iç kısımlarında ve batı kıyılarında, birkaç yıl boyunca yağmurlar yer yer düşmez. Ilıman enlemlerde yağış miktarı tekrar artar ve yılda ortalama 800 mm; kıtaların iç kısmında bunlardan daha azı vardır (yılda 500, 400 ve hatta 250 mm); okyanus kıyısında daha fazla (yılda 1000 mm'ye kadar). Yüksek enlemlerde, düşük sıcaklıklarda ve havadaki düşük nem içeriğinde, yıllık yağış miktarı

Yıllık ortalama maksimum yağış Cherrapunji'ye (Hindistan) düşer - yaklaşık 12.270 mm. En büyük yıllık yağış yaklaşık 23.000 mm, en küçüğü - 7.000 mm'den fazla. Kaydedilen minimum yıllık ortalama yağış Asvan (0)'dır.

Bir yılda Dünya yüzeyine düşen toplam yağış miktarı, üzerinde 1000 mm yüksekliğe kadar sürekli bir tabaka oluşturabilir.

Kar kaplı. Kar örtüsü, dünyanın yüzeyine onu koruyacak kadar düşük bir sıcaklıkta yağmasıyla oluşur. Yükseklik ve yoğunluk ile karakterizedir.

Kar örtüsünün santimetre olarak ölçülen yüksekliği, bir birim yüzeye düşen yağış miktarına, karın yoğunluğuna (kütlenin hacme oranı), araziye, bitki örtüsüne ve ayrıca karı hareket ettiren rüzgarda. Ilıman enlemlerde, kar örtüsünün olağan yüksekliği 30-50 cm'dir, Rusya'daki en yüksek yüksekliği Yenisey'in orta kesimlerinin havzasında - 110 cm, dağlarda ise birkaç metreye ulaşabilir.

Yüksek albedo ve yüksek radyasyona sahip olan kar örtüsü, özellikle açık havalarda, havanın yüzey katmanlarının sıcaklığının düşürülmesine katkıda bulunur. Kar örtüsünün üzerindeki minimum ve maksimum hava sıcaklıkları, aynı koşullar altında, ancak yokluğunda olduğundan daha düşüktür.

Kutup ve yüksek dağlık bölgelerde kar örtüsü kalıcıdır. Ilıman enlemlerde, oluşum süresi iklim koşullarına bağlı olarak değişir. Bir ay boyunca devam eden kar örtüsüne ahır denir. Bu tür kar örtüsü, Rusya topraklarının çoğunda yıllık olarak oluşur. Uzak Kuzey'de 8-9 ay, orta bölgelerde - 4-6, Azak ve Karadeniz kıyılarında, kar örtüsü kararsız. Kar erimesi esas olarak diğer bölgelerden gelen sıcak havaya maruz kalmaktan kaynaklanır. Güneş ışığının etkisi altında kar örtüsünün yaklaşık %36'sı erir. Ilık yağmur erimeye yardımcı olur. Kirlenmiş kar daha hızlı erir.

Kar sadece erimekle kalmaz, aynı zamanda kuru havada buharlaşır. Ancak kar örtüsünün buharlaşması erimeden daha az önemlidir.

hidrasyon. Yüzey nemlendirme koşullarını tahmin etmek için sadece yağış miktarını bilmek yeterli değildir. Aynı miktarda yağış, ancak farklı evapotranspirasyon ile, nemlendirme koşulları çok farklı olabilir. Nem koşullarını karakterize etmek için şunu kullanın: nem katsayısı (K), yağış miktarının oranını temsil eden (r) buharlaşmaya (Yemek) aynı dönem için.

Nem genellikle yüzde olarak ifade edilir, ancak kesir olarak da ifade edilebilir. Yağış miktarı buharlaşmadan az ise, yani. İle%100'den az (veya İle 1'den az, nem yetersiz. saat İle%100'den fazla nem aşırı olabilir, K=%100'de normaldir. K=%10 (0,1) veya %10'dan az ise, ihmal edilebilir nemden söz ederiz.

Yarı çöllerde K %30'dur, ancak %100'dür (%100-150).

Yıl boyunca, yeryüzüne ortalama 511 bin km3 yağış düşer, bunun 108 bin km3'ü (%21) karada, geri kalanı Okyanusta düşer. Tüm yağışların neredeyse yarısı 20°K arasında düşer. ş. ve 20°G ş. Kutup bölgeleri yağışın sadece %4'ünü oluşturur.

