Ներքևի մակերեսի ջերմաստիճանի ռեժիմը. Մթնոլորտի և երկրի մակերևույթի ջերմային ռեժիմը

Ջերմային ռեժիմ երկրի մակերեսը. Երկիր հասնող արեգակնային ճառագայթումը հիմնականում տաքացնում է նրա մակերեսը։ Երկրի մակերևույթի ջերմային վիճակը, հետևաբար, մթնոլորտի ստորին շերտերի տաքացման և հովացման հիմնական աղբյուրն է։

Երկրի մակերևույթի տաքացման պայմանները կախված են նրանից ֆիզիկական հատկություններ. Առաջին հերթին, կտրուկ տարբերություններ կան հողի և ջրի մակերեսի տաքացման մեջ: Ցամաքում ջերմությունը տարածվում է խորության մեջ հիմնականում անարդյունավետ մոլեկուլային ջերմահաղորդականության միջոցով: Ցամաքի մակերեսի ամենօրյա ջերմաստիճանի տատանումները տարածվում են, հետևաբար, միայն 1 խորության վրա մ,իսկ տարեկան՝ մինչև 10-20 մ.Ջրի մակերևույթում ջերմաստիճանը խորության մեջ տարածվում է հիմնականում ջրային զանգվածների խառնման միջոցով. մոլեկուլային ջերմային հաղորդունակությունը աննշան է: Բացի այդ, այստեղ դեր է խաղում ճառագայթման ավելի խորը ներթափանցումը ջրի մեջ, ինչպես նաև ջրի ավելի բարձր ջերմային հզորությունը՝ համեմատած ցամաքի հետ։ Հետևաբար, օրական և տարեկան ջերմաստիճանի տատանումները տարածվում են ջրի ավելի մեծ խորությունների վրա, քան ցամաքում. օրական՝ մինչև տասնյակ մետր, տարեկան՝ մինչև հարյուրավոր մետր: Արդյունքում, երկրի մակերևույթ եկող և գնացող ջերմությունը բաշխվում է ավելի բարակ ցամաքի շերտով, քան ջրի մակերեսը։ Սա նշանակում է, որ օրական և տարեկան ջերմաստիճանի տատանումները ցամաքի մակերեսին պետք է շատ ավելի մեծ լինեն, քան ջրի մակերեսին: Քանի որ օդը տաքացվում է երկրի մակերևույթից, արևի ճառագայթման նույն արժեքով ամռանը և ցերեկը, օդի ջերմաստիճանը ցամաքում ավելի բարձր կլինի, քան ծովում, և հակառակը ձմռանը և գիշերը:

Հողի մակերեսի տարասեռությունը նույնպես ազդում է դրա տաքացման պայմանների վրա։ Բուսական ծածկույթը կանխում է հողի ուժեղ տաքացումը ցերեկը և նվազեցնում դրա սառեցումը գիշերը: Ձյան ծածկույթը ձմռանը պաշտպանում է հողը ջերմության ավելորդ կորստից: Բուսական ծածկույթի տակ օրական ջերմաստիճանի ամպլիտուդներն այդպիսով կնվազեն: Բուսածածկույթի համակցված ազդեցությունը ամռանը և ձյունառատ ձմեռնվազեցնում է տարեկան ջերմաստիճանի ամպլիտուդը՝ համեմատած մերկ մակերեսի հետ:

Հողի մակերեսի ջերմաստիճանի տատանումների ծայրահեղ սահմանները հետևյալն են. Մերձարևադարձային շրջանների անապատներում ջերմաստիճանը կարող է բարձրանալ մինչև +80°, Անտարկտիդայի ձնառատ մակերեսին այն կարող է իջնել մինչև -90°։

Ջրի մակերեսի վրա օրական և տարեկան ցիկլում առավելագույն և նվազագույն ջերմաստիճանի պահերը տեղաշարժվում են ցամաքի համեմատությամբ: Օրական առավելագույնը տեղի է ունենում 15-16-ի սահմաններում ժամ,գոնե 2-3-ում ժամարևածագից հետո։ Օվկիանոսի մակերեսի տարեկան առավելագույն ջերմաստիճանը տեղի է ունենում օգոստոսին հյուսիսային կիսագնդում, իսկ տարեկան նվազագույնը՝ փետրվարին։ Օվկիանոսի մակերևույթի առավելագույն դիտվող ջերմաստիճանը մոտ 27° է, ցամաքային ջրային ավազանների մակերեսը՝ 45°; նվազագույն ջերմաստիճանը համապատասխանաբար -2 և -13° է։

Մթնոլորտի ջերմային ռեժիմը.Օդի ջերմաստիճանի փոփոխությունները որոշվում են մի քանի պատճառներով՝ արևային և ցամաքային ճառագայթում, մոլեկուլային ջերմային հաղորդունակություն, ջրի գոլորշիների գոլորշիացում և խտացում, ադիաբատիկ փոփոխություններ և ջերմության փոխանցում օդի զանգվածով։

Մթնոլորտի ստորին շերտերի համար արեգակնային ճառագայթման ուղղակի կլանումը չունի մեծ նշանակություն, երկրային երկարալիքային ճառագայթման նրանց կլանումը շատ ավելի նշանակալի է։ Մոլեկուլային ջերմահաղորդականությունը տաքացնում է օդը ուղղակիորեն երկրագնդի մակերևույթին կից: Երբ ջուրը գոլորշիանում է, ջերմությունը սպառվում է, և, հետևաբար, օդը սառչում է, երբ ջրային գոլորշիները խտանում են, ջերմությունն ազատվում է և օդը տաքանում է:

Մեծ ազդեցություն ունի օդի ջերմաստիճանի բաշխման վրա ադիաբատիկ փոփոխությունդա, այսինքն, ջերմաստիճանի փոփոխություն առանց շրջակա օդի հետ ջերմափոխանակության: Բարձրացող օդը ընդլայնվում է; աշխատանքը ծախսվում է ընդարձակման վրա, ինչը հանգեցնում է ջերմաստիճանի նվազմանը։ Երբ օդը իջնում ​​է, տեղի է ունենում հակառակ գործընթացը: Չոր օդը կամ ջրային գոլորշիներով չհագեցած օդը ադիաբատիկ կերպով սառչում են յուրաքանչյուր 100-ը մբարձրանալ 1°-ով։ Ջրային գոլորշիներով հագեցած օդը սառչում է, երբ այն բարձրանում է ավելի փոքր քանակությամբ (միջինում 0°,6 100-ի համար մբարձրանալ), քանի որ այս դեպքում տեղի է ունենում ջրի գոլորշիների խտացում, որն ուղեկցվում է ջերմության արտանետմամբ։

Մթնոլորտի ջերմային ռեժիմի վրա հատկապես մեծ ազդեցություն ունի օդի զանգվածի հետ ջերմության փոխանցումը։ Որպես արդյունք ընդհանուր շրջանառությունՄթնոլորտում օդային զանգվածների ինչպես ուղղահայաց, այնպես էլ հորիզոնական շարժումը տեղի է ունենում անընդհատ՝ գրավելով տրոպոսֆերայի ամբողջ հաստությունը և ներթափանցելով նույնիսկ ստորին ստրատոսֆերա: Առաջինը կոչվում է կոնվեկցիա,երկրորդ - ադվեկցիա.Սրանք այն հիմնական գործընթացներն են, որոնք որոշում են օդի ջերմաստիճանի իրական բաշխումը ցամաքի և ծովի մակերևույթի և տարբեր բարձրությունների վրա: Ադիաբատիկ պրոցեսները միայն մթնոլորտային շրջանառության օրենքների համաձայն շարժվող օդի ջերմաստիճանի փոփոխության ֆիզիկական հետևանք են: Ջերմության փոխանցման դերը օդի զանգվածի հետ միասին կարելի է դատել նրանով, որ կոնվեկցիայի արդյունքում օդի ստացած ջերմության քանակը 4000 անգամ ավելի է, քան երկրի մակերևույթից ստացվող ճառագայթումը, և 500000 անգամ ավելի։

