Aluspinna temperatuurirežiim. Atmosfääri ja maapinna soojusrežiim

Soojusrežiim maa pind. Maale tulev päikesekiirgus soojendab peamiselt selle pinda. Maapinna termiline seisund on seega peamine atmosfääri alumiste kihtide soojendamise ja jahutamise allikas.

Maapinna kuumutamise tingimused sõltuvad sellest füüsikalised omadused. Esiteks on teravad erinevused maa ja vee pinna soojendamises. Maismaal levib soojus sügavusele peamiselt ebatõhusa molekulaarse soojusjuhtivuse kaudu. Sellega seoses ulatuvad ööpäevased temperatuurikõikumised maapinnal vaid 1 sügavuseni m, ja iga-aastane - kuni 10-20 m. Veepinnal levib temperatuur sügavuti peamiselt veemasside segunemisel; molekulaarne soojusjuhtivus on tühine. Lisaks mängib siin rolli kiirguse sügavam tungimine vette, aga ka vee suurem soojusmahtuvus võrreldes maismaaga. Seetõttu levivad igapäevased ja aastased temperatuurikõikumised vees sügavamale kui maismaal: iga päev - kümnete meetrite võrra, aastased - sadade meetrite võrra. Selle tulemusena jaotub maapinnale sisenev ja sealt väljuv soojus veepinnast õhemas maakihis. See tähendab, et päevane ja aastane temperatuurikõikumine maapinnal peab olema palju suurem kui veepinnal. Kuna õhku soojendatakse maapinnalt, siis sama päikesekiirguse väärtusega suvel ja päeval on õhutemperatuur maismaa kohal kõrgem kui mere kohal ning talvel ja öösel vastupidi.

Maapinna heterogeensus mõjutab ka selle kuumutamise tingimusi. Päevane taimestik takistab mulla tugevat kuumenemist ja öösel vähendab selle jahtumist. Lumikate kaitseb mulda talvel liigse soojuskadude eest. Ööpäevased temperatuuri amplituudid taimestiku all vähenevad seega. Taimkatte koosmõju suvel ja lumine talv vähendab aastast temperatuuri amplituudi võrreldes palja pinnaga.

Maapinna temperatuurikõikumiste äärmuslikud piirid on järgmised. Subtroopika kõrbetes võib temperatuur tõusta +80°-ni, Antarktika lumisel pinnal langeda -90°-ni.

Veepinnal on maksimaalse ja minimaalse temperatuuri alguse hetked päevasel ja aastasel kulgemisel maismaaga võrreldes nihkunud. Päevane maksimum saabub 15-16 paiku tund, vähemalt 2-3 tund pärast päikesetõusu. Ookeani pinna aastane maksimumtemperatuur saabub põhjapoolkeral augustis, aastane miinimumtemperatuur veebruaris. Ookeani pinna maksimaalne vaadeldav temperatuur on umbes 27°, siseveekogude pind on 45°; miinimumtemperatuur on vastavalt -2 ja -13°.

Atmosfääri termiline režiim.Õhutemperatuuri muutuse määravad mitmed põhjused: päikese- ja maakiirgus, molekulaarne soojusjuhtivus, veeauru aurustumine ja kondenseerumine, adiabaatilised muutused ja soojusülekanne õhumassiga.

Atmosfääri alumiste kihtide jaoks ei oma päikesekiirguse otsene neeldumine mingit mõju. suur tähtsus, on nende maapealse pikalainekiirguse neeldumine palju olulisem. Molekulaarne soojusjuhtivus soojendab maapinnaga vahetult külgnevat õhku. Vee aurustumisel kulub soojust ja järelikult õhk jahtub, veeauru kondenseerumisel eraldub soojust ja õhk soojeneb.

omab suurt mõju õhutemperatuuri jaotusele adiabaatiline muutus tema, st temperatuuri muutus ilma soojusvahetuseta ümbritseva õhuga. Tõusev õhk paisub; töö kulub paisumisele, mis viib temperatuuri languseni. Kui õhk on langetatud, toimub vastupidine protsess. Kuiv või küllastumata õhk jahtub adiabaatiliselt iga 100 järel m tõsta 1° võrra. Veeauruga küllastunud õhk jahtub vähem (keskmiselt 0,6 100 kohta m tõus), kuna sel juhul tekib veeauru kondenseerumine, millega kaasneb soojuse eraldumine.

Soojusülekanne koos õhumassiga avaldab eriti suurt mõju atmosfääri soojusrežiimile. Tulemusena üldine vereringe Atmosfääris toimub õhumasside vertikaalne ja horisontaalne liikumine kogu aeg, haarates kogu troposfääri paksuse ja tungides isegi madalamasse stratosfääri. Esimest nimetatakse konvektsioon teine ​​- advektsioon. Need on peamised protsessid, mis määravad õhutemperatuuri tegeliku jaotumise maa- ja merepinnal ning erinevatel kõrgustel. Adiabaatilised protsessid on ainult atmosfääri tsirkulatsiooni seaduste järgi liikuva õhu temperatuurimuutuste füüsiline tagajärg. Soojusülekande rolli koos õhumassiga saab hinnata selle järgi, et konvektsiooni tulemusena õhku saadav soojushulk on 4000 korda suurem kui maapinnalt kiirgusega saadav soojus ja 500 000 korda rohkem.

kui molekulaarse soojusjuhtivuse teel tekkiv soojus. Gaaside olekuvõrrandi põhjal peaks temperatuur koos kõrgusega langema. Siiski, millal eritingimused kütte- ja jahutusõhu temperatuur võib tõusta kõrgusega. Sellist nähtust nimetatakse temperatuuri inversioon. Inversioon toimub maapinna tugeval jahtumisel kiirguse mõjul, külma õhu voolamisel süvenditesse, õhu liikumisel allapoole vabas atmosfääris, s.o hõõrdetasemest kõrgemal. Temperatuuri inversioonid mängivad olulist rolli atmosfääri ringluses ning mõjutavad ilma ja kliimat. Õhutemperatuuri päevane ja aastane kulg sõltub päikesekiirguse käigust. Temperatuuri maksimumi ja miinimumi tekkimine aga viibib päikesekiirguse maksimumi ja miinimumi suhtes. Pärast keskpäeva hakkab Päikeselt tuleva soojuse juurdevool vähenema, kuid õhutemperatuur jätkab veel mõnda aega tõusmist, sest päikesekiirguse vähenemist täiendab maapinna soojuskiirgus. Öösel jätkub temperatuuri langus kuni päikesetõusuni maapealse soojuskiirguse mõjul (joon. 11). Sarnane muster kehtib ka aastase temperatuurimuutuse kohta. Õhutemperatuuri kõikumiste amplituud on väiksem kui maapinnal ning maapinnast kaugenedes kõikumiste amplituud loomulikult väheneb ning temperatuuri maksimum- ja miinimummomendid jäävad järjest hiljaks. Ööpäevaste temperatuurikõikumiste ulatus väheneb laiuskraadi suurenedes ning pilvisuse ja sademete hulga suurenedes. Veepinna kohal on amplituud palju väiksem kui maismaal.

Kui maa pind oleks homogeenne ning atmosfäär ja hüdrosfäär oleksid paigal, määraks soojuse jaotumise pinnal ainult päikesekiirguse sissevool ja õhutemperatuur langeks järk-järgult ekvaatorilt poolustele, jäädes sama igal paralleelil. Seda temperatuuri nimetatakse päikeseenergia.

Tegelikud temperatuurid sõltuvad pinna iseloomust ja laiustevahelisest soojusvahetusest ning erinevad oluliselt päikese temperatuuridest Aasta keskmised temperatuurid erinevatel laiuskraadidel kraadides on toodud tabelis. 1.

Maapinna õhutemperatuuri jaotust visuaalselt kujutavad isotermide kaardid – jooned, mis ühendavad sama temperatuuriga punkte (joon. 12, 13).

Nagu kaartidelt näha, kalduvad isotermid paralleelidest tugevalt kõrvale, mis on seletatav mitme põhjusega: maa ja mere ebavõrdne kuumenemine, soojade ja külmade merehoovuste olemasolu, atmosfääri üldise tsirkulatsiooni mõju (nt. läänetransport parasvöötme laiuskraadidel), reljeefi mõju (tõkete mõju mägisüsteemide liikumisõhule, külma õhu kogunemine mägedevahelistesse basseinidesse jne), albeedo suurusjärk (näiteks lume suur albeedo). Antarktika ja Gröönimaa jääpind).

Absoluutset maksimaalset õhutemperatuuri Maal täheldatakse Aafrikas (Tripolis) - umbes +58°. Absoluutne miinimum on märgitud Antarktikas (-88°).

Isotermide jaotuse põhjal eristatakse termilisi vööndeid maapinnal. Troopika ja polaarringid, mis piiravad vööndeid valgustusrežiimi järsu muutusega (vt ptk 1), on esimeses lähenduses termilise režiimi muutumise piirid. Kuna tegelikud õhutemperatuurid erinevad päikeseenergia temperatuuridest, võetakse termilisteks tsoonideks iseloomulikud isotermid. Sellised isotermid on: aasta 20° (järsult väljendunud aastaaegade ja madala temperatuuri amplituudi piir), kõige soojem kuu 10° (metsa leviku piir) ja soojem kuu 0° (igavese pakase piir).

Mõlema poolkera aastaste isotermide vahel on 20 ° kuum vöö aasta isotermi 20° ja isotermi vahel

Postituse vaatamisi: 873

Soojusenergia siseneb atmosfääri alumistesse kihtidesse peamiselt selle all olevalt pinnalt. Nende kihtide soojusrežiim

on tihedalt seotud maapinna soojusrežiimiga, mistõttu on selle uurimine ka meteoroloogia üks olulisi ülesandeid.

Peamised füüsikalised protsessid, mille käigus pinnas soojust vastu võtab või välja annab, on: 1) kiirgussoojusülekanne; 2) turbulentne soojusvahetus aluspinna ja atmosfääri vahel; 3) molekulaarne soojusvahetus mullapinna ja alumise fikseeritud külgneva õhukihi vahel; 4) soojusvahetus pinnasekihtide vahel; 5) faasisoojusülekanne: soojuskulu vee aurustamiseks, jää ja lume sulamiseks pinnase pinnal ja sügavuses või selle eraldumine pöördprotsesside käigus.

Maapinna ja veekogude soojusrežiimi määravad nende termofüüsikalised omadused. Ettevalmistamisel tuleb erilist tähelepanu pöörata pinnase soojusjuhtivuse võrrandi (Fourier' võrrandi) tuletamisele ja analüüsile. Kui muld on vertikaalselt ühtlane, siis selle temperatuur t sügavusel z ajahetkel t saab määrata Fourier' võrrandist

Kus A- pinnase termiline difusioon.

Selle võrrandi tagajärg on levimise põhiseadused temperatuuri kõikumised mullas:

1. Võnkeperioodi muutumatuse seadus sügavusega:

T(z) = konst(2)

2. Sügavusega võnkumiste amplituudi vähenemise seadus:

(3)

kus ja on amplituudid sügavustel A- sügavuste vahel paikneva mullakihi termiline difusioon;

3. Sügavusega võnkumiste faasinihke seadus (viivituse seadus):

(4)

kus on hilinemine, st. erinevus sama faasi võnkumiste (näiteks maksimumi) alguse hetkede vahel sügavustel ja temperatuurikõikumiste vahel, mis tungivad pinnasesse sügavusele znp määratletud suhtega:

(5)

Lisaks on vaja pöörata tähelepanu mitmetele tagajärgedele, mis tulenevad sügavusega võnkumiste amplituudi vähenemise seadusest:

a) millisel sügavusel erinevates muldades ( ) temperatuurikõikumiste amplituudid sama perioodiga ( = T 2) sisse vähenema sama number ajad on omavahel seotud nende muldade termilise difusiooni ruutjuurtena

b) sügavused, mille juures samas pinnases ( A= const) temperatuurikõikumiste amplituudid erinevatel perioodidel ( ) väheneb sama palju =konst, on omavahel seotud võnkeperioodide ruutjuurtena

(7)

On vaja selgelt mõista pinnasesse soojusvoo moodustumise füüsilist tähendust ja tunnuseid.