Ortalama olarak, bir yılda Dünya yüzeyinden üzerine düşen su kadar su buharlaşır. Ana kaynak"; Atmosferdeki nem, yüzey ısıtmasının belirli bir sıcaklıkta maksimum buharlaşma için koşullar yarattığı subtropikal enlemlerde Okyanus'tur. Buharlaşmanın yüksek olduğu ve buharlaşacak hiçbir şeyin olmadığı karada aynı enlemlerde, kurak bölgeler ve çöller ortaya çıkar. Bir bütün olarak Okyanus için, su dengesi negatiftir (buharlaşma daha fazla yağıştır), karada pozitiftir (buharlaşma daha az yağıştır). Genel denge, bir tahliye "fazlası" vasıtasıyla eşitlenir; karadan okyanusa su.

mod atmosfer Dünya, radyasyon üzerindeki etkisi olarak araştırılmıştır ve termalmodatmosfer hava durumunu belirlemek ve... yüzeyler. Çoğu termal aldığı enerji atmosfer, gelen altta yatanyüzeyler ...

Termal enerji, atmosferin alt katmanlarına esas olarak alttaki yüzeyden girer. Bu katmanların termal rejimi

Dünya yüzeyinin termal rejimi ile yakından ilgilidir, bu nedenle çalışması aynı zamanda meteorolojinin önemli görevlerinden biridir.

Toprağın ısı aldığı veya verdiği ana fiziksel süreçler şunlardır: 1) radyan ısı transferi; 2) alttaki yüzey ile atmosfer arasındaki türbülanslı ısı alışverişi; 3) toprak yüzeyi ile alttaki sabit bitişik hava tabakası arasındaki moleküler ısı alışverişi; 4) toprak katmanları arasında ısı değişimi; 5) faz ısı transferi: suyun buharlaşması için ısı tüketimi, yüzeyde ve toprağın derinliğinde buz ve karın erimesi veya ters işlemler sırasında serbest bırakılması.

Dünya yüzeyinin ve su kütlelerinin termal rejimi, termofiziksel özellikleri ile belirlenir. Hazırlık sırasında, toprak termal iletkenlik denkleminin (Fourier denklemi) türetilmesine ve analizine özel dikkat gösterilmelidir. Toprak dikey olarak üniform ise, sıcaklığı t derinlikte z t zamanında Fourier denkleminden belirlenebilir

nerede a- toprağın termal yayılımı.

Bu denklemin sonucu, topraktaki sıcaklık dalgalanmalarının yayılmasının temel yasalarıdır:

1. Salınım süresinin derinlikle değişmezliği yasası:

T(z) = const(2)

2. Derinlik ile salınımların genliğinde azalma yasası:

(3)

derinliklerde genlikler nerede ve nerede a- derinlikler arasında uzanan toprak tabakasının termal yayılımı;

3. Derinlemesine salınımların faz kayması yasası (gecikme yasası):

(4)

gecikme nerede, yani. derinliklerde aynı salınım fazının (örneğin maksimum) başlama anları arasındaki fark ve Sıcaklık dalgalanmaları toprağa derinliğe nüfuz eder znp oran ile tanımlanır:

(5)

Ek olarak, derinlikle salınımların genliğinde azalma yasasından bir takım sonuçlara dikkat etmek gerekir:

a) farklı topraklarda hangi derinliklerde ( ) aynı periyotta sıcaklık dalgalanmalarının genlikleri ( = T 2) aynı sayıda azalma, bu toprakların termal yayılımının karekökleri olarak birbirleriyle ilişkilidir.

b) aynı topraktaki derinlikler ( a= const) farklı periyotlarla sıcaklık dalgalanmalarının genlikleri ( ) aynı miktarda azalma = sabit, salınım periyotlarının karekökleri olarak birbirleriyle ilişkilidir

(7)

Toprağa ısı akışının oluşumunun fiziksel anlamını ve özelliklerini açıkça anlamak gerekir.

Topraktaki ısı akışının yüzey yoğunluğu aşağıdaki formülle belirlenir:

burada λ, toprak dikey sıcaklık gradyanının termal iletkenlik katsayısıdır.

Anlık değer R kW/m cinsinden en yakın yüzdeye ifade edilir, toplamlar R - MJ / m 2 cinsinden (saatlik ve günlük - yüzde bire kadar, aylık - birimlere kadar, yıllık - onlarcaya kadar).