քան մոլեկուլային ջերմային հաղորդման արդյունքում ստացվող ջերմությունը։ Գազերի վիճակի հավասարման հիման վրա ջերմաստիճանը պետք է իջնի բարձրության հետ: Այնուամենայնիվ, երբ հատուկ պայմաններտաքացնելով և հովացնելով օդը, ջերմաստիճանը կարող է աճել բարձրության հետ: Այս երեւույթը կոչվում է ջերմաստիճանի ինվերսիա.Ինվերսիա տեղի է ունենում, երբ երկրագնդի մակերեսը ուժեղ սառչում է ճառագայթման հետևանքով, երբ սառը օդը հոսում է իջվածքների մեջ, և երբ օդը շարժվում է դեպի ներքև ազատ մթնոլորտում, այսինքն՝ շփման մակարդակից բարձր։ Ջերմաստիճանի ինվերսիաներմեծ դեր են խաղում մթնոլորտային շրջանառության մեջ և ազդում եղանակի և կլիմայի վրա: Օդի ջերմաստիճանի օրական և տարեկան տատանումները կախված են արևային ճառագայթման տատանումներից: Այնուամենայնիվ, առավելագույն և նվազագույն ջերմաստիճանների սկիզբը հետ է մնում արեգակնային ճառագայթման առավելագույն և նվազագույնից: Կեսօրից հետո Արեգակից ջերմային ներհոսքը սկսում է նվազել, սակայն օդի ջերմաստիճանը որոշ ժամանակ շարունակում է բարձրանալ, քանի որ արեգակնային ճառագայթման կորուստը փոխհատուցվում է երկրի մակերեւույթից ջերմության արտանետմամբ։ Գիշերը ցամաքային ջերմային ճառագայթման պատճառով ջերմաստիճանի նվազումը շարունակվում է մինչև արևածագ (նկ. 11): Նմանատիպ օրինաչափություն կիրառվում է տարեկան ջերմաստիճանի տատանումների համար: Օդի ջերմաստիճանի տատանումների ամպլիտուդն ավելի փոքր է, քան երկրագնդի մակերևույթը, և մակերևույթից հեռավորության հետ տատանումների ամպլիտուդը բնականաբար նվազում է, իսկ առավելագույն և նվազագույն ջերմաստիճանի պահերն ավելի ու ավելի հետաձգվում են։ Ջերմաստիճանի օրական տատանումների ուժգնությունը նվազում է լայնության աճի և ամպամածության և տեղումների ավելացման հետ: Ջրի մակերեսի վրա ամպլիտուդը շատ ավելի փոքր է, քան ցամաքի վրա:

Եթե ​​Երկրի մակերեսը միատարր լիներ, իսկ մթնոլորտը և հիդրոսֆերան անշարժ, ապա ջերմության բաշխումը մակերևույթի վրա կորոշվեր միայն արեգակնային ճառագայթման ներհոսքով, և օդի ջերմաստիճանը աստիճանաբար կնվազեր հասարակածից դեպի բևեռներ՝ մնալով նույնը յուրաքանչյուր զուգահեռում: Այս ջերմաստիճանը կոչվում է արևային.

Իրական ջերմաստիճանները կախված են մակերևույթի բնույթից և միջլայնական ջերմափոխանակությունից և զգալիորեն տարբերվում են արևի ջերմաստիճանից: Տարբեր լայնություններում միջին տարեկան ջերմաստիճանները աստիճաններով ներկայացված են Աղյուսակում: 1.

Երկրի մակերևույթի վրա օդի ջերմաստիճանի բաշխման տեսողական պատկերը ցուցադրվում է իզոթերմների քարտեզներով՝ նույն ջերմաստիճաններով կետերը միացնող գծեր (նկ. 12, 13):

Ինչպես երևում է քարտեզներից, իզոթերմները խիստ շեղվում են զուգահեռներից, ինչը բացատրվում է մի շարք պատճառներով՝ ցամաքի և ծովի անհավասար տաքացում, տաք և սառը ծովային հոսանքների առկայությունը, մթնոլորտի ընդհանուր շրջանառության ազդեցությունը ( օրինակ՝ արևմտյան տրանսպորտ բարեխառն լայնություններում), ռելիեֆի ազդեցությունը (լեռնային համակարգերի օդի շարժման արգելքի ազդեցությունը, միջլեռնային ավազաններում սառը օդի կուտակում և այլն), ալբեդոյի մեծությունը (օրինակ՝ ձյան մեծ ալբեդոն։ - Անտարկտիդայի և Գրենլանդիայի սառցե մակերեսը):

Երկրի վրա օդի բացարձակ առավելագույն ջերմաստիճանը դիտվում է Աֆրիկայում (Տրիպոլի)՝ մոտ +58°։ Բացարձակ նվազագույնը գրանցվել է Անտարկտիդայում (-88°):

Իզոթերմների բաշխվածության հիման վրա երկրի մակերևույթի վրա առանձնացվում են ջերմային գոտիներ։ Տրոպիկները և բևեռային շրջանները, որոնք սահմանափակում են լուսավորության ռեժիմի կտրուկ փոփոխությամբ գոտիները (տես Գլուխ 1), առաջին մոտավորությամբ ջերմային ռեժիմի փոփոխության սահմաններն են։ Քանի որ օդի իրական ջերմաստիճանը տարբերվում է արեգակնային ջերմաստիճանից, բնորոշ իզոթերմները համարվում են ջերմային գոտիներ: Այդպիսի իզոթերմներն են՝ տարեկան 20° (տարվա ընդգծված եղանակների սահմանը և ջերմաստիճանի փոքր ամպլիտուդը), ամենատաք ամիսը՝ 10° (անտառի սահմանը) և ամենատաք ամիսը՝ 0° (հավերժական ցրտահարության սահմանը)։

Երկու կիսագնդերի տարեկան 20° իզոթերմների միջև է գտնվում տաք գոտի, տարեկան 20° իզոթերմի և իզոթերմի միջև

Գրառման դիտումներ՝ 873

Ջերմային էներգիան ներթափանցում է մթնոլորտի ստորին շերտեր հիմնականում հիմքում ընկած մակերեսից։ Այս շերտերի ջերմային ռեժիմը

սերտորեն կապված է երկրի մակերեւույթի ջերմային ռեժիմի հետ, ուստի դրա ուսումնասիրությունը նույնպես օդերեւութաբանության կարեւոր խնդիրներից է։

Հիմնական ֆիզիկական գործընթացները, որոնցում հողը ստանում կամ ջերմություն է տալիս, հետևյալն են. 1) ճառագայթային ջերմափոխանակություն. 2) բուռն ջերմափոխանակություն հիմքում ընկած մակերեսի և մթնոլորտի միջև. 3) մոլեկուլային ջերմափոխանակություն հողի մակերեսի և օդի ստորին անշարժ հարակից շերտի միջև. 4) ջերմափոխանակություն հողի շերտերի միջեւ. 5) փուլային ջերմափոխանակություն` ջրի գոլորշիացման, հողի մակերեսին և խորքում սառույցի և ձյան հալման կամ հակադարձ գործընթացների ժամանակ դրա արտանետման համար ջերմային սպառումը.

Երկրի և ջրային մարմինների մակերևույթի ջերմային ռեժիմը որոշվում է դրանց ջերմաֆիզիկական բնութագրերով։ Պատրաստման ընթացքում հատուկ ուշադրություն պետք է դարձնել հողի ջերմահաղորդականության հավասարման ածանցմանը և վերլուծությանը (Ֆուրիեի հավասարում): Եթե ​​հողը ուղղահայաց միատարր է, ապա նրա ջերմաստիճանը տխորության վրա զ t ժամանակին կարելի է որոշել Ֆուրիեի հավասարումից

Որտեղ Ա- հողի ջերմային դիֆուզիոն.

Այս հավասարման հետևանքն է տարածման հիմնական օրենքները ջերմաստիճանի տատանումներհողում:

1. Խորության հետ տատանումների ժամանակաշրջանի անփոփոխության օրենքը.

T(z) = const (2)

2. Խորության հետ տատանումների ամպլիտուդության նվազման օրենքը.

(3)

որտեղ և են ամպլիտուդները խորություններում Ա- խորությունների միջև ընկած հողի շերտի ջերմային դիֆուզիոն;

3. Խորության հետ տատանումների փուլային տեղաշարժի օրենք (հետաձգման օրենք).

(4)

որտեղ է ուշացումը, այսինքն. խորություններում տատանումների նույն փուլի (օրինակ՝ առավելագույն) սկզբի պահերի տարբերությունը և ջերմաստիճանի տատանումները մինչև խորը հող ներթափանցում են. z np, որոշվում է հարաբերությամբ.

(5)

Բացի այդ, անհրաժեշտ է ուշադրություն դարձնել խորության հետ տատանումների ամպլիտուդի նվազման օրենքի մի շարք հետևանքների վրա.

ա) խորություններ, որոնցում տարբեր հողերում ( ) ջերմաստիճանի տատանումների ամպլիտուդները նույն ժամանակահատվածով (= T 2)նվազում է նույն համարըժամանակները միմյանց հետ կապված են որպես այդ հողերի ջերմային դիֆուզիոն քառակուսի արմատներ

բ) խորությունները, որոնցում նույն հողում ( Ա= const) տարբեր ժամանակաշրջաններով ջերմաստիճանի տատանումների ամպլիտուդներ ( ) նույնքան անգամ նվազել =կոնստ, միմյանց հետ կապված են որպես տատանումների ժամանակաշրջանների քառակուսի արմատներ

(7)

Անհրաժեշտ է հստակ հասկանալ հողի մեջ ջերմային հոսքի ձևավորման ֆիզիկական իմաստը և առանձնահատկությունները:

Հողի մեջ ջերմության հոսքի մակերեսային խտությունը որոշվում է բանաձևով.