Soojusvoo pinnatihedus mullas määratakse järgmise valemiga:

kus λ on pinnase vertikaalse temperatuurigradiendi soojusjuhtivuse koefitsient.

Vahetu väärtus R väljendatakse kW/m täpsusega sajandiku täpsusega, summad R - MJ / m 2 (tunnis ja päevas - kuni sajandikku, kuus - kuni ühikut, aastas - kuni kümneid).

Pinna keskmist soojusvoo tihedust läbi mullapinna ajavahemikul t kirjeldatakse valemiga

kus C on pinnase mahuline soojusmahtuvus; intervall; z „lk- temperatuurikõikumiste läbitungimissügavus; ∆tcp- mullakihi ja sügavuse keskmiste temperatuuride vahe znp intervalli m lõpus ja alguses. Toome peamised näited ülesannetest teemal “Pullase soojusrežiim”.

Ülesanne 1. Millises sügavuses see väheneb e korda päevaste kõikumiste amplituud mullas termilise difusioonikoefitsiendiga A\u003d 18,84 cm 2 / h?

Lahendus. Võrrandist (3) järeldub, et tingimusele vastaval sügavusel väheneb ööpäevaste kõikumiste amplituud teguri e võrra.

2. ülesanne. Leia ööpäevaste temperatuurikõikumiste läbitungimissügavus graniidis ja kuivas liivas, kui naaberalade äärmuslikud pinnatemperatuurid graniitpinnasega on 34,8 °C ja 14,5 °C ning kuiva liivase pinnasega 42,3 °C ja 7,8 °C . graniidi termiline difusioon A g \u003d 72,0 cm 2 / h, kuiv liiv A n \u003d 23,0 cm 2 / h.

Lahendus. Temperatuuri amplituud graniidi ja liiva pinnal on võrdne:

Sissetungimise sügavust arvestatakse valemiga (5):

Tänu graniidi suuremale termilisele difusioonile saavutasime ka päevaste temperatuurikõikumiste suurema läbitungimissügavuse.

3. ülesanne. Eeldusel, et ülemise mullakihi temperatuur muutub lineaarselt sügavusega, tuleks arvutada pinnasoojusvoo tihedus kuivas liivas, kui selle pinnatemperatuur on 23,6 "KOOS, ja temperatuur 5 cm sügavusel on 19,4 °C.

Lahendus. Pinnase temperatuurigradient on sel juhul võrdne:

Kuiva liiva soojusjuhtivus λ= 1,0 W/m*K. Soojusvoog pinnasesse määratakse järgmise valemiga:

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

Atmosfääri pinnakihi termilise režiimi määrab peamiselt turbulentne segunemine, mille intensiivsus sõltub dünaamilistest teguritest (maapinna karedus ja tuule kiiruse gradiendid erinevatel tasanditel, liikumise ulatus) ja termilistest teguritest (ebahomogeensus). pinna erinevate osade kuumutamine ja vertikaalne temperatuurijaotus).

Turbulentse segunemise intensiivsuse iseloomustamiseks kasutatakse turbulentset vahetuskordajat A ja turbulentsustegur TO. Need on omavahel seotud suhtega

K \u003d A / p(10)

Kus R -õhu tihedus.

Turbulentsustegur TO mõõdetuna m 2 / s, täpsusega sajandik. Tavaliselt kasutatakse atmosfääri pinnakihis turbulentsitegurit TO] kõrgel G"= 1 m. Pinnakihi sees:

Kus z- kõrgus (m).

Peate teadma määramise põhimeetodeid TO\.

Ülesanne 1. Arvutage vertikaalse soojusvoo pinnatihedus atmosfääri pinnakihis läbi ala, mille tasemel õhutihedus on võrdne normaalsega, turbulentsustegur on 0,40 m 2 /s ja vertikaalne temperatuurigradient on 30,0 ° C/100m.

Lahendus. Vertikaalse soojusvoo pinnatiheduse arvutame valemiga

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

Uurida atmosfääri pinnakihi soojusrežiimi mõjutavaid tegureid, samuti vaba atmosfääri temperatuuri perioodilisi ja mitteperioodilisi muutusi. Maapinna ja atmosfääri soojusbilansi võrrandid kirjeldavad Maa aktiivse kihi poolt vastuvõetud energia jäävuse seadust. Mõelge soojabilansi igapäevasele ja aastasele kulgemisele ning selle muutumise põhjustele.

Kirjandus

Peatükk Sh, ptk. 2, § 1 -8.

Küsimused enesekontrolliks

1. Millised tegurid määravad pinnase ja veekogude soojusrežiimi?

2. Mis on termofüüsikaliste karakteristikute füüsikaline tähendus ja kuidas need mõjutavad pinnase, õhu, vee temperatuurirežiimi?

3. Millest ja kuidas sõltuvad mullapinna temperatuuri ööpäevaste ja aastaste kõikumiste amplituudid?

4. Sõnasta temperatuurikõikumiste jaotumise põhiseadused mullas?

5. Millised on temperatuurikõikumiste pinnase jaotumise põhiseaduste tagajärjed?

6. Millised on ööpäevaste ja aastaste temperatuurikõikumiste keskmised läbitungimissügavused pinnases ja veekogudes?

7. Milline on taimestiku ja lumikatte mõju pinnase soojusrežiimile?

8. Millised on veekogude soojusrežiimi tunnused, erinevalt pinnase soojusrežiimist?

9. Millised tegurid mõjutavad turbulentsi intensiivsust atmosfääris?

10. Milliseid turbulentsi kvantitatiivseid tunnuseid teate?

11. Millised on peamised turbulentsiteguri määramise meetodid, nende eelised ja puudused?

12. Joonistage ja analüüsige turbulentsiteguri igapäevast kulgu maa- ja veepinnal. Mis on nende erinevuse põhjused?

13. Kuidas määratakse vertikaalse turbulentse soojusvoo pindtihedus atmosfääri pinnakihis?

Päikesekiirte poolt otseselt kuumutatud pinda, mis annab soojust selle all olevatele kihtidele ja õhule, nimetatakse aktiivne. Aktiivse pinna temperatuur, selle väärtus ja muutus (päevane ja aastane kõikumine) määratakse soojusbilansi järgi.

Peaaegu kõigi soojusbilansi komponentide maksimumväärtust täheldatakse keskpäevastel tundidel. Erandiks on maksimaalne soojusvahetus pinnases, mis langeb hommikutundidele.

Soojusbilansi komponentide ööpäevase kõikumise maksimaalsed amplituudid on märgitud suveaeg, minimaalne - talvel. IN igapäevane kursus pinnatemperatuur, kuiv ja taimestikuta, selgel päeval saavutatakse maksimum pärast kella 13.00 ja miinimum - päikesetõusu paiku. Pilvisus häirib pinnatemperatuuri regulaarset kulgu ning põhjustab maksimumide ja miinimumide momentide nihke. Niiskus ja taimkate mõjutavad oluliselt pinnatemperatuuri. Päevane pinnatemperatuuri maksimum võib olla +80°C või rohkem. Igapäevased kõikumised ulatuvad 40°-ni. Nende väärtus sõltub koha laiuskraadist, aastaajast, pilvisusest, pinna soojuslikest omadustest, värvist, karedusest, taimkattest ja kallakutest.

Aktiivse kihi temperatuuri aastane kulg on erinevatel laiuskraadidel erinev. Maksimaalne temperatuur keskmistel ja kõrgetel laiuskraadidel on tavaliselt juunis, minimaalne - jaanuaris. Aktiivse kihi temperatuuri iga-aastaste kõikumiste amplituudid madalatel laiuskraadidel on väga väikesed, maismaa keskmistel laiuskraadidel ulatuvad need 30°-ni. Pinnatemperatuuri iga-aastaseid kõikumisi parasvöötmetel ja kõrgetel laiuskraadidel mõjutab tugevalt lumikate.

Soojuse ülekandmine kihist kihti võtab aega ning päevase maksimum- ja miinimumtemperatuuri saabumise hetked hilinevad iga 10 cm võrra umbes 3 tunni võrra. Kui pinnal kõrgeim temperatuur oli umbes 13 tundi, 10 cm sügavusel saabub maksimaalne temperatuur umbes 16 tunni pärast ja 20 cm sügavusel - umbes 19 tundi jne. Aluskihtide järjestikusel kuumutamisel katvatest kihtidest neelab iga kiht teatud kogus soojust. Mida sügavam on kiht, seda vähem soojust see saab ja seda nõrgemad on temperatuurikõikumised selles. Päevaste temperatuurikõikumiste amplituud sügavusega väheneb 2 korda iga 15 cm kohta. See tähendab, et kui pinnal on amplituud 16°, siis 15 cm sügavusel on see 8° ja 30 cm sügavusel 4°.

Keskmiselt umbes 1 m sügavusel päevane mullatemperatuuri kõikumine "haihtub". Kihti, milles need võnkumised praktiliselt peatuvad, nimetatakse kihiks püsiv ööpäevane temperatuur.

Mida pikem on temperatuurikõikumiste periood, seda sügavamale need levivad. Keskmistel laiuskraadidel paikneb püsiva aastatemperatuuri kiht 19-20 m sügavusel, suurtel laiuskraadidel 25 m sügavusel Troopilistel laiuskraadidel on aasta temperatuuride amplituudid väikesed ja püsiva aastaamplituudiga kiht on asub vaid 5-10 m sügavusel ja miinimumtemperatuurid hilinevad keskmiselt 20-30 päeva meetri kohta. Seega, kui madalaim temperatuur pinnal täheldati jaanuaris, siis 2 m sügavusel toimub see märtsi alguses. Vaatlused näitavad, et aasta püsiva temperatuuri kihis on temperatuur lähedane aasta keskmisele õhutemperatuurile pinna kohal.

Vesi, millel on suurem soojusmahtuvus ja madalam soojusjuhtivus kui maismaal, soojeneb aeglasemalt ja eraldab soojust aeglasemalt. Osa veepinnale langevatest päikesekiirtest neeldub kõige ülemisse kihti ja osa tungib märkimisväärsele sügavusele, soojendades otse osa selle kihist.

Vee liikuvus teeb võimalikuks soojusülekande. Turbulentse segunemise tõttu toimub soojusülekanne sügavuses 1000–10 000 korda kiiremini kui soojusjuhtivuse kaudu. Kui vee pinnakihid jahtuvad, toimub termiline konvektsioon, millega kaasneb segunemine. Päevased temperatuurikõikumised ookeani pinnal on kõrgetel laiuskraadidel keskmiselt vaid 0,1°, parasvöötme laiuskraadidel - 0,4°, troopilistel laiuskraadidel - 0,5°. Nende vibratsioonide läbitungimissügavus on 15-20m. Aastased temperatuuriamplituudid ookeani pinnal ulatuvad 1°-st ekvatoriaallaiuskraadidel kuni 10,2°-ni parasvöötme laiuskraadidel. Aastased temperatuurikõikumised tungivad 200-300 m sügavusele.Veekogude maksimumtemperatuuri hetked jäävad maismaaga võrreldes hiljaks. Maksimum saabub umbes 15-16 tundi, minimaalne - 2-3 tundi pärast päikesetõusu.

Atmosfääri alumise kihi soojusrežiim.