Bir t zaman aralığı boyunca toprak yüzeyinden geçen ortalama yüzey ısı akısı yoğunluğu aşağıdaki formülle tanımlanır.

burada C, toprağın hacimsel ısı kapasitesidir; Aralık; z „ p- sıcaklık dalgalanmalarının penetrasyon derinliği; ∆tcp- toprak tabakasının ortalama sıcaklıkları arasındaki derinliğe olan fark znp m aralığının sonunda ve başında “Toprağın termal rejimi” konusundaki ana görev örneklerini verelim.

Görev 1. hangi derinlikte azalır e termal yayılım katsayısı ile topraktaki günlük dalgalanmaların genliğinin çarpımı a\u003d 18,84 cm2 / s?

Çözüm. Denklem (3)'ten, günlük dalgalanmaların genliğinin, duruma karşılık gelen bir derinlikte e faktörü kadar azalacağı sonucu çıkar.

Görev 2. Granit topraklı komşu bölgelerin aşırı yüzey sıcaklıkları 34,8 °C ve 14,5 °C ve kuru kumlu toprak 42,3 °C ve 7,8 °C ise, günlük sıcaklık dalgalanmalarının granit ve kuru kuma nüfuz etme derinliğini bulun. granitin termal yayılımı a g \u003d 72,0 cm 2 / s, kuru kum a n \u003d 23,0 cm2 / s.

Çözüm. Granit ve kum yüzeyindeki sıcaklık genliği şuna eşittir:

Penetrasyon derinliği formül (5) ile değerlendirilir:

Granitin daha büyük termal yayılımı nedeniyle, günlük sıcaklık dalgalanmalarının daha büyük bir nüfuz etme derinliğini de elde ettik.

Görev 3.Üst toprak tabakasının sıcaklığının derinlikle lineer olarak değiştiğini varsayarsak, yüzey sıcaklığı 23,6 ise kuru kumdaki yüzey ısı akısı yoğunluğu hesaplanmalıdır. "İTİBAREN, ve 5 cm derinlikte sıcaklık 19.4 °C'dir.

Çözüm. Bu durumda toprağın sıcaklık gradyanı şuna eşittir:

Kuru kumun ısıl iletkenliği λ= 1.0 W/m*K. Toprağa ısı akışı aşağıdaki formülle belirlenir:

P = -λ - = 1.0 84.0 10 "3 \u003d 0.08 kW / m 2

Atmosferin yüzey tabakasının termal rejimi esas olarak, yoğunluğu dinamik faktörlere (dünya yüzeyinin pürüzlülüğü ve farklı seviyelerde rüzgar hızı gradyanları, hareket ölçeği) ve termal faktörlere (ısıtma homojensizliği) bağlı olan türbülanslı karıştırma ile belirlenir. yüzeyin çeşitli bölümleri ve dikey sıcaklık dağılımı).

Türbülanslı karışımın yoğunluğunu karakterize etmek için türbülans değişim katsayısı kullanılır. ANCAK ve türbülans katsayısı İLE. Onlar ilişki ile ilişkilidir

K \u003d A / p(10)

nerede R - hava yoğunluğu.

türbülans katsayısı İle m 2 / s cinsinden ölçülür, yüzde bire kadar doğrudur. Genellikle atmosferin yüzey tabakasında türbülans katsayısı kullanılır. İLE] yüksekte G"= 1 m Yüzey tabakası içinde:

nerede z- yükseklik (m).

Belirlemek için temel yöntemleri bilmeniz gerekir. İLE\.

Görev 1. Hava yoğunluğunun normal olduğu, türbülans katsayısının 0.40 m 2 /s olduğu ve dikey sıcaklık gradyanının 30.0 °C/100m olduğu alan boyunca atmosferin yüzey tabakasındaki dikey ısı akışının yüzey yoğunluğunu hesaplayın.

Çözüm. Dikey ısı akışının yüzey yoğunluğunu formülle hesaplıyoruz

L=1.3*1005*0.40*

Atmosferin yüzey tabakasının termal rejimini etkileyen faktörlerin yanı sıra serbest atmosfer sıcaklığındaki periyodik ve periyodik olmayan değişiklikleri inceleyin. Dünya yüzeyinin ve atmosferin ısı dengesi denklemleri, Dünya'nın aktif tabakası tarafından alınan enerjinin korunumu yasasını tanımlar. Isı dengesinin günlük ve yıllık seyrini ve değişimlerinin nedenlerini düşünün.