որտեղ λ-ն հողի ջերմահաղորդականության գործակիցն է և ուղղահայաց ջերմաստիճանի գրադիենտը:

Ակնթարթային արժեք Ռարտահայտված կՎտ/մ ճշգրիտ հարյուրերորդական, գումարները R -ՄՋ/մ 2-ով (ժամային և օրական՝ ճշգրիտ մինչև հարյուրերորդական, ամսական՝ մինչև միավոր, տարեկան՝ մինչև տասնյակ):

Մակերեւութային ջերմային հոսքի միջին խտությունը հողի մակերեսով ժամանակային t միջակայքում նկարագրված է բանաձևով

որտեղ C-ն հողի ծավալային ջերմային հզորությունն է. ընդմիջում; z„ p- ջերմաստիճանի տատանումների ներթափանցման խորություն; ∆t cp- հողի շերտի մինչև խորության միջին ջերմաստիճանների տարբերությունը z np t միջակայքի վերջում և սկզբում բերենք «Հողի ջերմային ռեժիմը» ​​թեմայով խնդիրների հիմնական օրինակները:

Առաջադրանք 1.Ինչ խորության վրա է այն նվազում եջերմային դիֆուզիոն գործակից ունեցող հողի ամենօրյա տատանումների ամպլիտուդից ավելին Ա= 18,84 սմ 2 / ժ.

Լուծում.(3) հավասարումից հետևում է, որ օրական տատանումների ամպլիտուդը կնվազի e անգամ պայմանին համապատասխան խորության վրա.

Առաջադրանք 2.Գտեք գրանիտի և չոր ավազի մեջ օրական ջերմաստիճանի տատանումների ներթափանցման խորությունը, եթե գրանիտե հողով հարևան տարածքների ծայրահեղ մակերեսային ջերմաստիճանը 34,8 °C և 14,5 °C է, իսկ չոր ավազոտ հողում 42,3 °C և 7,8 °C: Գրանիտի ջերմային դիֆուզիոն Ա g = 72.0 սմ 2 / ժ, չոր ավազ Ա n = 23,0 սմ 2 / ժ:

Լուծում.Գրանիտի և ավազի մակերեսի ջերմաստիճանի ամպլիտուդը հետևյալն է.

Ներթափանցման խորությունը դիտարկվում է ըստ բանաձևի (5).

Գրանիտի ավելի մեծ ջերմային դիֆուզիոն շնորհիվ մենք նաև ստացանք օրական ջերմաստիճանի տատանումների ներթափանցման ավելի մեծ խորություն:

Առաջադրանք 3.Ենթադրելով, որ հողի վերին շերտի ջերմաստիճանը գծայինորեն տատանվում է ըստ խորության, պետք է հաշվարկել մակերևութային ջերմային հոսքի խտությունը չոր ավազի մեջ, եթե դրա մակերեսի ջերմաստիճանը 23,6 է։ «ՀԵՏ,իսկ ջերմաստիճանը 5 սմ խորության վրա՝ 19,4 °C։

Լուծում.Հողի ջերմաստիճանի գրադիենտը այս դեպքում հավասար է.

Չոր ավազի ջերմահաղորդականությունը λ= 1,0 Վտ/մ*Կ. Ջերմային հոսքը հողի մեջ որոշվում է բանաձևով.

P = -λ - = 1.0 84.0 10" 3 = 0.08 կՎտ/մ 2

Մթնոլորտի մակերևութային շերտի ջերմային ռեժիմը որոշվում է հիմնականում տուրբուլենտ խառնուրդով, որի ինտենսիվությունը կախված է դինամիկ գործոններից (երկրի մակերևույթի կոշտությունը և քամու արագության գրադիենտները տարբեր մակարդակներում, շարժման մասշտաբը) և ջերմային գործոններից (տարասեռություն): մակերեսի տարբեր մասերի տաքացում և ուղղահայաց ջերմաստիճանի բաշխում):

Անհանգիստ խառնման ինտենսիվությունը բնութագրելու համար օգտագործվում է տուրբուլենտ փոխանակման գործակիցը Աև տուրբուլենտության գործակիցը TO.Նրանք կապված են հարաբերություններով

K = A / p(10)

Որտեղ R -օդի խտությունը.

տուրբուլենտության գործակիցը TOչափված մ 2 / վրկ, ճշգրիտ մինչև հարյուրերորդական: Որպես կանոն, տուրբուլենտության գործակիցը օգտագործվում է մթնոլորտի մակերեսային շերտում TO]բարձրության վրա Գ»= 1 մ Մակերեւութային շերտի ներսում.

Որտեղ z-բարձրություն (մ):

Դուք պետք է իմանաք որոշման հիմնական մեթոդները TO\.

Առաջադրանք 1.Հաշվարկել ուղղահայաց ջերմային հոսքի մակերևութային խտությունը մթնոլորտի մակերևութային շերտում այն ​​տարածքով, որի մակարդակում օդի խտությունը հավասար է նորմալին, տուրբուլենտության գործակիցը 0,40 մ 2/վ է, իսկ ուղղահայաց ջերմաստիճանի գրադիենտը՝ 30,0 °։ C/100 մ.

Լուծում.Մենք հաշվարկում ենք ուղղահայաց ջերմային հոսքի մակերեսային խտությունը՝ օգտագործելով բանաձևը

L=1.3*1005*0.40*

Ուսումնասիրել մթնոլորտի մակերեսային շերտի ջերմային ռեժիմի վրա ազդող գործոնները, ինչպես նաև ազատ մթնոլորտի ջերմաստիճանի պարբերական և ոչ պարբերական փոփոխությունները։ Երկրի մակերևույթի և մթնոլորտի ջերմային հավասարակշռության հավասարումները նկարագրում են Երկրի ակտիվ շերտի ստացած էներգիայի պահպանման օրենքը։ Հաշվի առեք ջերմային հաշվեկշռի ամենօրյա և տարեկան ցիկլը և դրա փոփոխությունների պատճառները:

գրականություն

Գլուխ Շ,Գլ. 2, § 1 -8.

Ինքնաթեստի հարցեր

1. Ի՞նչ գործոններով է պայմանավորված հողի և ջրային մարմինների ջերմային ռեժիմը:

2. Ի՞նչ ֆիզիկական նշանակություն ունեն ջերմաֆիզիկական բնութագրերը և ինչպե՞ս են դրանք ազդում հողի, օդի և ջրի ջերմաստիճանային ռեժիմի վրա։

3. Ինչի՞ց են կախված և ինչի՞ց են կախված հողի մակերևույթի ջերմաստիճանի օրական և տարեկան տատանումների ամպլիտուդները:

4. Ձևակերպե՛ք հողում ջերմաստիճանի տատանումների բաշխման հիմնական օրենքները.

5. Ի՞նչ հետեւանքներ են բխում հողում ջերմաստիճանի տատանումների բաշխման հիմնական օրենքներից:

6. Որքա՞ն են հողի և ջրային մարմիններում օրական և տարեկան ջերմաստիճանի տատանումների ներթափանցման միջին խորությունները:

7. Ի՞նչ ազդեցություն ունի բուսականությունը և ձնածածկույթը հողի ջերմային ռեժիմի վրա:

8. Որո՞նք են ջրամբարների ջերմային ռեժիմի առանձնահատկությունները՝ ի տարբերություն հողի ջերմային ռեժիմի։

9. Ի՞նչ գործոններ են ազդում մթնոլորտում տուրբուլենտության ինտենսիվության վրա:

10. տուրբուլենտության ի՞նչ քանակական բնութագրեր գիտեք:

11. Որո՞նք են տուրբուլենտության գործակիցը որոշելու հիմնական մեթոդները, դրանց առավելություններն ու թերությունները:

12. Գծե՛ք և վերլուծե՛ք ցամաքային և ջրային մարմինների մակերևույթի վրա տուրբուլենտության գործակցի օրական տատանումները: Որո՞նք են նրանց տարբերությունների պատճառները:

13. Ինչպե՞ս է որոշվում մթնոլորտի մակերեսային շերտում ուղղահայաց տուրբուլենտ ջերմային հոսքի մակերևութային խտությունը:

Այն մակերեսը, որն ուղղակիորեն տաքանում է արևի ճառագայթներից և ջերմություն է հաղորդում տակի շերտերին և օդին, կոչվում է. ակտիվ.Ակտիվ մակերեսի ջերմաստիճանը, դրա արժեքը և փոփոխությունները (օրական և տարեկան տատանումները) որոշվում են ջերմային հաշվեկշռով։

Ջերմային հաշվեկշռի գրեթե բոլոր բաղադրիչների առավելագույն արժեքը դիտվում է կեսօրին մոտ: Բացառություն է կազմում հողի առավելագույն ջերմափոխանակությունը, որը տեղի է ունենում առավոտյան։

Ջերմային հաշվեկշռի բաղադրիչների օրական տատանումների առավելագույն ամպլիտուդները նշված են ամառային ժամանակ, նվազագույնը՝ ձմռանը։ IN ցերեկային դասընթացմակերևույթի ջերմաստիճանը՝ չոր և բուսականությունից զուրկ, պարզ օրը առավելագույնը տեղի է ունենում 13 ժամ հետո, իսկ նվազագույնը՝ արևածագի մոտ։ Ամպամածությունը խաթարում է մակերեսի ջերմաստիճանի ճիշտ ընթացքը և առաջացնում մաքսիմումի և նվազագույնի պահերի տեղաշարժ: Մակերեւութային ջերմաստիճանի վրա մեծ ազդեցություն ունի դրա խոնավությունը և բուսական ծածկույթը: Ցերեկային մակերևույթի առավելագույն ջերմաստիճանը կարող է լինել +80°C կամ ավելի: Օրական տատանումները հասնում են 40°-ի։ Դրանց մեծությունը կախված է տեղանքի լայնությունից, տարվա եղանակից, ամպամածությունից, մակերեսի ջերմային հատկություններից, գույնից, կոպտությունից, բուսածածկույթից, ինչպես նաև թեքությունների բացահայտումից։