Õhku soojendatakse peamiselt mitte otseselt päikesekiirte toimel, vaid soojuse ülekandmise tõttu selle aluspinna kaudu (kiirguse ja soojusjuhtivuse protsessid). Kõige olulisemat rolli soojuse ülekandmisel pinnalt troposfääri katvatele kihtidele mängib soojusvahetus ja varjatud aurustumissoojuse ülekanne. Õhuosakeste juhuslikku liikumist, mis on põhjustatud selle ebaühtlaselt kuumutatud aluspinna kuumenemisest, nimetatakse termiline turbulents või termiline konvektsioon.

Kui väikeste kaootiliste liikuvate keeriste asemel hakkavad domineerima võimsad tõusev (termilised) ja vähem võimsad laskuvad õhu liikumised, nimetatakse konvektsiooniks. korrastatud. Pinna lähedal soojenev õhk tormab ülespoole, kandes üle soojust. Termiline konvektsioon saab areneda ainult seni, kuni õhu temperatuur on kõrgem selle keskkonna temperatuurist, kus see tõuseb (atmosfääri ebastabiilne seisund). Kui tõusva õhu temperatuur on võrdne ümbritseva keskkonna temperatuuriga, siis tõus peatub (atmosfääri ükskõikne seisund); kui õhk muutub keskkonnast külmemaks, hakkab see vajuma (atmosfääri püsiseisund).

Õhu turbulentsel liikumisel saavad üha enam selle pinnaga kokkupuutes olevaid osakesi soojust ning tõustes ja segunedes annavad selle teistele osakestele. soojushulk, mida õhk saab pinnalt turbulentsi kaudu, rohkem kogust soojust, mida ta saab kiirguse tulemusena, 400 korda ja molekulaarse soojusjuhtivuse kaudu edastamise tulemusena - peaaegu 500 000 korda. Soojus kandub pinnalt atmosfääri koos sellelt aurustunud niiskusega ja eraldub seejärel kondenseerumisprotsessi käigus. Iga gramm veeauru sisaldab 600 kalorit varjatud aurustumissoojust.

Tõusvas õhus muutub temperatuur tänu adiabaatiline protsessi, st ilma soojusvahetuseta keskkond, muutes gaasi siseenergia tööks ja töö siseenergiaks. Kuna siseenergia on võrdeline gaasi absoluutse temperatuuriga, muutub temperatuur. Tõusev õhk paisub, teeb tööd, milleks kulutab siseenergiat ja selle temperatuur langeb. Vastupidi, laskuv õhk surutakse kokku, paisumiseks kulutatud energia vabaneb ja õhutemperatuur tõuseb.

Küllastunud õhu jahutamise hulk selle tõusmisel 100 m sõltub õhutemperatuurist ja edasi atmosfääri rõhk ja on väga erinev. Küllastumata laskuv õhk soojeneb 1 ° 100 m kohta, küllastunud väiksema kogusega, kuna selles toimub aurustumine, mille jaoks soojust kulutatakse. Tõusev küllastunud õhk kaotab tavaliselt sademete ajal niiskust ja muutub küllastumata. Langetamisel soojeneb selline õhk 1 ° 100 m kohta.

Selle tulemusena on temperatuuri langus tõusu ajal väiksem kui selle tõus langetamise ajal ning õhul, mis tõuseb ja seejärel langeb samal tasemel samal rõhul, on erinev temperatuur - lõpptemperatuur on kõrgem kui algne. . Sellist protsessi nimetatakse pseudoadiabaatiline.

Kuna õhku soojendatakse peamiselt aktiivselt pinnalt, langeb temperatuur madalamas atmosfääris reeglina kõrgusega. Troposfääri vertikaalne gradient on keskmiselt 0,6° 100 m kohta. Seda peetakse positiivseks, kui temperatuur langeb koos kõrgusega, ja negatiivseks, kui see tõuseb. Alumises pinnakihis (1,5-2 m) võivad vertikaalsed kalded olla väga suured.

Temperatuuri tõusu kõrgusega nimetatakse inversioon ja õhukiht, milles temperatuur tõuseb kõrgusega, - inversioonikiht. Atmosfääris võib peaaegu alati täheldada inversioonikihte. Maa pinnal, kui see on kiirguse tagajärjel tugevalt jahtunud, kiirguse inversioon(kiirguse inversioon) . Ta ilmub selgesse kohta suveööd ja võib katta mitmesajameetrise kihi. Talvel selge ilmaga püsib inversioon mitu päeva ja isegi nädalat. Talvised inversioonid võivad katta kuni 1,5 km pikkuse kihi.

Inversiooni võimendavad reljeefsed tingimused: külm õhk voolab lohku ja jääb seal seisma. Selliseid inversioone nimetatakse orograafiline. Võimsad inversioonid nn juhuslik, tekivad juhtudel, kui suhteliselt soe õhk tuleb külmale pinnale, jahutades selle alumisi kihte. Päevased advektiivsed inversioonid on nõrgalt väljendunud, öösel võimendab neid kiirgusjahutus. Kevadel soodustab selliste inversioonide teket veel sulamata lumikate.

Külmad on seotud temperatuuri inversiooni nähtusega pinnapealses õhukihis. külmutada -õhutemperatuuri langus öösel 0 °-ni ja alla selle ajal, mil ööpäeva keskmine temperatuur on üle 0 ° (sügis, kevad). Võib ka juhtuda, et külmad tekivad mullal vaid siis, kui õhutemperatuur selle kohal on üle nulli.

Atmosfääri termiline seisund mõjutab valguse levikut selles. Juhtudel, kui temperatuur muutub järsult kõrgusega (tõuseb või väheneb), on olemas miraažid.

Miraaž - kujutluspilt objektist, mis ilmub selle kohale (ülemine miraaž) või selle alla (alumine miraaž). Vähem levinud on külgmised miraažid (pilt paistab küljelt). Miraažide tekkepõhjuseks on objektilt vaatleja silma tulevate valguskiirte trajektoori kõverus, mis tuleneb nende murdumise tulemusena erineva tihedusega kihtide piiril.

Päevane ja aastane temperatuurimuutus madalamas troposfääris kuni 2 km kõrguseni peegeldab üldiselt pinnatemperatuuri kõikumist. Pinnast kaugenedes vähenevad temperatuurikõikumiste amplituudid ning maksimum- ja miinimummomendid hilinevad. Igapäevased õhutemperatuuri kõikumised talvel on märgatavad kuni 0,5 km kõrguseni, suvel - kuni 2 km.

Ööpäevaste temperatuurikõikumiste amplituud väheneb laiuskraadi suurenedes. Suurim päevane amplituud on subtroopilistel laiuskraadidel, väikseim - polaarsetel. Parasvöötme laiuskraadidel on ööpäevased amplituudid erinevatel aastaaegadel erinevad. Kõrgetel laiuskraadidel on suurim päevane amplituud kevadel ja sügisel, parasvöötme laiuskraadidel - suvel.

Õhutemperatuuri aastane kulg sõltub eelkõige paiga laiuskraadist. Ekvaatorist poolustele suureneb õhutemperatuuri kõikumise aastane amplituud.

Vastavalt amplituudi suurusele ja äärmuslike temperatuuride alguse ajale on aastased temperatuuri kõikumised nelja tüüpi.

ekvatoriaalne tüüp mida iseloomustavad kaks maksimumi (pärast pööripäeva) ja kaks miinimumi (pärast pööripäeva). Amplituud ookeani kohal on umbes 1°, maismaa kohal - kuni 10°. Temperatuur on aastaringselt positiivne.

Troopiline tüüp -üks maksimum (pärast suvist pööripäeva) ja üks miinimum (pärast talvist pööripäeva). Amplituud ookeani kohal on umbes 5°, maal - kuni 20°. Temperatuur on aastaringselt positiivne.

Mõõdukas tüüp -üks maksimum (juulis põhjapoolkeral maismaa kohal, augustis ookeani kohal) ja üks miinimum (jaanuaris põhjapoolkeral maismaa kohal, veebruaris ookeani kohal). Selgelt eristuvad neli aastaaega: soe, külm ja kaks üleminekuperioodi. Aastane temperatuuri amplituud suureneb laiuskraadi suurenedes ja ka ookeanist kaugenedes: rannikul 10°, ookeanist eemal - kuni 60° ja rohkem (Jakutskis -62,5°). Külma aastaajal on temperatuur negatiivne.

polaarne tüüp - talv on väga pikk ja külm, suvi lühike ja jahe. Aastased amplituudid on 25° ja rohkem (maal kuni 65°). Temperatuur on suurema osa aastast negatiivne. Üldpilti õhutemperatuuri aastakäigust raskendab tegurite mõju, mille hulgas on erilise tähtsusega aluspind. Veepinna kohal on aastane temperatuurimuutus ühtlustunud, maismaal, vastupidi, tugevam. Lumi ja jääkate vähendavad oluliselt aastatemperatuuri. Samuti mõjutavad koha kõrgus ookeani tasemest, reljeef, kaugus ookeanist ja pilvisus. Aastase õhutemperatuuri sujuvat kulgu segavad külma või vastupidi sooja õhu sissetungist põhjustatud häired. Näiteks võib tuua kevadise külma ilma (külmalained), sügisese soojuse taastumise, talvised sulad parasvöötme laiuskraadidel.

Õhutemperatuuri jaotus aluspinnal.

Kui maa pind oleks homogeenne ning atmosfäär ja hüdrosfäär seisaksid paigal, määraks soojuse jaotumise üle maapinna ainult päikesekiirguse sissevool ning õhutemperatuur langeks järk-järgult ekvaatorilt poolustele, jäädes sama igal paralleelil (päikese temperatuur). Tõesti aasta keskmised temperatuuridõhk määratakse termilise tasakaalu järgi ja sõltub aluspinna olemusest ja pidevast laiustevahelisest soojusvahetusest, mis toimub õhu ja ookeani vee liikumisel, ning seetõttu erinevad need oluliselt päikeseenergiast.

Tegelikud aasta keskmised õhutemperatuurid maapinna lähedal madalatel laiuskraadidel on madalamad, kõrgetel laiuskraadidel, vastupidi, kõrgemad kui päikese omadel. Lõunapoolkeral on tegelik aasta keskmine temperatuur kõigil laiuskraadidel madalam kui põhjapoolkeral. keskmine temperatuurõhk maapinna lähedal põhjapoolkeral jaanuaris + 8 ° С, juulis + 22 ° С; lõunas - juulis + 10 ° C, jaanuaris + 17 ° C. Õhutemperatuuri kõikumise aastased amplituudid, komponendid põhjapoolkera 14° ja lõuna pool ainult 7° viitavad lõunapoolkera väiksemale mandrile. Aasta keskmine õhutemperatuur maapinnal on tervikuna +14 ° C.

Kui märkida erinevatele meridiaanidele kõrgeimad aasta- või kuu keskmised temperatuurid ja need omavahel ühendada, saame joone termiline maksimum, nimetatakse sageli termiliseks ekvaatoriks. Tõenäoliselt on õigem pidada termiliseks ekvaatoriks paralleeli (laiuskraadiringi) aasta või mis tahes kuu kõrgeimate normaalsete keskmiste temperatuuridega. Termiline ekvaator ei lange kokku geograafilisega ja on "nihutatud"; põhja poole. Aasta jooksul liigub see 20° põhjalaiust. sh. (juulis) kuni 0° (jaanuaris). Termilise ekvaatori põhja poole nihkumisel on mitu põhjust: maa ülekaal põhjapoolkera troopilistel laiuskraadidel, Antarktika külmapoolus ja võib-olla ka suve kestus (lõunapoolkeral on suvi lühem ).

Termilised rihmad.

Isotermid võetakse termiliste (temperatuuri) vööde piiridest väljapoole. Seal on seitse termilist tsooni:

kuum vöö, mis asub põhja- ja lõunapoolkera aastase isotermi + 20 ° vahel; kaks parasvöötme vööd, mida piirab ekvaatori küljelt aastane isoterm + 20 °, pooluste küljelt kõige soojema kuu isoterm + 10 °;

kaks külmad vööd, mis asub isotermi + 10 ° ja ja kõige soojema kuu vahel;

kaks külmavööd asub pooluste lähedal ja on piiratud soojema kuu 0° isotermiga. Põhjapoolkeral on see Gröönimaa ja põhjapooluse lähedal asuv ruum, lõunapoolkeral - ala paralleeli 60 ° S sees. sh.