Edebiyat

Bölüm Ş, ch. 2, § 1 -8.

Kendi kendine muayene için sorular

1. Toprak ve su kütlelerinin termal rejimini hangi faktörler belirler?

2. Termofiziksel özelliklerin fiziksel anlamı nedir ve toprağın, havanın, suyun sıcaklık rejimini nasıl etkilerler?

3. Toprak yüzey sıcaklığındaki günlük ve yıllık dalgalanmaların genlikleri neye ve nasıl bağlıdır?

4. Topraktaki sıcaklık dalgalanmalarının dağılımının temel yasalarını formüle edin?

5. Topraktaki sıcaklık dalgalanmalarının dağılımının temel yasalarının sonuçları nelerdir?

6. Toprakta ve su kütlelerinde günlük ve yıllık sıcaklık dalgalanmalarının ortalama penetrasyon derinlikleri nelerdir?

7. Bitki örtüsünün ve kar örtüsünün toprağın termal rejimine etkisi nedir?

8. Toprağın termal rejiminin aksine, su kütlelerinin termal rejiminin özellikleri nelerdir?

9. Atmosferdeki türbülansın yoğunluğunu hangi faktörler etkiler?

10. Türbülansın hangi nicel özelliklerini biliyorsunuz?

11. Türbülans katsayısını, avantajlarını ve dezavantajlarını belirlemenin ana yöntemleri nelerdir?

12. Türbülans katsayısının kara ve su yüzeyleri üzerindeki günlük seyrini çizin ve analiz edin. Farklılıklarının sebepleri nelerdir?

13. Atmosferin yüzey tabakasındaki dikey türbülanslı ısı akışının yüzey yoğunluğu nasıl belirlenir?

Toprak, yeryüzüne giren güneş ısısının en aktif akümülatörü olan iklim sisteminin bir bileşenidir.

Altta yatan yüzey sıcaklığının günlük seyri bir maksimum ve bir minimuma sahiptir. Minimum gün doğumu civarında, maksimum ise öğleden sonra gerçekleşir. Günlük döngünün fazı ve günlük genliği mevsime, alttaki yüzeyin durumuna, miktar ve yağışa ve ayrıca istasyonların konumuna, toprağın türüne ve mekanik bileşimine bağlıdır.

Mekanik bileşime göre, topraklar, ısı kapasitesi, termal yayılım ve genetik özellikler (özellikle renk olarak) bakımından farklılık gösteren kumlu, kumlu ve tınlı olarak ayrılır. Karanlık topraklar daha fazla güneş ışınımını emer ve bu nedenle hafif topraklardan daha fazla ısınır. Kumlu ve kumlu tınlı topraklar, daha küçük, tınlıdan daha sıcaktır.

Altta yatan yüzey sıcaklığının yıllık seyri, kışın minimum ve yazın maksimum olmak üzere basit bir periyodiklik gösterir. Rusya'nın çoğunda, en yüksek toprak sıcaklığı Temmuz ayında, Uzak Doğu'da Okhotsk Denizi kıyı şeridinde, Temmuz - Ağustos aylarında ve Primorsky Krai'nin güneyinde - Ağustos ayında görülür.

Yılın çoğu boyunca alttaki yüzeyin maksimum sıcaklıkları, toprağın aşırı termal durumunu ve sadece en soğuk aylar için - yüzey için karakterize eder.

Alttaki yüzeyin maksimum sıcaklıklara ulaşması için elverişli hava koşulları şunlardır: güneş radyasyonu girişi maksimum olduğunda hafif bulutlu hava; düşük rüzgar hızları veya sakin, çünkü rüzgar hızındaki bir artış topraktan nemin buharlaşmasını arttırır; az miktarda yağış, çünkü kuru toprak daha düşük ısı ve termal yayılım ile karakterize edilir. Ayrıca kuru toprakta buharlaşma için daha az ısı tüketimi vardır. Bu nedenle, mutlak sıcaklık maksimumları genellikle kuru toprakta en açık güneşli günlerde ve genellikle öğleden sonra saatlerinde gözlenir.