Ակտիվ շերտի ջերմաստիճանի տարեկան տատանումները տարբեր լայնություններում տարբեր են։ Միջին և բարձր լայնություններում առավելագույն ջերմաստիճանը սովորաբար դիտվում է հունիսին, նվազագույնը՝ հունվարին։ Ցածր լայնություններում ակտիվ շերտի ջերմաստիճանի տարեկան տատանումների ամպլիտուդները շատ փոքր են, ցամաքի միջին լայնություններում հասնում են 30°-ի։ Բարեխառն և բարձր լայնություններում մակերևույթի ջերմաստիճանի տարեկան տատանումները մեծապես ազդում են ձյան ծածկույթի վրա:

Շերտից շերտ ջերմություն փոխանցելու համար ժամանակ է պահանջվում, իսկ օրվա ընթացքում առավելագույն և նվազագույն ջերմաստիճանների առաջացման պահերը յուրաքանչյուր 10 սմ-ի համար ուշանում են մոտ 3 ժամով։ Եթե ​​մակերեսի վրա ամենաբարձր ջերմաստիճանըեղել է մոտ 13 ժամ, 10 սմ խորության վրա առավելագույն ջերմաստիճանը տեղի կունենա մոտ 16 ժամում, իսկ 20 սմ խորության վրա՝ մոտ 19 ժամ և այլն։ Երբ տակի շերտերը հաջորդաբար տաքացվում են վերևից, յուրաքանչյուր շերտ կլանում է։ որոշակի քանակությամբ ջերմություն. Որքան խորն է շերտը, այնքան քիչ ջերմություն է այն ստանում, և այնքան թույլ են ջերմաստիճանի տատանումները դրա ներսում։ Ամեն 15 սմ-ի համար օրական ջերմաստիճանի տատանումների ամպլիտուդը խորության հետ նվազում է 2 անգամ։ Սա նշանակում է, որ եթե մակերեսի վրա ամպլիտուդը 16° է, ապա 15 սմ խորության վրա այն 8° է, իսկ 30 սմ խորության վրա՝ 4°։

Միջին հաշվով մոտ 1 մ խորության վրա հողի ջերմաստիճանի ամենօրյա տատանումները «մեռնում են»։ Այն շերտը, որում այս տատանումները գործնականում դադարում են, կոչվում է շերտ մշտական ​​օրական ջերմաստիճան:

Որքան երկար է ջերմաստիճանի տատանումների շրջանը, այնքան դրանք ավելի խորն են տարածվում։ Միջին լայնություններում տարեկան հաստատուն ջերմաստիճանի շերտը գտնվում է 19-20 մ խորության վրա, բարձր լայնություններում՝ 25 մ, արևադարձային լայնություններում տարեկան ջերմաստիճանի ամպլիտուդները փոքր են, իսկ հաստատուն տարեկան ամպլիտուդի շերտը գտնվում է ժ. խորությունը ընդամենը 5-10 մ. Տարվա ընթացքում առավելագույն ջերմաստիճանների և նվազագույն ջերմաստիճանների սկզբնավորման պահերը մեկ մետրի համար միջինը 20-30 օրով հետաձգվում են: Այսպիսով, եթե մակերեսի ամենացածր ջերմաստիճանը դիտվել է հունվարին, ապա 2 մ խորության վրա այն տեղի է ունենում մարտի սկզբին։ Դիտարկումները ցույց են տալիս, որ մշտական ​​տարեկան ջերմաստիճանի շերտում ջերմաստիճանը մոտ է մակերևույթից բարձր օդի միջին տարեկան ջերմաստիճանին:

Ջուրը, ունենալով ավելի մեծ ջերմային հզորություն և ավելի ցածր ջերմահաղորդականություն, քան ցամաքը, ավելի դանդաղ է տաքանում և ավելի դանդաղ ջերմություն է արձակում: Արևի որոշ ճառագայթներ, որոնք ընկնում են ջրի մակերեսին, կլանում են ամենավերին շերտը, իսկ որոշները թափանցում են զգալի խորություն՝ ուղղակիորեն տաքացնելով դրա որոշ շերտեր:

Ջրի շարժունակությունը հնարավոր է դարձնում ջերմության փոխանցումը։ Անհանգիստ խառնման պատճառով ջերմության փոխանցումը դեպի խորություն տեղի է ունենում 1000-10000 անգամ ավելի արագ, քան ջերմային հաղորդման միջոցով: Երբ ջրի մակերեսային շերտերը սառչում են, տեղի է ունենում ջերմային կոնվեկցիա, որն ուղեկցվում է խառնմամբ։ Օվկիանոսի մակերևույթի օրական ջերմաստիճանի տատանումները բարձր լայնություններում միջինում կազմում են ընդամենը 0,1°, բարեխառն լայնություններում՝ 0,4°, արևադարձային լայնություններում՝ 0,5°։ Այս թրթիռների ներթափանցման խորությունը 15-20 մ է: Տարեկան ջերմաստիճանի ամպլիտուդները օվկիանոսի մակերեսին տատանվում են 1°-ից հասարակածային լայնություններում մինչև 10,2° բարեխառն լայնություններում: Տարեկան ջերմաստիճանի տատանումները թափանցում են 200-300 մ խորություն Ջրային մարմիններում առավելագույն ջերմաստիճանի պահերը ցամաքի համեմատ հետաձգվում են: Առավելագույնը լինում է մոտ 15-16 ժամ, նվազագույնը՝ արևածագից 2-3 ժամ հետո։

Մթնոլորտի ստորին շերտի ջերմային ռեժիմը.

Օդը ջեռուցվում է հիմնականում ոչ թե ուղղակիորեն արևի ճառագայթներից, այլ դրա տակ գտնվող մակերևույթի միջոցով (ճառագայթման և ջերմահաղորդականության գործընթացները): Ջերմության մակերևույթից դեպի տրոպոսֆերայի ծածկող շերտեր փոխանցելու ամենակարևոր դերը տուրբուլենտն է. ջերմափոխանակություն և գոլորշիացման թաքնված ջերմության փոխանցում: Օդի մասնիկների պատահական շարժումը, որն առաջանում է դրա տակ գտնվող անհավասար տաքացվող մակերևույթի տաքացման հետևանքով, կոչվում է. ջերմային տուրբուլենտությունկամ ջերմային կոնվեկցիա.

Եթե ​​փոքր քաոսային շարժվող հորձանուտների փոխարեն սկսում են գերակշռել հզոր բարձրացող (ջերմային) և նվազ հզոր նվազող օդային շարժումները, ապա կոչվում է կոնվեկցիա. պատվիրել է.Մակերեւույթում տաքացվող օդը շտապում է դեպի վեր՝ փոխանցելով ջերմություն։ Ջերմային կոնվեկցիան կարող է զարգանալ միայն այնքան ժամանակ, քանի դեռ օդն ունի ավելի բարձր ջերմաստիճան, քան այն միջավայրի ջերմաստիճանը, որտեղ այն բարձրանում է (մթնոլորտի անկայուն վիճակ): Եթե ​​բարձրացող օդի ջերմաստիճանը պարզվի, որ հավասար է շրջակա միջավայրի ջերմաստիճանին, ապա բարձրացումը կդադարի (մթնոլորտի անտարբեր վիճակ); եթե օդը դառնա ավելի սառը, քան շրջակա միջավայրը, այն կսկսի իջնել (մթնոլորտի կայուն վիճակ):

Օդի բուռն շարժման հետ նրա մասնիկներն ավելի ու ավելի շատ, մակերեսի հետ շփվելով, ստանում են ջերմություն, բարձրանալով ու խառնվելով՝ տալիս են այն այլ մասնիկների։ Պղտորման միջոցով մակերևույթից օդի ստացած ջերմության քանակը կազմում է ավելի շատ քանակությունճառագայթման արդյունքում ստացած ջերմությունը 400 անգամ է, իսկ մոլեկուլային ջերմային հաղորդման միջոցով փոխանցման արդյունքում՝ գրեթե 500 000 անգամ։ Ջերմությունը մակերևույթից մթնոլորտ է փոխանցվում դրանից գոլորշիացված խոնավության հետ միասին, այնուհետև արտանետվում խտացման գործընթացով: Յուրաքանչյուր գրամ ջրի գոլորշի պարունակում է 600 կկալ գոլորշիացման թաքնված ջերմություն:

Բարձրացող օդում ջերմաստիճանը փոխվում է պայմանավորված ադիաբատիկգործընթաց, այսինքն՝ առանց ջերմափոխանակության միջավայրը, ներքին գազի էներգիան աշխատանքի և աշխատանքը ներքին էներգիայի վերածելու շնորհիվ։ Քանի որ ներքին էներգիան համաչափ է գազի բացարձակ ջերմաստիճանին, տեղի է ունենում ջերմաստիճանի փոփոխություն։ Բարձրացող օդը ընդլայնվում է, արտադրում է աշխատանք, որը ծախսում է ներքին էներգիան, և նրա ջերմաստիճանը նվազում է։ Իջնող օդը, ընդհակառակը, սեղմվում է, ընդլայնման վրա ծախսվող էներգիան ազատվում է, և օդի ջերմաստիճանը բարձրանում է։