Temperatuurivööndid on kliimavööndite aluseks. Igas vöös täheldatakse suuri temperatuurikõikumisi sõltuvalt aluspinnast. Maal on reljeefi mõju temperatuurile väga suur. Temperatuuri muutus kõrgusega iga 100 m kohta ei ole erinevates temperatuurivööndites sama. Vertikaalne gradient troposfääri alumises kilomeetrikihis varieerub 0°-st Antarktika jääpinna kohal kuni 0,8°-ni suvel troopiliste kõrbete kohal. Seetõttu võib temperatuuri merepinnale viimise meetod keskmise gradiendi (6°/100 m) abil mõnikord põhjustada suuri vigu. Temperatuuri muutus kõrgusega on vertikaalse kliimavööndi põhjus.

VESI ATMOSFÄÄRIS

Maa atmosfäär sisaldab umbes 14 000 km 3 veeauru. Vesi satub atmosfääri peamiselt Maa pinnalt aurustumise tulemusena. Niiskus kondenseerub atmosfääris, kandub õhuvoolude poolt ja langeb tagasi maapinnale. Vee ringkäik on pidev, mis on võimalik tänu selle võimele olla kolmes olekus (tahke, vedel ja aur) ning liikuda kergesti ühest olekust teise.

Õhuniiskuse omadused.

Absoluutne niiskus - veeauru sisaldus atmosfääris grammides 1 m 3 õhu kohta ("; a";).

Suhteline niiskus - veeauru tegeliku rõhu ja küllastuselastsuse suhe, väljendatuna protsentides. Suhteline niiskus iseloomustab õhu küllastumise astet veeauruga.

Niiskuse puudus- küllastuse puudumine antud temperatuuril:

Kastepunkt - temperatuur, mille juures veeaur õhus seda küllastab.

Aurustumine ja aurustumine. Veeaur satub atmosfääri aluspinnalt aurustumise (füüsilise aurustumise) ja transpiratsiooni teel. Füüsikalise aurustumise protsess seisneb sidusjõudude ületamises kiiresti liikuvate veemolekulide abil, nende eraldamises pinnast ja atmosfääri suunamisest. Mida kõrgem on aurustuva pinna temperatuur, seda kiiremini liiguvad molekulid ja seda rohkem satub neid atmosfääri.

Kui õhk on veeauruga küllastunud, peatub aurustumisprotsess.

Aurutamisprotsess nõuab soojust: 1 g vee aurustamiseks kulub 597 cal, 1 g jää aurutamiseks 80 cal rohkem. Selle tulemusena väheneb aurustuva pinna temperatuur.

Aurustumine ookeanist kõigil laiuskraadidel on palju suurem kui aurustumine maismaalt. Selle maksimaalne väärtus ookeanis ulatub 3000 cm-ni aastas. Troopilistel laiuskraadidel on aastased aurumised ookeani pinnalt suurimad ja see muutub aasta jooksul vähe. Parasvöötme laiuskraadidel on maksimaalne aurumine ookeanist talvel, polaarsetel laiuskraadidel - suvel. Maksimaalne aurustumine maapinnalt on 1000 mm. Selle laiuskraadide erinevused on määratud kiirgusbilansi ja niiskusega. Üldiselt väheneb ekvaatorist pooluste suunas aurustumine vastavalt temperatuuri langusele.

Piisava niiskuse puudumisel aurustaval pinnal ei saa aurustumine olla suur isegi kõrgetel temperatuuridel ja tohutu niiskusdefitsiidi korral. Võimalik aurustumine - aurustumine- antud juhul on see väga suur. Veepinna kohal langevad aurustumine ja aurustumine kokku. Maal võib aurustumine olla palju väiksem kui aurustumine. Aurustumine iseloomustab võimaliku aurustumise hulka piisava niiskusega maismaalt. Õhuniiskuse igapäevased ja aastased kõikumised. Õhuniiskus muutub pidevalt aurustuva pinna ja õhu temperatuuri, aurustumis- ja kondenseerumisprotsesside vahekorra ning niiskuse ülekande tõttu.

Õhu absoluutse niiskuse päevane kõikumine võib olla ühe- või kahekordne. Esimene langeb kokku päevase temperatuurimuutusega, on ühe maksimumi ja ühe miinimumiga ning on tüüpiline piisava niiskusega kohtadele. Seda võib täheldada ookeani kohal ning talvel ja sügisel maismaa kohal. Topeltkäigul on kaks kõrget ja kaks madalat tõusu ning see on tüüpiline maale. Hommikune miinimum enne päikesetõusu on seletatav väga nõrga aurustumisega (või isegi selle puudumisega) öötundidel. Sissetulekute kasvuga kiirgav energia Päikese aurustumine kasvab absoluutne niiskus saavutab maksimumi kella 9 paiku. Selle tulemusena toimub arenev konvektsioon - niiskuse ülekanne ülemistesse kihtidesse - kiiremini kui selle sisenemine aurustumispinnalt õhku, seetõttu tekib umbes kell 16:00 teine ​​​​minimaalne. Õhtuks konvektsioon seiskub ning aurustumine päeval köetud pinnalt on veel üsna intensiivne ning niiskus koguneb alumistesse õhukihtidesse, tekitades 20-21 tunni paiku teise (õhtuse) maksimumi.

Aastane absoluutne niiskus vastab ka temperatuuri aastasele kulgemisele. Suvel on absoluutne niiskus kõrgeim, talvel madalaim. Suhtelise õhuniiskuse päevane ja aastane kulg on peaaegu kõikjal vastupidine temperatuuri kulgemisele, kuna maksimaalne niiskusesisaldus tõuseb temperatuuri tõustes kiiremini kui absoluutne niiskus.

Päevane suhtelise õhuniiskuse maksimum saabub enne päikesetõusu, minimaalne - 15-16 tunni ajal. Aasta jooksul langeb maksimaalne suhteline õhuniiskus reeglina kõige rohkem külm kuu, minimaalne - kõige soojemal. Erandiks on piirkonnad, kus suvel puhuvad merelt niisked tuuled ja talvel mandrilt kuivad tuuled.

Õhuniiskuse jaotus.Õhu niiskusesisaldus ekvaatorilt poolustele langeb üldiselt 18-20 mb-lt 1-2-le. Maksimaalne absoluutne niiskus (üle 30 g / m 3) registreeriti Punase mere kohal ja jõe deltas. Mekong, suurim keskmine aastane (üle 67 g / m 3) - Bengali lahe kohal, väikseim keskmine aastane (umbes 1 g / m 3) ja absoluutne miinimum (alla 0,1 g / m 3) - Antarktika kohal . Suhteline õhuniiskus muutub laiuskraadiga suhteliselt vähe: näiteks laiuskraadidel 0-10° on see maksimaalselt 85%, laiuskraadidel 30-40° - 70% ja laiuskraadidel 60-70° - 80%. Suhtelise õhuniiskuse märgatavat langust täheldatakse ainult põhja- ja lõunapoolkeral 30–40° laiuskraadidel. Suurim suhtelise õhuniiskuse aasta keskmine väärtus (90%) täheldati Amazonase suudmes, madalaim (28%) - Hartumis (Niiluse org).

kondenseerumine ja sublimatsioon. Veeauruga küllastunud õhus, kui selle temperatuur langeb kastepunktini või veeauru hulk selles suureneb, kondensatsioon - vesi muutub aurulisest olekust vedelaks. Temperatuuridel alla 0 ° C võib vesi vedelast olekust mööda minna tahkesse olekusse. Seda protsessi nimetatakse sublimatsioon. Nii kondenseerumine kui ka sublimatsioon võivad tekkida õhus kondensatsioonituumadel, maapinnal ja erinevate objektide pinnal. Kui aluspinnalt jahtuva õhu temperatuur jõuab kastepunktini, ladestuvad külmale pinnale kaste, härmatis, vedelad ja tahked sadestused ning härmatis.

kaste - väikesed veetilgad, mis sageli ühinevad. Tavaliselt ilmub see öösel pinnale, soojuskiirguse tagajärjel jahtunud taimede lehtedele. Parasvöötme laiuskraadidel annab kaste 0,1-0,3 mm öö kohta ja 10-50 mm aastas.

Härmatis - kõva valge sade. Tekib samadel tingimustel kui kaste, kuid temperatuuril alla 0° (sublimatsioon). Kaste tekkimisel eraldub varjatud soojus, härmatise tekkimisel soojus, vastupidi, neeldub.

Vedel ja tahke tahvel -õhuke vee- või jääkile, mis tekib vertikaalsetele pindadele (seinad, postid jne) külma ilma muutumisel soojaks niiske ja sooja õhu kokkupuutel jahutatud pinnaga.

Härmatis - valge lahtine sete, mis sadestub puudele, juhtmetele ja hoonete nurkadele niiskusega küllastunud õhust, mille temperatuur on tunduvalt alla 0 °. jää. Tavaliselt tekib see sügisel ja kevadel temperatuuril 0°, -5°.

Kondensatsiooni- või sublimatsiooniproduktide (veepiiskade, jääkristallide) kuhjumist õhu pinnakihti nimetatakse nn. udu või hägune. Udu ja udu erinevad tilkade suuruse poolest ja põhjustavad erineval määral nähtavuse halvenemist. Udu korral on nähtavus 1 km või vähem, udus - üle 1 km. Piiskade suurenedes võib udu muutuda uduks. Niiskuse aurustumine tilkade pinnalt võib põhjustada udu muutumist uduseks.

Kui veeauru kondenseerumine (või sublimatsioon) toimub teatud kõrgusel pinnast, pilved. Need erinevad udust oma asukoha poolest atmosfääris, füüsiline struktuur ja erinevaid vorme. Pilvede teke on peamiselt tingitud tõusva õhu adiabaatilisest jahtumisest. Tõuseb ja samal ajal järk-järgult jahtudes jõuab õhk piirini, mille juures selle temperatuur on võrdne kastepunktiga. Seda piiri nimetatakse kondensatsiooni tase.Üleval algab kondensatsioonituumade olemasolul veeauru kondenseerumine ja võivad tekkida pilved. Seega langeb pilvede alumine piir praktiliselt kokku kondensatsioonitasemega. Pilvede ülemise piiri määrab konvektsiooni tase - tõusvate õhuvoolude jaotuse piirid. Sageli langeb see kokku viivituskihtidega.

Suurel kõrgusel, kus tõusva õhu temperatuur on alla 0°, tekivad pilve jääkristallid. Kristallisatsioon toimub tavaliselt temperatuuril -10° C, -15° C. Vedelate ja tahkete elementide paiknemise vahel pilves puudub terav piir, on võimsad üleminekukihid. Pilve moodustavad veepiisad ja jääkristallid kanduvad tõusvad hoovused ülespoole ja laskuvad gravitatsiooni mõjul uuesti alla. Kondensatsioonipiirist allapoole jäädes võivad tilgad aurustuda. Sõltuvalt teatud elementide ülekaalust jagunevad pilved veeks, jääks, segatud.

Vesi Pilved koosnevad veepiiskadest. Negatiivsel temperatuuril on pilves olevad tilgad ülejahutatud (kuni -30 °C). Piiskade raadius on enamasti 2 kuni 7 mikronit, harva kuni 100 mikronit. 1 cm 3 veepilves on mitusada tilka.

Jää Pilved koosnevad jääkristallidest.

segatud sisaldavad korraga erineva suurusega veepiisku ja jääkristalle. Soojal aastaajal ilmuvad veepilved peamiselt troposfääri alumistesse kihtidesse, segatuna - keskel, jää - ülemisse. Kaasaegne rahvusvaheline pilvede klassifikatsioon põhineb nende jagunemisel kõrguse ja välimus.