Altta yatan yüzey sıcaklığının mutlak yıllık maksimumlarından ortalamaların coğrafi dağılımı, yaz aylarında toprak yüzeyinin ortalama aylık sıcaklıklarının izojeotermlerinin dağılımına benzer. İzojeotermler çoğunlukla enlemseldir. Denizlerin toprak yüzeyinin sıcaklığı üzerindeki etkisi, Japonya'nın batı kıyısında ve Sahalin ve Kamçatka'da izogeotermlerin enlem yönünün bozulması ve meridyele yakın hale gelmesiyle kendini gösterir (ana hatlarını tekrarlar). kıyı şeridi). Rusya'nın Avrupa kısmında, alttaki yüzey sıcaklığının mutlak yıllık maksimum ortalamasının değerleri, kuzey denizlerinin kıyısında 30–35°С ile Rostov'un güneyinde 60-62°С arasında değişmektedir. Bölge, Krasnodar ve Stavropol Toprakları, Kalmıkya Cumhuriyeti ve Dağıstan Cumhuriyeti'nde. Bölgede, toprak yüzey sıcaklığının yıllık mutlak maksimumunun ortalaması, yakındaki düz alanlara göre 3–5°C daha düşüktür; bu, bölgedeki yağış artışı ve toprak nemi üzerindeki yükseltilerin etkisiyle ilişkilidir. Hakim rüzgarlardan gelen tepelerle kapatılan düz alanlar, azaltılmış yağış miktarı ve daha düşük rüzgar hızları ve dolayısıyla toprak yüzeyinin aşırı sıcaklıklarının artan değerleri ile karakterize edilir.

Kuzeyden güneye aşırı sıcaklıklardaki en hızlı artış, bozkır bölgesinde yağışların azalması ve toprak bileşimindeki bir değişiklik ile ilişkili olan orman ve bölgelerden bölgeye geçiş bölgesinde meydana gelir. Güneyde, topraktaki genel olarak düşük nem içeriği ile, toprak nemindeki aynı değişiklikler, mekanik bileşimde farklılık gösteren toprakların sıcaklığındaki daha önemli farklılıklara karşılık gelir.

Ayrıca, orman bölgesinden bölgelere ve tundraya geçiş sırasında, Rusya'nın Avrupa kısmının kuzey bölgelerinde, güneyden kuzeye, alttaki yüzeyin sıcaklığının mutlak yıllık maksimum ortalamasında keskin bir düşüş vardır. aşırı nem. Rusya'nın Avrupa kısmının kuzey bölgeleri, diğer şeylerin yanı sıra aktif siklonik aktivite nedeniyle, güney bölgelerinden artan miktarda bulutlulukta farklılık gösterir ve bu da güneş radyasyonunun dünya yüzeyine gelişini keskin bir şekilde azaltır.

Rusya'nın Asya kesiminde, en düşük ortalama mutlak maksimum değerler adalarda ve kuzeyde (12–19°С) görülür. Güneye doğru ilerledikçe, aşırı sıcaklıklarda bir artış var ve Rusya'nın Avrupa ve Asya bölgelerinin kuzeyinde, bu artış bölgenin geri kalanından daha keskin bir şekilde meydana geliyor. Minimum miktarda yağış olan bölgelerde (örneğin, Lena ve Aldan nehirleri arasındaki alanlar), artan aşırı sıcaklık cepleri ayırt edilir. Bölgeler çok karmaşık olduğundan, çeşitli kabartma biçimlerinde (dağlık bölgeler, havzalar, ovalar, büyük Sibirya nehirlerinin vadileri) bulunan istasyonlar için toprak yüzeyinin aşırı sıcaklıkları büyük ölçüde farklıdır. Altta yatan yüzey sıcaklığının mutlak yıllık maksimum değerlerinin ortalama değerleri, Rusya'nın Asya kısmının güneyinde (kıyı bölgeleri hariç) en yüksek değerlere ulaşır. Primorsky Krai'nin güneyinde, yıllık mutlak maksimumların ortalaması, aynı enlemde bulunan kıta bölgelerinden daha düşüktür. Burada değerleri 55–59°С'ye ulaşır.

Alttaki yüzeyin minimum sıcaklıkları da oldukça özel koşullar altında gözlemlenir: en soğuk gecelerde, gün doğumuna yakın saatlerde, antisiklonik hava koşullarında, düşük bulutluluğun maksimum etkili radyasyonu desteklediğinde.