Հագեցած օդի հովացման քանակը, երբ այն բարձրանում է 100 մ, կախված է օդի ջերմաստիճանից և ջերմաստիճանից մթնոլորտային ճնշումև տատանվում է զգալի սահմաններում: Չհագեցած օդը, իջնելիս, 100 մ-ում տաքանում է 1°-ով, իսկ հագեցած օդը՝ ավելի փոքր քանակությամբ, քանի որ դրանում տեղի է ունենում գոլորշիացում, որը սպառում է ջերմությունը։ Բարձրացող հագեցած օդը սովորաբար կորցնում է խոնավությունը տեղումների միջոցով և դառնում չհագեցած: Իջնելիս այդպիսի օդը 100 մ-ի վրա տաքանում է 1°-ով։

Արդյունքում, վերելքի ժամանակ ջերմաստիճանի նվազումը պարզվում է, որ ավելի քիչ է, քան իջնելիս դրա աճը, իսկ օդը, որը բարձրանում է և հետո իջնում ​​նույն մակարդակով նույն ճնշման տակ, կունենա տարբեր ջերմաստիճաններ. վերջնական ջերմաստիճանը կլինի սկզբնականից բարձր: մեկ. Այս գործընթացը կոչվում է պսեւդոադիաբատիկ.

Քանի որ օդը տաքացվում է հիմնականում ակտիվ մակերեսից, մթնոլորտի ստորին շերտում ջերմաստիճանը, որպես կանոն, նվազում է բարձրության հետ։ Տրոպոսֆերայի համար ուղղահայաց գրադիենտը միջինում 0,6° է 100 մ-ի համար: Այն համարվում է դրական, եթե ջերմաստիճանը նվազում է բարձրության հետ, իսկ բացասական, եթե այն մեծանում է: Օդի ստորին, մակերեսային շերտում (1,5-2 մ) ուղղահայաց գրադիենտները կարող են շատ մեծ լինել։

Բարձրության հետ ջերմաստիճանի բարձրացումը կոչվում է ինվերսիոն, իսկ օդի շերտը, որում ջերմաստիճանը բարձրանում է բարձրության հետ ինվերսիոն շերտ.Մթնոլորտում գրեթե միշտ կարելի է դիտարկել ինվերսիոն շերտեր։ Երկրի մակերեսին, երբ այն ուժեղ սառչում է ճառագայթման հետևանքով, ճառագայթային ինվերսիա(ճառագայթային ինվերսիա): Նա հայտնվում է պարզության մեջ ամառային գիշերներեւ կարող է ծածկել մի քանի հարյուր մետր շերտ: Ձմռանը, պարզ եղանակին, շրջադարձը պահպանվում է մի քանի օր և նույնիսկ շաբաթներ: Ձմեռային ինվերսիաները կարող են ծածկել մինչև 1,5 կմ շերտ:

Ինվերսիան ուժեղանում է ռելիեֆի պայմաններով. սառը օդը հոսում է իջվածքների մեջ և լճանում այնտեղ: Նման ինվերսիաները կոչվում են օրոգրաֆիկ.Հզոր ինվերսիաները կոչվում են արկածային,ձևավորվում են այն դեպքերում, երբ համեմատաբար տաք օդը դուրս է գալիս սառը մակերես՝ սառեցնելով նրա ստորին շերտերը։ Օրվա ադվեկտիվ ինվերսիաները թույլ են արտահայտված, գիշերը դրանք ուժեղանում են ճառագայթային սառեցմամբ։ Գարնանը նման ինվերսիաների առաջացմանը նպաստում է դեռ չհալված ձյան ծածկը։

Ցրտահարությունները կապված են օդի մակերեսային շերտում ջերմաստիճանի ինվերսիայի երեւույթի հետ։ Frost -օդի ջերմաստիճանի նվազում գիշերը մինչև 0° և ավելի ցածր, երբ միջին օրական ջերմաստիճանը 0°-ից բարձր է (աշուն, գարուն): Հնարավոր է նաև, որ ցրտահարություններ նկատվում են միայն հողի վրա, երբ օդի ջերմաստիճանը զրոյից բարձր է:

Մթնոլորտի ջերմային վիճակը ազդում է նրանում լույսի տարածման վրա։ Այն դեպքերում, երբ ջերմաստիճանը կտրուկ փոխվում է բարձրության հետ (աճում կամ նվազում), միրաժներ.

Միրաժը իր վերևում հայտնվող առարկայի երևակայական պատկերն է (վերին միրաժ) կամ դրա տակ (ստորադաս միրաժ): Ավելի քիչ տարածված են կողային միրաժները (պատկերը հայտնվում է կողքից): Միրաժների պատճառը առարկայից դեպի դիտորդի աչք եկող լուսային ճառագայթների հետագծի կորությունն է՝ տարբեր խտություններ ունեցող շերտերի սահմաններում դրանց բեկման արդյունքում։

Ջերմաստիճանի օրական և տարեկան տատանումները տրոպոսֆերայի ստորին շերտում մինչև 2 կմ բարձրության վրա ընդհանուր առմամբ արտացոլում են մակերևույթի ջերմաստիճանի տատանումները։ Մակերեւույթից հեռավորության դեպքում ջերմաստիճանի տատանումների ամպլիտուդները նվազում են, իսկ առավելագույնի և նվազագույնի մոմենտները հետաձգվում են։ Օդի ջերմաստիճանի ամենօրյա տատանումները ձմռանը նկատելի են մինչև 0,5 կմ բարձրության վրա, ամռանը՝ մինչև 2 կմ։

Ջերմաստիճանի օրական տատանումների ամպլիտուդը նվազում է լայնության աճի հետ։ Ամենամեծ օրական ամպլիտուդը մերձարևադարձային լայնություններում է, ամենափոքրը՝ բևեռային լայնություններում։ Բարեխառն լայնություններում օրվա ամպլիտուդները տարբերվում են տարվա տարբեր ժամանակներում: Բարձր լայնություններում օրական ամենամեծ ամպլիտուդը լինում է գարնանը և աշնանը, բարեխառն լայնություններում՝ ամռանը։

Օդի ջերմաստիճանի տարեկան փոփոխությունը հիմնականում կախված է տեղանքի լայնությունից։ Հասարակածից մինչև բևեռներ ավելանում է օդի ջերմաստիճանի տատանումների տարեկան ամպլիտուդը։

Գոյություն ունեն չորս տեսակի տարեկան ջերմաստիճանի տատանումներ՝ հիմնված ծայրահեղ ջերմաստիճանների ամպլիտուդի և ժամանակի վրա:

Հասարակածային տիպբնութագրվում է երկու առավելագույնով (հավասարահավասարից հետո) և երկու նվազագույնով (արևադարձից հետո)։ Օվկիանոսի ամպլիտուդը մոտ 1° է, ցամաքի վրա՝ մինչև 10°։ Ջերմաստիճանը դրական է ողջ տարվա ընթացքում։

Արևադարձային տեսակ -մեկ առավելագույն (ամառային արևադարձից հետո) և մեկ նվազագույն (ձմեռային արևադարձից հետո): Օվկիանոսի վրա ամպլիտուդը մոտ 5° է, ցամաքում՝ մինչև 20°։ Ջերմաստիճանը դրական է ողջ տարվա ընթացքում։

Չափավոր տեսակ -մեկ առավելագույնը (հուլիսին հյուսիսային կիսագնդում ցամաքի վրա, օգոստոսին՝ օվկիանոսի վրայով) և մեկ նվազագույն (հյուսիսային կիսագնդում ցամաքի վրա՝ հունվարին, օվկիանոսի վրա՝ փետրվարին): Հստակ տարբերվում են չորս եղանակներ՝ տաք, սառը և երկու անցումային։ Տարեկան ջերմաստիճանի ամպլիտուդը մեծանում է լայնության, ինչպես նաև օվկիանոսից հեռավորության հետ՝ ափին 10°, օվկիանոսից հեռու՝ մինչև 60° կամ ավելի (Յակուտսկում՝ -62,5°)։ Ցուրտ սեզոնին ջերմաստիճանը բացասական է։

Բևեռային տեսակ -ձմեռները շատ երկար են և ցուրտ, ամառները՝ կարճ և զով: Տարեկան ամպլիտուդները 25° և ավելի են (ցամաքի վրա մինչև 65°): Տարվա մեծ մասում ջերմաստիճանը բացասական է։ Օդի ջերմաստիճանի տարեկան տատանումների ընդհանուր պատկերը բարդանում է գործոնների ազդեցությամբ, որոնց թվում հատկապես կարևոր է տակի մակերեսը։ Ջրի մակերևույթի վրա ջերմաստիճանի տարեկան տատանումները հարթվում են, ցամաքում՝ ընդհակառակը, ավելի ցայտուն։ Ձյան և սառույցի ծածկույթը զգալիորեն նվազեցնում է տարեկան ջերմաստիճանը: Տեղանքի բարձրությունը օվկիանոսի մակարդակից, ռելիեֆը, օվկիանոսից հեռավորությունը և ամպամածությունը նույնպես ազդում են: Օդի տարեկան ջերմաստիճանի սահուն ընթացքը խաթարվում է սառը կամ, հակառակը, տաք օդի ներխուժման հետևանքով առաջացած խանգարումներով։ Օրինակ կարող են լինել ցուրտ եղանակի գարնան վերադարձը (ցուրտ ալիքներ), շոգի աշնանային վերադարձը, բարեխառն լայնություններում ձմեռային հալոցքը:

Օդի ջերմաստիճանի բաշխումը հիմքում ընկած մակերեսի մոտ:

Եթե ​​Երկրի մակերեսը միատարր լիներ, իսկ մթնոլորտը և հիդրոսֆերան անշարժ լինեին, ապա ջերմության բաշխումը երկրի մակերևույթի վրա կորոշվեր միայն արեգակնային ճառագայթման ներհոսքով, և օդի ջերմաստիճանը աստիճանաբար կնվազեր հասարակածից դեպի բևեռներ՝ մնալով նույնը։ յուրաքանչյուր զուգահեռում (արեգակնային ջերմաստիճան): Իսկապես միջին տարեկան ջերմաստիճանըօդը որոշվում է ջերմային հավասարակշռությամբ և կախված է հիմքում ընկած մակերևույթի բնույթից և օդի և օվկիանոսի ջրերի շարժման միջոցով իրականացվող միջլայնական շարունակական ջերմափոխանակությունից և, հետևաբար, զգալիորեն տարբերվում է արևայինից:

Երկրի մակերևույթի օդի փաստացի միջին տարեկան օդի ջերմաստիճանը ցածր լայնություններում ավելի ցածր է, իսկ բարձր լայնություններում, ընդհակառակը, ավելի բարձր, քան արևայինը։ Հարավային կիսագնդում իրական միջին տարեկան ջերմաստիճանը բոլոր լայնություններում ավելի ցածր է, քան հյուսիսային կիսագնդում։ միջին ջերմաստիճանըԵրկրի մակերևույթին մոտ օդը հյուսիսային կիսագնդում հունվարին +8°C, հուլիսին +22°C; հարավում՝ հուլիսին +10°C, հունվարին +17°C. Օդի ջերմաստիճանի տատանումների տարեկան ամպլիտուդները, բաղադրիչները Հյուսիսային կիսագունդ 14°, իսկ հարավային միայն 7°, ցույց է տալիս հարավային կիսագնդի ավելի քիչ մայրցամաքային լինելը: Երկրի մակերևույթի վրա օդի միջին տարեկան ջերմաստիճանը +14°C է։

Եթե ​​տարբեր միջօրեականների վրա նշենք ամենաբարձր միջին տարեկան կամ ամսական ջերմաստիճանները և միացնենք դրանք, կստանանք գիծ ջերմային առավելագույնը,հաճախ կոչվում է նաև ջերմային հասարակած: Հավանաբար ավելի ճիշտ է ջերմային հասարակածը համարել տարվա կամ ցանկացած ամսվա ամենաբարձր նորմալ միջին ջերմաստիճաններով զուգահեռ (լայնական շրջան): Ջերմային հասարակածը չի համընկնում աշխարհագրականի հետ և «տեղաշարժված» է. դեպի հյուսիս։ Տարվա ընթացքում այն ​​շարժվում է հյուսիսային 20°-ից։ w. (հուլիսին) մինչև 0° (հունվարին): Ջերմային հասարակածի դեպի հյուսիս տեղափոխման մի քանի պատճառ կա՝ հյուսիսային կիսագնդի արևադարձային լայնություններում ցամաքի գերակշռությունը, ցրտի Անտարկտիդայի բևեռը և, հավանաբար, ամառային հարցերի տևողությունը (հարավային կիսագնդի ամառը ավելի կարճ է. )

Ջերմային գոտիներ.

Իզոթերմները ընդունվում են որպես ջերմային (ջերմաստիճանային) գոտիների սահմաններ։ Կան յոթ ջերմային գոտիներ.

տաք գոտի, գտնվում է հյուսիսային և հարավային կիսագնդերի տարեկան իզոթերմի +20° միջև. բարեխառն գոտիներ, հասարակածի կողմից սահմանափակվում է տարեկան +20° իզոթերմայով, բևեռի կողմից՝ ամենատաք ամսվա +10° իզոթերմայով.

երկու սառը գոտիներ, որը գտնվում է + 10° իզոթերմի և ամենատաք ամսվա միջև;

երկու ցրտահարության գոտիներ, որը գտնվում է բևեռների մոտ և սահմանափակվում է ամենատաք ամսվա 0° իզոթերմայով։ Հյուսիսային կիսագնդում սա Գրենլանդիան է և տարածությունը հյուսիսային բևեռի մոտ, հարավային կիսագնդում սա 60° հարավային զուգահեռականի տարածքն է: w.

Ջերմաստիճանային գոտիները կլիմայական գոտիների հիմքն են։Յուրաքանչյուր գոտու ներսում կա ջերմաստիճանների լայն տեսականի՝ կախված հիմքում ընկած մակերեսից: Ցամաքում ռելիեֆի ազդեցությունը ջերմաստիճանի վրա շատ մեծ է։ Յուրաքանչյուր 100 մ-ի համար ջերմաստիճանի փոփոխությունը բարձրության հետ նույնը չէ տարբեր ջերմաստիճանային գոտիներում: Ուղղահայաց գրադիենտը տրոպոսֆերայի ստորին կիլոմետրի շերտում տատանվում է 0°-ից Անտարկտիդայի սառցե մակերևույթի վրա մինչև 0,8° ամռանը արևադարձային անապատների վրա: Հետևաբար, միջին գրադիենտի միջոցով (6°/100 մ) ջերմաստիճանը մինչև ծովի մակարդակը նորմալացնելու մեթոդը երբեմն կարող է հանգեցնել կոպիտ սխալների: Ջերմաստիճանի փոփոխությունները բարձրության հետ կապված ուղղահայաց կլիմայական գոտիավորման պատճառ են հանդիսանում։

ՋՈՒՐԸ ՄԹՆՈԼՈՐՏՈՒՄ

Երկրի մթնոլորտը պարունակում է մոտ 14000 կմ 3 ջրային գոլորշի։ Ջուրը մթնոլորտ է մտնում հիմնականում Երկրի մակերեւույթից գոլորշիացման միջոցով։ Մթնոլորտում խոնավությունը խտանում է, տեղափոխվում օդային հոսանքներով և հետ է ընկնում երկրի մակերեսին։ Գոյություն ունի ջրի մշտական ​​ցիկլ, որը հնարավոր է դարձել նրա երեք վիճակներում (պինդ, հեղուկ և գոլորշի) լինելու և մի վիճակից մյուսը հեշտությամբ տեղափոխվելու ունակության շնորհիվ:

Օդի խոնավության բնութագրերը.

Բացարձակ խոնավություն -Մթնոլորտում ջրի գոլորշու պարունակությունը գրամներով 1 մ 3 օդում («ա»;):

Հարաբերական խոնավություն -փաստացի ջրի գոլորշու ճնշման հարաբերակցությունը հագեցվածության ճնշմանը` արտահայտված որպես տոկոս: Հարաբերական խոնավությունը բնութագրում է օդի հագեցվածության աստիճանը ջրային գոլորշիներով:

Խոնավության պակասը- տվյալ ջերմաստիճանում հագեցվածության բացակայություն.

Հալման ջերմաստիճան -ջերմաստիճանը, որով օդում ջրի գոլորշին հագեցնում է այն:

Գոլորշիացում և անկայունություն:Ջրային գոլորշին մթնոլորտ է ներթափանցում հիմքում ընկած մակերեսից գոլորշիացման (ֆիզիկական գոլորշիացում) և տրանսսպիրացիայի միջոցով։ Ֆիզիկական գոլորշիացման գործընթացը բաղկացած է ջրի արագ շարժվող մոլեկուլներից, որոնք հաղթահարում են սոսնձման ուժերը, դրանք կտրում են մակերեսից և տեղափոխվում մթնոլորտ: Որքան բարձր է գոլորշիացող մակերեսի ջերմաստիճանը, այնքան մոլեկուլներն ավելի արագ են շարժվում և այնքան շատ են դրանք մտնում մթնոլորտ։

Երբ օդը հագեցած է ջրի գոլորշիով, գոլորշիացման գործընթացը դադարում է:

Գոլորշիացման գործընթացը պահանջում է ջերմություն՝ 1 գ ջրի գոլորշիացման համար պահանջվում է 597 կկալ, 1 գ սառույցի գոլորշիացման համար՝ 80 կկալ ավելի։ Արդյունքում գոլորշիացող մակերեսի ջերմաստիճանը նվազում է։