Välimuse ja kõrguse järgi jagunevad pilved 10 perekonda:

I perekond (ülemine tasand):

1. liik. Cirrus (C)- eraldiseisvad õrnad pilvikud, kiud- või niitjad, ilma "varjudeta", tavaliselt valged, sageli helkivad.

2. liik. Cirrocumulus (CC) – läbipaistvate helveste ja varjudeta pallide kihid ja servad.

3. liik. Cirrostratus (Cs) - õhuke, valge, poolläbipaistev kate.

Kõik ülemise astme pilved on jäised.

II perekond (keskmine tase):

4. liik. Altocumulus(AC) - valgete plaatide ja kuulide kihid või servad, võllid. Need koosnevad pisikestest veepiiskadest.

5. liik. Altostratus(Nagu) - halli värvi sile või kergelt laineline loor. Need on segapilved.

III perekond (madalam tasand):

6. liik. Stratocumulus(Sс) - halli värvi plokkide ja võllide kihid ja servad. Koosneb veepiiskadest.

7. liik. kihiline(St) - hallide pilvede loor. Tavaliselt on need veepilved.

8. liik. Nimbostratus(Ns) - vormitu hall kiht. Sageli "; nende pilvedega kaasneb räsitud vihm (fn),

Kiht-nimbuspilved segamini.

IV perekond (vertikaalse arengu pilved):

9. liik. Cumulus(Si) - tihedad pilvised nuiad ja kuhjad peaaegu horisontaalse alusega. Rünkpilved on vesi Rebenenud servadega rünkpilvi nimetatakse rebenenud rünkpilvedeks. (Fc).

10. liik. Cumulonimbus(Sv) - vertikaalselt tekkisid tihedad nuiad, alumine osa vesine, ülemine osa jäine.

Pilvede olemuse ja kuju määravad protsessid, mis põhjustavad õhu jahtumist, mis viib pilvede tekkeni. Tulemusena konvektsioon, Kuumutamisel tekkiv heterogeenne pind tekitab rünkpilvi (perekond IV). Need erinevad sõltuvalt konvektsiooni intensiivsusest ja kondensatsioonitaseme asendist: mida intensiivsem konvektsioon, seda kõrgem on selle tase, seda suurem on rünkpilvede vertikaalne võimsus.

Sooja ja külma õhumassi kohtumisel kipub soe õhk alati külma õhu ülespoole tõusma. Tõusmisel tekivad adiabaatilise jahtumise tagajärjel pilved. Kui soe õhk tõuseb aeglaselt mööda kergelt kaldu (1-2 km kaugusel 100-200 km) sooja ja külma massi vahelist liidest (tõusev libisemisprotsess), moodustub pidev pilvekiht, mis ulatub sadade kilomeetriteni (700- 900 km). Tekib iseloomulik pilvesüsteem: allpool on sageli räbalad vihmapilved (fn), nende kohal - kihiline vihm (Ns), ülal - kõrgekihiline (Nagu), cirrostratus (Cs) ja rünkpilved (KOOS).

Juhul, kui sooja õhku surub selle all voolav külm õhk jõuliselt ülespoole, tekib teistsugune pilvesüsteem. Kuna hõõrdumisest tingitud külma õhu pindmised kihid liiguvad aeglasemalt kui kattekihid, paindub selle alumises osas liides järsult, soe õhk tõuseb peaaegu vertikaalselt ja sellesse tekivad rünkpilved. (Cb). Kui ülalpool täheldatakse sooja õhu ülespoole libisemist üle külma õhu, siis (nagu esimesel juhul) tekivad (nagu esimesel juhul) nimbostratus-, altostratus- ja cirrostratus-pilved. Kui ülespoole libisemine peatub, siis pilvi ei teki.

Pilved, mis tekivad siis, kui soe õhk tõuseb üle külma õhu, nimetatakse eesmine. Kui õhu tõusu põhjustab selle voolamine mägede ja küngaste nõlvadele, nimetatakse sel juhul tekkivaid pilvi nn. orograafiline. Inversioonikihi alumisel piiril, mis eraldab tihedamaid ja vähemtihedaid õhukihte, tekivad mitmesaja meetri pikkused ja 20-50 m kõrgused lained, mille harjadele, kus õhk tõustes jahtub, tekivad pilved; pilvede teket harjadevahelistes lohkudes ei toimu. Seega on pikad paralleelsed ribad või võllid. lainelised pilved. Olenevalt asukoha kõrgusest on nad altokumulused või kihisemused.

Kui atmosfääris oli pilvi juba enne lainete liikumise algust, muutuvad need lainete harjadel tihedamaks ja lohkudes tihedus väheneb. Tulemuseks on sageli täheldatav tumedamate ja heledamate pilveribade vaheldumine. Õhu turbulentsel segunemisel suurel alal, näiteks pinnal hõõrdumise suurenemise tagajärjel, kui see liigub merelt maale, tekib pilvekiht, mida iseloomustab ebavõrdne jõud erinevad osad ja isegi katkeb. Soojuskadu kiirgusest talvel ja sügisel põhjustab kõrge veeaurusisaldusega õhus pilvede teket. Kuna see protsess kulgeb rahulikult ja pidevalt, tekib pidev pilvekiht, mis päeva jooksul sulab.

Torm. Pilvede tekkimise protsessiga kaasneb alati elektrifitseerimine ja vabade laengute kogunemine pilvedesse. Elektriseerumist täheldatakse isegi väikestes rünkpilvedes, kuid eriti intensiivne on see vertikaalse arengu võimsates rünkpilvedes, mille ülaosas on madal temperatuur (t

Erineva laenguga pilve lõikude vahel või pilve ja maapinna vahel tekivad elektrilahendused - välk, lisatud äike. See on äikesetorm. Äikese kestus on maksimaalselt mitu tundi. Igas tunnis toimub Maal umbes 2000 äikesetormi. Soodsad tingimused äikese tekkeks on tugev konvektsioon ja pilvede suur veesisaldus. Seetõttu on äikest eriti sageli maismaa kohal troopilistel laiuskraadidel (äikesega kuni 150 päeva aastas), parasvöötme laiuskraadidel maismaa kohal - äikesega 10-30 päeva aastas, mere kohal - 5-10 päeva. Äikesetormid on polaaraladel väga haruldased.

Valgusnähtused atmosfääris. Valguskiirte peegelduse, murdumise ja difraktsiooni tulemusena tekivad tilkades ja pilvede jääkristallides, halod, kroonid, vikerkaared.

Halo - need on ringid, kaared, heledad laigud (valepäikesed), värvilised ja värvitud, mis tekivad ülemise astme jääpilvedes, sagedamini cirrostratus. Halo mitmekesisus oleneb jääkristallide kujust, nende orientatsioonist ja liikumisest; oluline on päikese kõrgus horisondi kohal.

Kroonid - Päikest või Kuud ümbritsevad heledad kergelt värvilised rõngad, mis on läbi õhukeste veepilvede läbikumavad. Valgusti (halo) kõrval võib olla üks kroon ja mitu "lisarõngast", mis on eraldatud vahedega. Igal kroonil on tähe poole suunatud sisemine külg sinine, välimine pool on punane. Kroonide ilmumise põhjuseks on valguse difraktsioon pilve tilkade ja kristallide vahelt läbimisel. Krooni mõõtmed sõltuvad tilkade ja kristallide suurusest: mida suuremad on tilgad (kristallid), seda väiksem on kroon ja vastupidi. Kui pilveelemendid muutuvad pilves suuremaks, siis võra raadius järk-järgult väheneb, pilveelementide suuruse vähenemisel (aurustumine) aga suureneb. Suured valged kroonid Päikese või Kuu ümber "valed päikesed"; sambad on hea ilma märgid.

Vikerkaar See on nähtav Päikese poolt valgustatud pilve taustal, millest langevad vihmapiisad. See on hele kaar, maalitud spektrivärvides: kaare välisserv on punane, sisemine serv lilla. See kaar on osa ringist, mille keskpunkti ühendab "; telg"; (üks sirgjoon) vaatleja silmaga ja päikeseketta keskpunktiga. Kui Päike on horisondil madalal, näeb vaatleja poolt ringist, kui Päike tõuseb, muutub kaar väiksemaks, kuna ringi keskpunkt langeb horisondist allapoole. Kui päike on >42°, pole vikerkaart näha. Lennukilt saab jälgida vikerkaart peaaegu täieliku ringi kujul.

Lisaks peamisele vikerkaarele on sekundaarsed, kergelt värvilised. Vikerkaar tekib päikesevalguse murdumisel ja peegeldumisel veepiiskades. Piiskadele langevad kiired väljuvad tilkadest justkui lahknevatena, värvilistena ja nii näeb neid vaatleja. Kui kiired murduvad tilgaga kaks korda, ilmub sekundaarne vikerkaar. Vikerkaare värvus, laius ja sekundaarkaare tüüp sõltuvad tilkade suurusest. Suured tilgad annavad väiksema, kuid heledama vikerkaare; kui tilgad vähenevad, muutub vikerkaar laiemaks, selle värvid muutuvad uduseks; väga väikeste tilkadega on see peaaegu valge. Valgusnähtused atmosfääris, mis on põhjustatud valguskiire muutumisest tilkade ja kristallide mõjul, võimaldavad hinnata pilvede ehitust ja seisundit ning neid saab kasutada ilmaennustustes.

Pilvisus, päevane ja aastane kõikumine, pilvede jaotus.

Pilvisus - taeva pilvisus: 0 - selge taevas, 10 - pilvine, 5 - pool taevast on pilvega kaetud, 1 - pilved katavad 1/10 taevast jne. Keskmise pilvisuse arvutamisel kümnendik kasutatakse ka ühikut, näiteks: 0,5 5,0, 8,7 jne. Päevases pilvisuses maismaa kohal on kaks maksimumi - varahommikul ja pärastlõunal. Hommikul soodustab kihtsajupilvede teket temperatuuri langus ja suhtelise õhuniiskuse tõus, pärastlõunal tekivad konvektsiooni arengu tõttu rünksajupilved. Suvel on päevane maksimum rohkem väljendunud kui hommikune. Talvel on ülekaalus kihtsajupilved ning maksimaalne pilvisus tekib hommiku- ja öötundidel. Ookeani kohal on igapäevane pilvisus vastupidine maismaale: maksimaalne pilvisus on öösel, minimaalne - päeval.

Aastane pilvisus on väga mitmekesine. Madalatel laiuskraadidel pilvisus aasta läbi oluliselt ei muutu. Mandrite kohal toimub konvektsioonipilvede maksimaalne areng suvel. Suvine pilvisuse maksimum on täheldatud mussooni arengu piirkonnas, aga ka ookeanide kohal kõrgetel laiuskraadidel. Üldiselt on pilvisuse jaotuses Maal märgatav tsoneerimine, mis on tingitud peamiselt õhu valitsevast liikumisest - selle tõusust või langusest. Märgitakse kahte maksimumi - ekvaatori kohal niiske õhu võimsa ülespoole liikumise tõttu ja üle 60-70 ° Koos. ja y.sh. seoses õhu tõusuga parasvöötme laiuskraadidel valitsevates tsüklonites. Maal on pilvisus väiksem kui ookeani kohal ja selle tsoonilisus on vähem väljendunud. Pilve miinimumtemperatuur on 20-30°S. ja s. sh. ja poolustele; need on seotud õhu langetamisega.

Kogu Maa aasta keskmine pilvisus on 5,4; üle maa 4,9; üle ookeani 5.8. Aastane keskmine pilvisus on Aswanis (Egiptus) 0,5. Aasta keskmine pilvisus (8,8) täheldati Valgel merel; Atlandi ookeani ja Vaikse ookeani põhjapoolseid piirkondi ning Antarktika rannikut iseloomustavad suured pilved.