Altta yatan yüzey sıcaklığının mutlak yıllık minimumlarından ortalama izojeotermlerin dağılımı, minimum hava sıcaklıklarının izotermlerinin dağılımına benzer. Güney ve kuzey bölgeleri hariç, Rusya topraklarının çoğunda, alttaki yüzeyin mutlak yıllık minimum sıcaklıklarının ortalama izojeotermleri meridyen bir yönelim alır (batıdan doğuya doğru azalır). Rusya'nın Avrupa kısmında, alttaki yüzeyin mutlak yıllık minimum sıcaklıklarının ortalaması batı ve güney bölgelerinde -25°C ile doğu ve özellikle kuzeydoğu bölgelerinde -40 ... -45°C arasında değişmektedir. (Timan Sırtı ve Bolshezemelskaya tundra). Mutlak yıllık sıcaklık minimumlarının (–16…–17°C) en yüksek ortalama değerleri Karadeniz kıyılarında görülür. Rusya'nın Asya bölgesinin çoğunda, yıllık mutlak minimumların ortalaması -45 ... -55 ° С arasında değişmektedir. Geniş bir bölge üzerinde böylesine önemsiz ve oldukça düzgün bir sıcaklık dağılımı, Sibirya'nın etkisine maruz kalan alanlarda minimum sıcaklıkların oluşumu için koşulların tekdüzeliği ile ilişkilidir.

Doğu Sibirya'nın karmaşık kabartmalı bölgelerinde, özellikle Saha Cumhuriyeti'nde (Yakutistan), radyasyon faktörleri ile birlikte kabartma özellikleri, minimum sıcaklıkların düşmesinde önemli bir etkiye sahiptir. Burada, çöküntü ve havzalardaki dağlık bir ülkenin zorlu koşullarında, özellikle alttaki yüzeyin soğutulması için uygun koşullar yaratılır. Saha Cumhuriyeti (Yakutya), Rusya'daki temel yüzey sıcaklığının (–57…–60°С'ye kadar) mutlak yıllık minimum değerlerinin en düşük ortalama değerlerine sahiptir.

Arktik denizlerinin kıyısında, aktif kış siklonik aktivitesinin gelişmesi nedeniyle, minimum sıcaklıklar iç kısımdan daha yüksektir. İzojeotermlerin neredeyse enlem yönü vardır ve mutlak yıllık minimumların ortalamasındaki azalma kuzeyden güneye oldukça hızlı gerçekleşir.

Kıyıda, izojeotermler kıyıların ana hatlarını tekrarlar. Aleutian minimumunun etkisi, kıyı bölgesinde, özellikle Primorsky Krai'nin güney kıyısında ve Sahalin'de, iç bölgelere kıyasla mutlak yıllık minimumların ortalamasındaki artışta kendini gösterir. Buradaki mutlak yıllık minimumların ortalaması –25…–30°С'dir.

Toprağın donması, soğuk mevsimde negatif hava sıcaklıklarının büyüklüğüne bağlıdır. Toprağın donmasını engelleyen en önemli faktör kar örtüsünün varlığıdır. Oluşum zamanı, gücü, oluşma süresi gibi özellikleri toprak donma derinliğini belirler. Kar örtüsünün geç oluşumu toprağın daha fazla donmasına katkıda bulunur, çünkü kışın ilk yarısında toprak donma yoğunluğu en fazladır ve tersine, kar örtüsünün erken oluşumu toprağın önemli ölçüde donmasını önler. Kar örtüsünün kalınlığının etkisi en çok düşük hava sıcaklıklarına sahip bölgelerde belirgindir.

Aynı donma derinliğinde, toprağın türüne, mekanik bileşimine ve nemine bağlıdır.

Örneğin, Batı Sibirya'nın düşük ve kalın kar örtüsüne sahip kuzey bölgelerinde, toprak donma derinliği daha güneydeki ve küçük olan daha sıcak bölgelerden daha azdır. Kararsız kar örtüsü olan bölgelerde (Rusya'nın Avrupa kısmının güney bölgeleri) toprak donma derinliğinde bir artışa katkıda bulunabileceği tuhaf bir resim ortaya çıkıyor. Bunun nedeni, sık sık donma ve çözülme değişiklikleriyle, termal iletkenlik katsayısı kar ve suyun termal iletkenliğinden birkaç kat daha büyük olan ince bir kar örtüsünün yüzeyinde bir buz kabuğunun oluşmasıdır. Böyle bir kabuğun varlığında toprak çok daha hızlı soğur ve donar. Bitki örtüsünün varlığı, karı tuttuğu ve biriktirdiği için toprak donma derinliğinin azalmasına katkıda bulunur.