Օվկիանոսից գոլորշիացումը բոլոր լայնություններում զգալիորեն ավելի մեծ է, քան ցամաքային գոլորշիացումը: Նրա առավելագույն արժեքը օվկիանոսի համար հասնում է տարեկան 3000 սմ-ի։ Արևադարձային լայնություններում օվկիանոսի մակերևույթից գոլորշիացման տարեկան քանակը ամենամեծն է և այն քիչ է փոխվում տարվա ընթացքում: Բարեխառն լայնություններում օվկիանոսից առավելագույն գոլորշիացումը տեղի է ունենում ձմռանը, բևեռային լայնություններում՝ ամռանը: Հողի մակերեսից գոլորշիացման առավելագույն արժեքները 1000 մմ են: Նրա տարբերությունները լայնություններում որոշվում են ճառագայթման հավասարակշռությամբ և խոնավությամբ: Ընդհանուր առմամբ, հասարակածից դեպի բևեռներ ուղղությամբ, ջերմաստիճանի նվազմանը համապատասխան, գոլորշիացումը նվազում է։

Գոլորշիացնող մակերեսի վրա բավարար քանակությամբ խոնավության բացակայության դեպքում գոլորշիացումը չի կարող մեծ լինել նույնիսկ բարձր ջերմաստիճանի և խոնավության հսկայական դեֆիցիտի դեպքում: Հնարավոր գոլորշիացում - անկայունություն- այս դեպքում այն ​​շատ մեծ է։ Ջրի մակերեսի վերևում գոլորշիացումը և գոլորշիացումը համընկնում են: Ցամաքի վրա գոլորշիացումը կարող է զգալիորեն ավելի քիչ լինել, քան գոլորշիացումը: Գոլորշիացումը բնութագրում է բավականաչափ խոնավությամբ հողից հնարավոր գոլորշիացման քանակությունը: Օդի խոնավության օրական և տարեկան փոփոխություն: Օդի խոնավությունը անընդհատ փոփոխվում է գոլորշիացող մակերեսի և օդի ջերմաստիճանի, գոլորշիացման և խտացման գործընթացների հարաբերակցության և խոնավության փոխանցման պատճառով:

Օդի բացարձակ խոնավության օրական տատանումներկարող է լինել պարզ կամ կրկնակի: Առաջինը համընկնում է ջերմաստիճանի ամենօրյա տատանումների հետ, ունի մեկ առավելագույն և մեկ նվազագույն և բնորոշ է բավարար խոնավություն ունեցող վայրերին։ Այն կարելի է դիտել օվկիանոսում, իսկ ձմռանը և աշնանը ցամաքում: Կրկնակի հարվածն ունի երկու առավելագույն և երկու նվազագույն և բնորոշ է սուշիին։ Առավոտյան նվազագույնը մինչև արևածագը բացատրվում է գիշերային ժամերին շատ քիչ գոլորշիացմամբ (կամ նույնիսկ առանց գոլորշիացմամբ): Ժամանումների աճով ճառագայթային էներգիաԱրևի գոլորշիացումը մեծանում է, բացարձակ խոնավությունառավելագույնը հասնում է ժամը 9-ի սահմաններում։ Արդյունքում, զարգացող կոնվեկցիան՝ խոնավության փոխանցումը վերին շերտերին, տեղի է ունենում ավելի արագ, քան դրա մուտքը օդ գոլորշիացող մակերևույթից, ուստի մոտավորապես ժամը 16։00-ին տեղի է ունենում երկրորդ նվազագույնը։ Երեկոյան կոնվեկցիան դադարում է, իսկ օրվա ընթացքում տաքացվող մակերևույթից գոլորշիացումը դեռ բավական ինտենսիվ է, և խոնավությունը կուտակվում է օդի ստորին շերտերում՝ ստեղծելով երկրորդ (երեկոյան) առավելագույնը մոտ 20-21 ժամվա ընթացքում:

Բացարձակ խոնավության տարեկան տատանումները նույնպես համապատասխանում են ջերմաստիճանի տարեկան փոփոխությանը։ Ամռանը բացարձակ խոնավությունը ամենաբարձրն է, ձմռանը՝ ամենացածրը։ Հարաբերական խոնավության օրական և տարեկան տատանումները գրեթե ամենուր հակադրվում են ջերմաստիճանի տատանմանը, քանի որ առավելագույն խոնավության պարունակությունն աճում է ավելի արագ, քան բացարձակ խոնավությունը ջերմաստիճանի բարձրացման հետ:

Հարաբերական խոնավության օրական առավելագույնը լինում է արևածագից առաջ, նվազագույնը՝ 15-16 ժամը։ Տարվա ընթացքում առավելագույն հարաբերական խոնավությունը սովորաբար տեղի է ունենում ամենաշատ ժամանակահատվածում ցուրտ ամիս, նվազագույնը՝ ամենաջերմը։ Բացառություն են կազմում այն ​​տարածքները, որտեղ ամռանը ծովից թաց քամիներ են փչում, իսկ ձմռանը՝ մայրցամաքից չոր քամիներ:

Օդի խոնավության բաշխում.Օդում խոնավության պարունակությունը հասարակածից դեպի բևեռներ ուղղությամբ ընդհանուր առմամբ նվազում է 18-20 մբ-ից մինչև 1-2: Առավելագույն բացարձակ խոնավությունը (ավելի քան 30 գ/մ3) գրանցվել է Կարմիր ծովում և գետի դելտայում։ Մեկոնգը, ամենաբարձր միջին տարեկանը (ավելի քան 67 գ/մ3) գտնվում է Բենգալյան ծոցում, ամենացածր միջին տարեկանը (մոտ 1 գ/մ3) և բացարձակ նվազագույնը (0,1 գ/մ3-ից պակաս)՝ Անտարկտիդայում: Հարաբերական խոնավությունը համեմատաբար քիչ է փոխվում լայնության փոփոխության հետ. օրինակ, 0-10° լայնություններում այն ​​առավելագույնը 85%, 30-40° - 70% և 60-70° - 80% լայնություններում: Հարաբերական խոնավության նկատելի նվազում է նկատվում միայն հյուսիսային և հարավային կիսագնդերի 30-40° լայնություններում։ Ամենաբարձր միջին տարեկան հարաբերական խոնավությունը (90%) դիտվել է Ամազոնի գետաբերանում, ամենացածրը (28%)՝ Խարտումում (Նեղոսի հովիտ):

Խտացում և սուբլիմացիա.Ջրային գոլորշով հագեցած օդում, երբ նրա ջերմաստիճանը նվազում է մինչև ցողի կետը կամ ավելանում է ջրային գոլորշիների քանակը. խտացում - ջուրը գոլորշի վիճակից անցնում է հեղուկ վիճակի: 0°C-ից ցածր ջերմաստիճանում ջուրը կարող է, շրջանցելով հեղուկ վիճակը, վերածվել պինդի։ Այս գործընթացը կոչվում է սուբլիմացիա։ Ե՛վ խտացում, և՛ սուբլիմացիա կարող են առաջանալ օդում խտացման միջուկների, երկրի և տարբեր առարկաների մակերեսի վրա: Երբ տակի մակերևույթից սառչող օդի ջերմաստիճանը հասնում է ցողի կետին, ցողը, սառնամանիքը, հեղուկ և պինդ նստվածքները, և սառնամանիքը նստում է դրանից սառը մակերեսի վրա:

Ռոզա -ջրի փոքրիկ կաթիլներ, որոնք հաճախ միաձուլվում են: Այն սովորաբար հայտնվում է գիշերը մակերեսին, ջերմության ճառագայթման արդյունքում սառչած բույսերի տերեւների վրա։ Բարեխառն լայնություններում ցողը գիշերում տալիս է 0,1-0,3 մմ, իսկ տարեկան 10-50 մմ խոնավություն։

Frost -կոշտ սպիտակ նստվածք. Այն ձևավորվում է նույն պայմաններում, ինչ ցողը, բայց 0°-ից ցածր ջերմաստիճանում (սուբլիմացիա)։ Երբ ցողը ձևավորվում է, թաքնված ջերմություն է արձակվում, երբ սառնամանիքը ձևավորվում է, ջերմությունը, ընդհակառակը, ներծծվում է:

Հեղուկ և պինդ ափսե -ջրի կամ սառույցի բարակ թաղանթ, որը ձևավորվում է ուղղահայաց մակերեսների վրա (պատեր, սյուներ և այլն), երբ սառը եղանակը փոխվում է տաք՝ խոնավ և տաք օդի սառեցված մակերեսի հետ շփման արդյունքում։

Frost -սպիտակ չամրացված նստվածք, որը նստում է ծառերի, լարերի և շենքերի անկյուններում խոնավությամբ հագեցած օդից 0°-ից ցածր ջերմաստիճանում: Երկրի մակերեսի վրա խիտ սառույցի շարունակական շերտ և տարբեր առարկաներ, որոնք հայտնվում են անձրևի կամ մառախուղի գերսառեցված կաթիլներ ընկնելիս: 0°-ից ցածր սառեցված մակերեսի վրա, որը կոչվում է սառույց.Սովորաբար առաջանում է աշնանը և գարնանը 0°, -5° ջերմաստիճանում։