Pilved mängivad selles väga olulist rolli geograafiline ümbrik. Nad kannavad niiskust, nendega on seotud sademed. Pilvekate peegeldab ja hajutab päikesekiirgust ning samal ajal lükkab edasi maapinna soojuskiirgust, reguleerides õhu alumiste kihtide temperatuuri: ilma pilvedeta muutuksid õhutemperatuuri kõikumised väga teravaks.

Sademed. Atmosfääri sademed nimetatakse veeks, mis on atmosfäärist vihma, uduvihma, teravilja, lume, rahe kujul langenud pinnale. Sademeid sajab peamiselt pilvedest, kuid mitte iga pilv ei anna sademeid. Pilves olevad veepiisad ja jääkristallid on väga väikesed, neid hoiab õhk kergesti kinni ja isegi nõrgad ülesvoolud kannavad neid ülespoole. Sademed nõuavad pilveelementide kasvamist piisavalt suureks, et ületada tõusev hoovus ja õhutakistus. Mõne pilve elemendi suurenemine toimub teiste arvelt, esiteks tilkade ühinemise ja kristallide kleepumise tulemusena ning teiseks, mis on peamine, mõne pilve elemendi aurustumise tagajärjel. pilv, hajus ülekanne ja veeauru kondenseerumine teistele.

Tilkade või kristallide kokkupõrge toimub juhuslike (turbulentse) liikumiste ajal või kui need langevad erineva kiirusega. Ühinemisprotsessi takistab tilkade pinnal olev õhukile, mis põhjustab põrkuvate tilkade põrgatamist, samuti elektrilaengud. Ühtede pilveelementide kasv teiste arvelt veeauru hajusa ülekande tõttu on eriti intensiivne segapilvedes. Kuna maksimaalne niiskusesisaldus vee kohal on suurem kui jääl, võib pilves olevate jääkristallide puhul veeaur ruumi küllastada, samas kui veepiiskade puhul küllastust ei toimu. Selle tulemusena hakkavad tilgad aurustuma ja kristallid kasvavad kiiresti niiskuse kondenseerumise tõttu nende pinnal.

Erineva suurusega tilkade olemasolul veepilves algab veeauru liikumine suurematele tilkadele ja algab nende kasv. Kuid kuna see protsess on väga aeglane, langevad veepilvedest (kihtkiht, kihtrünk) välja väga väikesed tilgad (läbimõõt 0,05-0,5 mm). Struktuurilt homogeensed pilved tavaliselt sademeid ei tekita. Eriti soodsad tingimused sademete tekkeks vertikaalse arengu pilvedes. Sellise pilve alumises osas on veepiisad, ülemises jääkristallid, vahepealses tsoonis ülejahutatud tilgad ja kristallid.

Harvadel juhtudel, kui see on väga niiskes õhus suur hulk kondensatsioonituumad, võib jälgida üksikute vihmapiiskade sademeid ilma pilvedeta. Vihmapiiskade läbimõõt on 0,05–7 mm (keskmiselt 1,5 mm), suuremad piisad lagunevad õhus. Kujuneb kuni 0,5 mm läbimõõduga tibutama.

Langevad vihmapiisad on silmale märkamatud. Tõeline vihm on seda suurem, seda tugevamad on tõusvad õhuvoolud, mida langevad tilgad ületavad.Tõusva õhukiirusega 4 m/s langevad maapinnale vähemalt 1 mm läbimõõduga piisad: tõusvad hoovused kiirusega 8 m / s ei suuda ületada isegi suurimaid langusi. Langevate vihmapiiskade temperatuur on alati õhutemperatuurist veidi madalam. Kui pilvest langevad jääkristallid õhus ei sula, kukuvad need pinnale tahked sademed(lumi, vili, rahe).

Lumehelbed on kuusnurksed jääkristallid, mille kiirtega moodustuvad sublimatsiooniprotsessis. Märjad lumehelbed kleepuvad kokku ja moodustavad lumehelbeid. Lumepellet on sfäärikristallid, mis tekivad jääkristallide juhuslikust kasvust kõrge suhtelise õhuniiskuse tingimustes (üle 100%). Kui lumegraanul on kaetud õhukese jääkoorega, muutub see jäätangud.

rahe langeb soojal aastaajal võimsatest rünkpilvedest . Tavaliselt on rahe lühiajaline. Raheterad tekivad jäägraanulite korduva liikumise tulemusena pilves üles-alla. Kukkudes langevad terad ülejahtunud veepiiskade tsooni ja kaetakse läbipaistva jääkoorega; siis tõusevad nad taas jääkristallide tsooni ja nende pinnale tekib läbipaistmatu pisikeste kristallide kiht.

Raheterval on lumesüdamik ja rida vaheldumisi läbipaistvaid ja läbipaistmatuid jääkoorikuid. Karpide arv ja rahetera suurus sõltuvad sellest, mitu korda see pilves tõusis ja langes. Kõige sagedamini langevad välja 6-20 mm läbimõõduga raheterad, vahel on palju suuremaid. Tavaliselt sajab rahet parasvöötme laiuskraadidel, kuid kõige intensiivsem sajab rahet troopikas. Polaaraladel rahet ei saja.

Sademeid mõõdetakse veekihi paksuse järgi millimeetrites, mis aurustumise ja pinnasesse imbumise puudumisel võiksid tekkida horisontaalsel pinnal sademete tagajärjel. Intensiivsuse järgi (sademete arv millimeetrites 1 minutis) jaotatakse sademed nõrkadeks, mõõdukateks ja tugevateks. Sademete iseloom sõltub nende tekketingimustest.

sademed, iseloomustab ühtlus ja kestus, tavaliselt sajab vihmana nimbostratus pilvedest.

tugev vihmasadu mida iseloomustab kiire intensiivsuse muutus ja lühike kestus. Need langevad rünksajupilvedest vihma, lume ning aeg-ajalt vihma ja rahe kujul. Märgiti eraldi sadu intensiivsusega kuni 21,5 mm/min (Hawaii saared).

Vihmasadu langevad kiht- ja kihtrünkpilvedest välja. Neid moodustavad tilgad (külma ilmaga - väikseimad kristallid) on vaevu nähtavad ja tunduvad olevat õhus hõljuvad.

Päevane sademete käik langeb kokku päevase pilvisusega. Igapäevaseid sademete mustreid on kahte tüüpi – mandriline ja mereline (rannikuala). kontinentaalne tüüp on kaks maksimumi (hommikul ja pärastlõunal) ja kaks miinimumi (öösel ja ennelõunal). mere tüüp- üks maksimum (öö) ja üks miinimum (päev). Aastane sademete kulg on erinevates laiuskraadides ja sama vööndi erinevates osades erinev. See sõltub soojushulgast, soojusrežiimist, õhu liikumisest, vee ja maa jaotusest ning suurel määral topograafiast. Kogu aastase sademete käigu mitmekesisust ei saa taandada mitmeks liigiks, kuid seda võib märkida omadused erinevate laiuskraadide jaoks, mis võimaldab rääkida selle tsoonilisusest. Ekvatoriaalseid laiuskraade iseloomustavad kaks vihmaperioodi (pärast pööripäevi), mida eraldab kaks kuiva aastaaega. Troopika suunal toimuvad muutused aasta sademete režiimis, mis väljenduvad märgade aastaaegade lähenemises ja nende ühinemises troopika lähedal üheks tugevate vihmasadudega hooajaks, mis kestab 4 kuud aastas. Subtroopilistel laiuskraadidel (35-40°) on ka üks vihmaperiood, kuid see langeb talvele. Parasvöötme laiuskraadidel on aastane sademete kulg ookeanil, mandrite sisealadel ja rannikutel erinev. Ookeani kohal valitsevad talvised ja mandritel suvised sademed. Suvised sademed on tüüpilised ka polaarlaiuskraadidele. Iga-aastast sademete kulgu saab igal juhul seletada ainult atmosfääri tsirkulatsiooni arvestamisega.

Sademeid on kõige rohkem ekvatoriaalsetel laiuskraadidel, kus aastane summa neid ületatakse 1000-2000 mm võrra. Ekvatoriaalsaartel vaikne ookean langeb aastas kuni 4000-5000 mm ja troopiliste saarte mägede tuulepoolsetel nõlvadel kuni 10000 mm. Tugevat vihmasadu põhjustavad väga niiske õhu võimsad konvektiivsed voolud. Ekvatoriaalsetest laiuskraadidest põhjas ja lõunas sademete hulk väheneb, jõudes miinimumini 25–35 ° paralleeli lähedal, kus nende keskmine aastane kogus ei ületa 500 mm. Mandrite sisealadel ja läänerannikul sadu ei saja kohati mitu aastat. Parasvöötme laiuskraadidel sademete hulk taas suureneb ja on keskmiselt 800 mm aastas; mandrite siseosas on neid vähem (500, 400 ja isegi 250 mm aastas); ookeani kaldal rohkem (kuni 1000 mm aastas). Kõrgetel laiuskraadidel, madalatel temperatuuridel ja madala niiskusesisaldusega õhus aastane sademete hulk

Maksimaalne keskmine aastane sademete hulk langeb Cherrapunji linnas (India) - umbes 12 270 mm. Suurim aastane sademete hulk on seal umbes 23 000 mm, väikseim - üle 7000 mm. Minimaalne registreeritud keskmine aastane sademete hulk on Assuanis (0).

Maa pinnale aastas langev sademete koguhulk võib moodustada sellel kuni 1000 mm kõrguse pideva kihi.

Lumikate. Lumikate tekib lume langemisel maapinnale, mille temperatuur on selle säilitamiseks piisavalt madal. Seda iseloomustab kõrgus ja tihedus.

Lumikatte kõrgus, mõõdetuna sentimeetrites, sõltub pinnaühikule sadanud sademete hulgast, lume tihedusest (massi ja mahu suhe), maastikust, taimkattest ja ka lund liigutava tuule peal. Parasvöötme laiuskraadidel on lumikatte tavaline kõrgus 30-50 cm. Selle kõrgeim kõrgus Venemaal on Jenissei keskjooksu basseinis - 110 cm. Mägedes võib see ulatuda mitme meetrini.

Kõrge albeedo ja kõrge kiirgusega lumikate aitab kaasa õhu pindmiste kihtide temperatuuri langetamisele, eriti selge ilmaga. Minimaalne ja maksimaalsed temperatuurid lumikatte kohal on õhk madalam kui samades tingimustes, kuid selle puudumisel.

Polaar- ja kõrgmäestikualadel on lumikate püsiv. Parasvöötme laiuskraadidel varieerub selle esinemise kestus sõltuvalt kliimatingimused. Kuu aega püsivat lumikatet nimetatakse stabiilseks. Selline lumikate moodustub igal aastal suuremal osal Venemaa territooriumist. Kaug-Põhjas kestab see 8-9 kuud, keskpiirkondades - 4-6, Aasovi ja Musta mere kaldal on lumikate ebastabiilne. Lume sulamist põhjustab peamiselt kokkupuude teistest piirkondadest tuleva sooja õhuga. Päikesevalguse toimel sulab umbes 36% lumikattest. Soe vihm aitab sulada. Saastunud lumi sulab kiiremini.

Lumi mitte ainult ei sula, vaid ka aurustub kuivas õhus. Kuid lumikatte aurumine on vähem oluline kui sulamine.

Niisutus. Pinnaniisutustingimuste hindamiseks ei piisa ainult sademete hulga teadmisest. Sama koguse sademete, kuid erineva aurustumise korral võivad niisutamistingimused olla väga erinevad. Niiskuse tingimuste iseloomustamiseks kasutage niiskuse koefitsient (K), mis esindab sademete hulga suhet (r) aurustumisele (Sööma) sama perioodi eest.

Niiskust väljendatakse tavaliselt protsentides, kuid seda saab väljendada ka murdosana. Kui sademete hulk on aurustumisest väiksem, s.o. TO vähem kui 100% (või TO vähem kui 1), niiskus on ebapiisav. Kell TOüle 100% niiskus võib olla liigne, K=100% juures on see normaalne. Kui K=10% (0,1) või alla 10%, räägime tühisest niiskusest.

Poolkõrbetes on K 30%, aga 100% (100-150%).

Aasta jooksul langeb maapinnale keskmiselt 511 tuhat km 3 sademeid, millest maismaale 108 tuhat km 3 (21%), ülejäänu ookeani. Peaaegu pool kõigist sademetest langeb vahemikku 20°N. sh. ja 20°S sh. Polaaralad moodustavad vaid 4% sademetest.

Aastas aurustub Maa pinnalt keskmiselt sama palju vett, kui sellele langeb. Peamine ";allikas"; niiskus atmosfääris on Ookean subtroopilistel laiuskraadidel, kus pinna kuumutamine loob tingimused maksimaalseks aurustumiseks antud temperatuuril. Samadel laiuskraadidel maismaal, kus aurumine on kõrge ja pole midagi aurustuda, tekivad äravooluta piirkonnad ja kõrbed. Ookeani kui terviku jaoks on veebilanss negatiivne (aurumine on rohkem sademeid), maismaal positiivne (aurumine on vähem sademeid). Üldbilanss võrdsustatakse äravoolu "ülejäägi" abil; vesi maismaalt ookeani.

režiimis õhkkond Maad on uuritud kui ... mõju kiirgusele ja soojusrežiimisõhkkond ilma määramine ja... pinnad. Enamik soojus energiat, mida ta saab õhkkond, pärineb alusekspinnad ...

Selle väärtus ja muutus pinnal, mis on otseselt päikesekiirte poolt kuumutatud. Kuumutamisel kannab see pind soojust (pikalainevahemikus) nii aluskihtidesse kui ka atmosfääri. Pinda ennast nimetatakse aktiivne pind.

Soojusbilansi kõigi elementide maksimumväärtust täheldatakse keskpäevastel tundidel. Erandiks on maksimaalne soojusvahetus pinnases, mis langeb hommikutundidele. Soojusbilansi komponentide ööpäevase kõikumise amplituudid on maksimaalsed suvel ja minimaalsed talvel.

Kuival ja taimestikuvabal pinnatemperatuuril, selgel päeval, saabub maksimum pärast 14 tundi ja miinimum on päikesetõusu paiku. Pilvisus võib häirida ööpäevast temperatuurimuutust, põhjustades maksimumi ja miinimumi nihke. Temperatuuri kulgu mõjutavad suuresti niiskus ja pinnataimestik.

Päevased pinnatemperatuuri maksimumid võivad olla +80 o C või rohkem. Päevased kõikumised ulatuvad 40 o-ni. Äärmuslike väärtuste ja temperatuuri amplituudide väärtused sõltuvad koha laiuskraadist, aastaajast, pilvisusest, pinna soojuslikest omadustest, selle värvist, karedusest, taimkatte olemusest, nõlva orientatsioonist (säritusest).

Soojuse levik aktiivselt pinnalt sõltub aluspinna koostisest ja selle määrab selle soojusmahtuvus ja soojusjuhtivus. Mandrite pinnal on aluspinnaks muld, ookeanides (meredes) - vesi.

Pinnastel on üldiselt väiksem soojusmahtuvus kui vees ja suurem soojusjuhtivus. Seetõttu soojenevad ja jahtuvad nad kiiremini kui vesi.

Aega kulub soojuse ülekandmiseks kihist kihti ning päeva jooksul maksimaalsete ja minimaalsete temperatuuriväärtuste saabumise hetked hilinevad iga 10 cm võrra umbes 3 tunni võrra. Mida sügavam on kiht, seda vähem soojust see saab ja seda nõrgemad on temperatuurikõikumised selles. Ööpäevaste temperatuurikõikumiste amplituud sügavusega väheneb 2 korda iga 15 cm kohta. Keskmiselt umbes 1 m sügavusel päevane mullatemperatuuri kõikumine "haihtub". Kihti, kus nad peatuvad, nimetatakse püsiva ööpäevase temperatuuri kiht.

Mida pikem on temperatuurikõikumiste periood, seda sügavamale need levivad. Seega on keskmistel laiuskraadidel püsiva aastatemperatuuri kiht 19–20 m sügavusel, suurtel laiuskraadidel 25 m sügavusel ja troopilistel laiuskraadidel, kus aastased temperatuuriamplituudid on väikesed, sügavusel 5–10 m aastat hilinevad keskmiselt 20–30 päeva meetri kohta.

Püsiva aastatemperatuuri kihis on temperatuur lähedane aasta keskmisele õhutemperatuurile maapinna kohal.

ALUSPINNA JA ATmosfääri SOOJUSREŽIIM

Päikesekiirte poolt otseselt kuumutatud pinda, mis annab soojust selle all olevatele kihtidele ja õhule, nimetatakse aktiivne. Aktiivse pinna temperatuur, selle väärtus ja muutus (päevane ja aastane kõikumine) määratakse soojusbilansi järgi.

Peaaegu kõigi soojusbilansi komponentide maksimumväärtust täheldatakse keskpäevastel tundidel. Erandiks on maksimaalne soojusvahetus pinnases, mis langeb hommikutundidele.

Soojusbilansi komponentide ööpäevase kõikumise maksimaalsed amplituudid täheldatakse suvel, minimaalsed - talvel. Kuival ja taimestikuta pinnatemperatuuri ööpäevases kulgemises saabub selgel päeval maksimum pärast kella 13.00, miinimum aga päikesetõusu paiku. Pilvisus häirib pinnatemperatuuri regulaarset kulgu ning põhjustab maksimumide ja miinimumide momentide nihke. Niiskus ja taimkate mõjutavad oluliselt pinnatemperatuuri. Päevane pinnatemperatuuri maksimum võib olla +80°C või rohkem. Igapäevased kõikumised ulatuvad 40°-ni. Nende väärtus sõltub koha laiuskraadist, aastaajast, pilvisusest, pinna soojuslikest omadustest, värvist, karedusest, taimkattest ja kallakutest.

Aktiivse kihi temperatuuri aastane kulg on erinevatel laiuskraadidel erinev. Maksimaalne temperatuur keskmistel ja kõrgetel laiuskraadidel on tavaliselt juunis, minimaalne - jaanuaris. Aktiivse kihi temperatuuri iga-aastaste kõikumiste amplituudid madalatel laiuskraadidel on väga väikesed, maismaa keskmistel laiuskraadidel ulatuvad need 30°-ni. Pinnatemperatuuri iga-aastaseid kõikumisi parasvöötmetel ja kõrgetel laiuskraadidel mõjutab tugevalt lumikate.

Soojuse ülekandmine kihist kihti võtab aega ning päevase maksimum- ja miinimumtemperatuuri saabumise hetked hilinevad iga 10 cm võrra umbes 3 tunni võrra. Kui pinna kõrgeim temperatuur oli umbes kell 13:00, siis 10 cm sügavusel saabub maksimumtemperatuur umbes kell 16:00 ja 20 cm sügavusel - umbes kell 19:00 jne. Järjestikuse kuumutamisega all olevatest kihtidest kattekihtidest neelab iga kiht teatud koguse soojust. Mida sügavam on kiht, seda vähem soojust see saab ja seda nõrgemad on temperatuurikõikumised selles. Päevaste temperatuurikõikumiste amplituud sügavusega väheneb 2 korda iga 15 cm kohta. See tähendab, et kui pinnal on amplituud 16°, siis 15 cm sügavusel on see 8° ja 30 cm sügavusel 4°.

Keskmiselt umbes 1 m sügavusel "hajuvad" päevane mullatemperatuuri kõikumised. Kihti, milles need võnkumised praktiliselt peatuvad, nimetatakse kihiks püsiv ööpäevane temperatuur.

Mida pikem on temperatuurikõikumiste periood, seda sügavamale need levivad. Keskmistel laiuskraadidel paikneb püsiva aastatemperatuuri kiht 19-20 m sügavusel, suurtel laiuskraadidel 25 m sügavusel Troopilistel laiuskraadidel on aasta temperatuuride amplituudid väikesed ja püsiva aastaamplituudiga kiht on asub vaid 5-10 m sügavusel ja miinimumtemperatuurid hilinevad keskmiselt 20-30 päeva meetri kohta. Seega, kui madalaim temperatuur pinnal täheldati jaanuaris, siis 2 m sügavusel toimub see märtsi alguses. Vaatlused näitavad, et aasta püsiva temperatuuri kihis on temperatuur lähedane aasta keskmisele õhutemperatuurile pinna kohal.

Vesi, millel on suurem soojusmahtuvus ja madalam soojusjuhtivus kui maismaal, soojeneb aeglasemalt ja eraldab soojust aeglasemalt. Osa veepinnale langevatest päikesekiirtest neeldub kõige ülemisse kihti ja osa neist tungib märkimisväärsele sügavusele, soojendades otse osa selle kihist.

Vee liikuvus teeb võimalikuks soojusülekande. Turbulentse segunemise tõttu toimub soojusülekanne sügavuses 1000–10 000 korda kiiremini kui soojusjuhtivuse kaudu. Kui vee pinnakihid jahtuvad, toimub termiline konvektsioon, millega kaasneb segunemine. Päevased temperatuurikõikumised ookeani pinnal on kõrgetel laiuskraadidel keskmiselt vaid 0,1°, parasvöötme laiuskraadidel - 0,4°, troopilistel laiuskraadidel - 0,5°. Nende vibratsioonide läbitungimissügavus on 15-20m. Aastased temperatuuriamplituudid ookeani pinnal ulatuvad 1°-st ekvatoriaallaiuskraadidel kuni 10,2°-ni parasvöötme laiuskraadidel. Aastased temperatuurikõikumised tungivad 200-300 m sügavusele.Veekogude maksimumtemperatuuri hetked jäävad maismaaga võrreldes hiljaks. Maksimum saabub umbes 15-16 tundi, minimaalne - 2-3 tundi pärast päikesetõusu.

Atmosfääri alumise kihi soojusrežiim.

Õhku soojendatakse peamiselt mitte otseselt päikesekiirte toimel, vaid soojuse ülekandmise tõttu selle aluspinna kaudu (kiirguse ja soojusjuhtivuse protsessid). Kõige olulisemat rolli soojuse ülekandmisel pinnalt troposfääri katvatele kihtidele mängib soojusvahetus ja varjatud aurustumissoojuse ülekanne. Õhuosakeste juhuslikku liikumist, mis on põhjustatud selle ebaühtlaselt kuumutatud aluspinna kuumenemisest, nimetatakse termiline turbulents või termiline konvektsioon.

Kui väikeste kaootiliste liikuvate keeriste asemel hakkavad domineerima võimsad tõusev (termilised) ja vähem võimsad laskuvad õhu liikumised, nimetatakse konvektsiooniks. korrastatud. Pinna lähedal soojenev õhk tormab ülespoole, kandes üle soojust. Termiline konvektsioon saab areneda ainult seni, kuni õhu temperatuur on kõrgem selle keskkonna temperatuurist, kus see tõuseb (atmosfääri ebastabiilne seisund). Kui tõusva õhu temperatuur on võrdne ümbritseva keskkonna temperatuuriga, siis tõus peatub (atmosfääri ükskõikne seisund); kui õhk muutub keskkonnast külmemaks, hakkab see vajuma (atmosfääri püsiseisund).

Õhu turbulentsel liikumisel saavad üha enam selle pinnaga kokkupuutes olevaid osakesi soojust ning tõustes ja segunedes annavad selle teistele osakestele. Pinnalt turbulentsi kaudu õhu poolt vastuvõetud soojushulk on 400 korda suurem kui kiirguse tulemusena saadud soojushulk ja molekulaarse soojusjuhtivuse teel ülekandumise tulemusena - peaaegu 500 000 korda. Soojus kandub pinnalt atmosfääri koos sellelt aurustunud niiskusega ja eraldub seejärel kondenseerumisprotsessi käigus. Iga gramm veeauru sisaldab 600 kalorit varjatud aurustumissoojust.

Tõusvas õhus muutub temperatuur tänu adiabaatiline protsess, st ilma soojusvahetuseta keskkonnaga, mis on tingitud gaasi siseenergia muundamisest tööks ja töö siseenergiaks. Kuna siseenergia on võrdeline gaasi absoluutse temperatuuriga, muutub temperatuur. Tõusev õhk paisub, teeb tööd, milleks kulutab siseenergiat ja selle temperatuur langeb. Vastupidi, laskuv õhk surutakse kokku, paisumiseks kulutatud energia vabaneb ja õhutemperatuur tõuseb.

Kuiv või veeauru sisaldav, kuid nendega küllastamata õhk, tõusev, jahtub adiabaatiliselt 1 ° iga 100 m kohta. Veeauruga küllastunud õhk jahtub alla 1 °, kui see tõuseb 100 m kõrgusele, kuna selles tekib kondenseerumine, millega kaasneb soojuse vabastamisega, kompenseerides osaliselt paisumisele kulunud soojuse.

Küllastunud õhu jahtumise määr selle tõusul 100 m sõltub õhutemperatuurist ja atmosfäärirõhust ning varieerub suurtes piirides. Küllastumata laskuv õhk soojeneb 1 ° 100 m kohta, küllastunud väiksema kogusega, kuna selles toimub aurustumine, mille jaoks soojust kulutatakse. Tõusev küllastunud õhk kaotab tavaliselt sademete ajal niiskust ja muutub küllastumata. Langetamisel soojeneb selline õhk 1 ° 100 m kohta.

Selle tulemusena on temperatuuri langus tõusu ajal väiksem kui selle tõus langetamise ajal ning õhul, mis tõuseb ja seejärel langeb samal tasemel samal rõhul, on erinev temperatuur - lõpptemperatuur on kõrgem kui algne. . Sellist protsessi nimetatakse pseudoadiabaatiline.

Kuna õhku soojendatakse peamiselt aktiivselt pinnalt, langeb temperatuur madalamas atmosfääris reeglina kõrgusega. Troposfääri vertikaalne gradient on keskmiselt 0,6° 100 m kohta. Seda peetakse positiivseks, kui temperatuur langeb koos kõrgusega, ja negatiivseks, kui see tõuseb. Alumises pinnakihis (1,5-2 m) võivad vertikaalsed kalded olla väga suured.

Temperatuuri tõusu kõrgusega nimetatakse inversioon ja õhukiht, milles temperatuur tõuseb kõrgusega, - inversioonikiht. Atmosfääris võib peaaegu alati täheldada inversioonikihte. Maa pinnal, kui see on kiirguse tagajärjel tugevalt jahtunud, kiirguse inversioon(kiirguse inversioon) . See ilmub selgetel suveöödel ja võib katta mitmesajameetrise kihi. Talvel selge ilmaga püsib inversioon mitu päeva ja isegi nädalat. Talvised inversioonid võivad katta kuni 1,5 km pikkuse kihi.

Inversiooni võimendavad reljeefsed tingimused: külm õhk voolab lohku ja jääb seal seisma. Selliseid inversioone nimetatakse orograafiline. Võimsad inversioonid nn juhuslik, tekivad juhtudel, kui suhteliselt soe õhk tuleb külmale pinnale, jahutades selle alumisi kihte. Päevased advektiivsed inversioonid on nõrgalt väljendunud, öösel võimendavad neid kiirgusjahutus. Kevadel soodustab selliste inversioonide teket veel sulamata lumikate.

Külmad on seotud temperatuuri inversiooni nähtusega pinnapealses õhukihis. külmutada -õhutemperatuuri langus öösel 0 °-ni ja alla selle ajal, mil ööpäeva keskmine temperatuur on üle 0 ° (sügis, kevad). Võib ka juhtuda, et külmad tekivad mullal vaid siis, kui õhutemperatuur selle kohal on üle nulli.

Atmosfääri termiline seisund mõjutab valguse levikut selles. Juhtudel, kui temperatuur muutub järsult kõrgusega (tõuseb või väheneb), on olemas miraažid.

Miraaž - kujutluspilt objektist, mis ilmub selle kohale (ülemine miraaž) või selle alla (alumine miraaž). Vähem levinud on külgmised miraažid (pilt paistab küljelt). Miraažide tekkepõhjuseks on objektilt vaatleja silma tulevate valguskiirte trajektoori kõverus, mis tuleneb nende murdumise tulemusena erineva tihedusega kihtide piiril.

Päevane ja aastane temperatuurimuutus madalamas troposfääris kuni 2 km kõrguseni peegeldab üldiselt pinnatemperatuuri kõikumist. Pinnast kaugenedes vähenevad temperatuurikõikumiste amplituudid ning maksimum- ja miinimummomendid hilinevad. Igapäevased õhutemperatuuri kõikumised talvel on märgatavad kuni 0,5 km kõrguseni, suvel - kuni 2 km.

Ööpäevaste temperatuurikõikumiste amplituud väheneb laiuskraadi suurenedes. Suurim päevane amplituud on subtroopilistel laiuskraadidel, väikseim - polaarsetel. Parasvöötme laiuskraadidel on ööpäevased amplituudid erinevatel aastaaegadel erinevad. Kõrgetel laiuskraadidel on suurim päevane amplituud kevadel ja sügisel, parasvöötme laiuskraadidel - suvel.

Õhutemperatuuri aastane kulg sõltub eelkõige paiga laiuskraadist. Ekvaatorist poolustele suureneb õhutemperatuuri kõikumise aastane amplituud.

Vastavalt amplituudi suurusele ja äärmuslike temperatuuride alguse ajale on aastased temperatuuri kõikumised nelja tüüpi.

ekvatoriaalne tüüp mida iseloomustavad kaks maksimumi (pärast pööripäeva) ja kaks miinimumi (pärast pööripäeva). Amplituud ookeani kohal on umbes 1°, maismaa kohal - kuni 10°. Temperatuur on aastaringselt positiivne.

Troopiline tüüp -üks maksimum (pärast suvist pööripäeva) ja üks miinimum (pärast talvist pööripäeva). Amplituud ookeani kohal on umbes 5°, maal - kuni 20°. Temperatuur on aastaringselt positiivne.

Mõõdukas tüüp -üks maksimum (juulis põhjapoolkeral maismaa kohal, augustis ookeani kohal) ja üks miinimum (jaanuaris põhjapoolkeral maismaa kohal, veebruaris ookeani kohal). Selgelt eristuvad neli aastaaega: soe, külm ja kaks üleminekuperioodi. Aastane temperatuuri amplituud suureneb laiuskraadi suurenedes ja ka ookeanist kaugenedes: rannikul 10°, ookeanist eemal - kuni 60° ja rohkem (Jakutskis -62,5°). Külma aastaajal on temperatuur negatiivne.

polaarne tüüp - talv on väga pikk ja külm, suvi lühike ja jahe. Aastased amplituudid on 25° ja rohkem (maal kuni 65°). Temperatuur on suurema osa aastast negatiivne. Üldpilti õhutemperatuuri aastakäigust raskendab tegurite mõju, mille hulgas on erilise tähtsusega aluspind. Veepinna kohal on aastane temperatuurimuutus ühtlustunud, maismaal, vastupidi, tugevam. Lumi ja jääkate vähendavad oluliselt aastatemperatuuri. Samuti mõjutavad koha kõrgus ookeani tasemest, reljeef, kaugus ookeanist ja pilvisus. Aastase õhutemperatuuri sujuvat kulgu segavad külma või vastupidi sooja õhu sissetungist põhjustatud häired. Näiteks võib tuua kevadise külma ilma (külmalained), sügisese soojuse taastumise, talvised sulad parasvöötme laiuskraadidel.

Õhutemperatuuri jaotus aluspinnal.

Kui maa pind oleks homogeenne ning atmosfäär ja hüdrosfäär seisaksid paigal, määraks soojuse jaotumise üle maapinna ainult päikesekiirguse sissevool ning õhutemperatuur langeks järk-järgult ekvaatorilt poolustele, jäädes sama igal paralleelil (päikese temperatuur). Tõepoolest, aasta keskmised õhutemperatuurid on määratud soojusbilansi järgi ja sõltuvad aluspinna olemusest ja pidevast laiustevahelisest soojusvahetusest, mis toimub ookeani õhu ja vee liigutamisel, ning erinevad seetõttu oluliselt päikese omadest.

Tegelikud aasta keskmised õhutemperatuurid maapinna lähedal madalatel laiuskraadidel on madalamad, kõrgetel laiuskraadidel, vastupidi, kõrgemad kui päikese omadel. Lõunapoolkeral on tegelik aasta keskmine temperatuur kõigil laiuskraadidel madalam kui põhjapoolkeral. Jaanuari keskmine õhutemperatuur maapinna lähedal põhjapoolkeral on +8°C, juulis +22°C; lõunas - juulis +10° C, jaanuaris +17° C. Aasta keskmine õhutemperatuur maapinnal on tervikuna +14 ° C.

Kui märkida erinevatele meridiaanidele kõrgeimad aasta- või kuu keskmised temperatuurid ja need omavahel ühendada, saame joone termiline maksimum, nimetatakse sageli termiliseks ekvaatoriks. Tõenäoliselt on õigem pidada termiliseks ekvaatoriks paralleeli (laiuskraadiringi) aasta või mis tahes kuu kõrgeimate normaalsete keskmiste temperatuuridega. Termiline ekvaator ei lange kokku geograafilisega ja on "nihutatud" põhja poole. Aasta jooksul liigub see 20° põhjalaiust. sh. (juulis) kuni 0° (jaanuaris). Termilise ekvaatori põhja poole nihkumisel on mitu põhjust: maa ülekaal põhjapoolkera troopilistel laiuskraadidel, Antarktika külmapoolus ja võib-olla ka suve kestus (lõunapoolkeral on suvi lühem ).

Termilised rihmad.

Isotermid võetakse termiliste (temperatuuri) vööde piiridest väljapoole. Seal on seitse termilist tsooni:

kuum vöö, mis asub põhja- ja lõunapoolkera aastase isotermi + 20 ° vahel; kaks parasvöötme vööndit, mida piiravad ekvaatori küljelt aastane isoterm + 20 °, poolustest kõige soojema kuu isoterm + 10 °;

Kaks külmad vööd, mis asub isotermi + 10 ° ja ja kõige soojema kuu vahel;

Kaks külmavööd asub pooluste lähedal ja on piiratud soojema kuu 0° isotermiga. Põhjapoolkeral on see Gröönimaa ja põhjapooluse lähedal asuv ruum, lõunapoolkeral - ala paralleeli 60 ° S sees. sh.

Temperatuurivööndid on kliimavööndite aluseks. Igas vöös täheldatakse suuri temperatuurikõikumisi sõltuvalt aluspinnast. Maal on reljeefi mõju temperatuurile väga suur. Temperatuuri muutus kõrgusega iga 100 m kohta ei ole erinevates temperatuurivööndites sama. Vertikaalne gradient troposfääri alumises kilomeetrikihis varieerub 0°-st Antarktika jääpinna kohal kuni 0,8°-ni suvel troopiliste kõrbete kohal. Seetõttu võib temperatuuri merepinnale viimise meetod keskmise gradiendi (6°/100 m) abil mõnikord põhjustada suuri vigu. Temperatuuri muutus kõrgusega on vertikaalse kliimavööndi põhjus.