Օդի մակերեսային շերտերում խտացման կամ սուբլիմացիայի արգասիքների (ջրի կաթիլներ, սառցե բյուրեղներ) կուտակումը կոչվում է. մառախուղկամ մշուշ.Մառախուղը և մշուշը տարբերվում են կաթիլների չափսերով և առաջացնում են տարբեր աստիճանի տեսանելիության նվազում: Մառախուղի ժամանակ տեսանելիությունը 1 կմ կամ պակաս է, մառախուղում՝ 1 կմ-ից ավելի: Քանի որ կաթիլները մեծանում են, մշուշը կարող է վերածվել մառախուղի: Կաթիլների մակերևույթից խոնավության գոլորշիացումը կարող է հանգեցնել մառախուղի վերածվելու մշուշի:

Եթե ​​ջրի գոլորշիների խտացում (կամ սուբլիմացիա) տեղի է ունենում մակերևույթից որոշակի բարձրության վրա, ամպեր. Նրանք տարբերվում են մառախուղից մթնոլորտում իրենց դիրքով, ֆիզիկական կառուցվածքըև մի շարք ձևեր: Ամպերի առաջացումը հիմնականում պայմանավորված է բարձրացող օդի ադիաբատիկ սառեցմամբ։ Բարձրանալով և աստիճանաբար սառչելով՝ օդը հասնում է այն սահմանին, որտեղ նրա ջերմաստիճանը հավասար է ցողի կետին։ Այս սահմանը կոչվում է կոնդենսացիայի մակարդակը.Ավելի բարձր, կոնդենսացիոն միջուկների առկայության դեպքում սկսվում է ջրային գոլորշիների խտացում և կարող են առաջանալ ամպեր։ Այսպիսով, ամպի հիմքը գործնականում համընկնում է խտացման մակարդակի հետ: Ամպերի վերին սահմանը որոշվում է կոնվեկցիայի մակարդակով՝ բարձրացող օդային հոսանքների տարածման սահմանով։ Այն հաճախ համընկնում է ուշացման շերտերի հետ:

Բարձր բարձրություններում, որտեղ բարձրացող օդի ջերմաստիճանը 0°-ից ցածր է, ամպի մեջ հայտնվում են սառցե բյուրեղներ։ Բյուրեղացումը սովորաբար տեղի է ունենում -10°C, -15°C ջերմաստիճաններում: Ամպի մեջ հեղուկ և պինդ տարրերի տեղակայման միջև չկա սուր սահման, կան հաստ անցումային շերտեր: Ամպը կազմող ջրի կաթիլներն ու սառույցի բյուրեղները բարձրացող հոսանքների միջոցով բարձրանում են դեպի վեր և կրկին ընկնում գրավիտացիայի ազդեցության տակ։ Կոնդենսացիայի սահմանից ցածր ընկած կաթիլները կարող են գոլորշիանալ: Կախված որոշ տարրերի գերակշռությունից՝ ամպերը բաժանվում են ջրի, սառույցի և խառը։

Մերմենամպերը կազմված են ջրի կաթիլներից։ Բացասական ջերմաստիճանի դեպքում ամպի կաթիլները գերսառչում են (մինչև -30°C): Կաթիլների շառավիղը ամենից հաճախ 2-ից 7 մկմ է, հազվադեպ՝ մինչև 100 միկրոն։ 1 սմ 3 ջրային ամպի մեջ կան մի քանի հարյուր կաթիլներ։

Սառցեամպերը պատրաստված են սառցե բյուրեղներից:

Խառըպարունակում են միաժամանակ տարբեր չափերի ջրի կաթիլներ և սառցե բյուրեղներ: Տաք սեզոնին ջրային ամպեր են առաջանում հիմնականում տրոպոսֆերայի ստորին շերտերում, խառը ամպեր՝ միջին շերտերում, իսկ սառցե ամպեր՝ վերին շերտերում։ Ամպերի ժամանակակից միջազգային դասակարգումը հիմնված է նրանց բաժանման վրա ըստ բարձրության և տեսքը.

Կախված իրենց տեսքից և բարձրությունից՝ ամպերը բաժանվում են 10 սեռերի.

Ես ընտանիք (վերին աստիճան).

1-ին սերունդ Ցիռուս (C) -առանձին նուրբ ամպեր՝ թելքավոր կամ թելիկ, առանց «ստվերների», սովորաբար սպիտակ, հաճախ փայլուն։

2-րդ տեսակ. Cirrocumulus (Cc) -թափանցիկ փաթիլների և առանց ստվերների գնդերի շերտեր և գագաթներ:

3-րդ տեսակ. Ցիրոստրատուս (Cs) - բարակ, սպիտակ, կիսաթափանցիկ շղարշ:

Վերին մակարդակի բոլոր ամպերը սառցակալած են:

II ընտանիք (միջին աստիճան).

4-րդ տեսակ. Altocumulus(Ակ) - սպիտակ թիթեղների և գնդերի շերտեր կամ սրածայրեր, լիսեռներ: Կազմված է ջրի փոքրիկ կաթիլներից։

5-րդ տեսակ. Altostratified(Ինչպես) - մոխրագույն գույնի հարթ կամ թեթևակի ալիքաձև շղարշ: Վերաբերում է խառը ամպերին։

III ընտանիք (ստորին աստիճան).

6-րդ սերունդ Stratocumulus(Sc) - մոխրագույն գույնի բլոկների և լիսեռների շերտեր և եզրեր: Կազմված է ջրի կաթիլներից։

7-րդ սերունդ Շերտավոր(Սբ) - մոխրագույն ամպերի շղարշ: Սովորաբար դրանք ջրային ամպեր են:

8-րդ սերունդ Նիմբոստրատուս(Նս) - անձև մոխրագույն շերտ: Հաճախ «այդ ամպերը ուղեկցվում են տակ գտնվող կոտրված անձրևային ամպերով (Fn),

Նիմբոստրատուսի խառը ամպեր.

IV ընտանիք (ուղղահայաց զարգացման ամպեր).

9-րդ սերունդ Կումուլուս(Si) -խիտ ամպերի փչում և կույտ՝ գրեթե հորիզոնական հիմքով: Կումուլուսային ամպերը ջրային են, պոկված ծայրերով կուտակված ամպերը կոչվում են ֆրակտոկումուլուս (Fc).

10-րդ սերունդ Կումուլոնիմբուս(Սբ) -խիտ ամպեր՝ զարգացած ուղղահայաց, ստորին հատվածում՝ ջրով, վերինում՝ սառույցով։

Ամպերի բնույթը և ձևը որոշվում են այնպիսի գործընթացներով, որոնք առաջացնում են օդի սառեցում, ինչը հանգեցնում է ամպերի ձևավորմանը: Որպես արդյունք կոնվեկցիա,զարգանում է անհամասեռ մակերեսի տաքացման ժամանակ, ձևավորվում են կուտակային ամպեր (IV ընտանիք): Նրանք տարբերվում են կախված կոնվեկցիայի ինտենսիվությունից և խտացման մակարդակի դիրքից. որքան ինտենսիվ է կոնվեկցիան, այնքան բարձր է դրա մակարդակը, այնքան մեծ է կուտակված ամպերի ուղղահայաց ուժը:

Երբ տաք և սառը օդային զանգվածները հանդիպում են, տաք օդը միշտ ձգտում է բարձրանալ սառը օդի վրա: Երբ այն բարձրանում է, ադիաբատիկ սառեցման արդյունքում առաջանում են ամպեր։ Եթե ​​տաք օդը դանդաղորեն բարձրանում է մի փոքր թեքված (1-2 կմ 100-200 կմ հեռավորության վրա) ինտերֆեյսի երկայնքով տաք և սառը զանգվածների միջև (վերընթաց սահելու գործընթաց), ապա ձևավորվում է շարունակական ամպային շերտ, որը ձգվում է հարյուրավոր կիլոմետրերով (700-): 900 կմ): Հատկանշական ամպային համակարգ է հայտնվում. ներքևում հաճախ կոտրված անձրևային ամպեր են (Fn), նրանց վերևում - nimbostratus (Նս), ավելի բարձր - բարձրաշերտ (Ինչպես), cirrostratus (Cs) և cirrus ամպեր (ՀԵՏ):

Երբ տաք օդը էներգետիկորեն դեպի վեր է մղվում դրա տակով հոսող սառը օդի միջոցով, ձևավորվում է մեկ այլ ամպային համակարգ: Քանի որ շփման պատճառով սառը օդի մակերևութային շերտերը ավելի դանդաղ են շարժվում, քան վերին շերտերը, դրա ստորին մասում միջերեսը կտրուկ թեքվում է, տաք օդը բարձրանում է գրեթե ուղղահայաց, և դրա մեջ հայտնվում են կուտակային ամպեր: (Cb):Եթե ​​վերևում նկատվում է տաք օդի սահում սառը օդի վրայով, ապա զարգանում են նիմբոստրատ, ալտոստրատ և ցիրոստրատուս ամպեր (ինչպես առաջին դեպքում): Եթե ​​դեպի վեր սահելը դադարում է, ամպեր չեն առաջանում։

Ամպերը, որոնք առաջանում են, երբ տաք օդը բարձրանում է սառը օդի վրա, կոչվում են ճակատային.Եթե ​​օդի բարձրացումը պայմանավորված է նրա հոսքով դեպի լեռների և բլուրների լանջեր, ապա առաջացող ամպերը կոչվում են. օրոգրաֆիկ.Ինվերսիոն շերտի ստորին սահմանում, բաժանելով օդի ավելի խիտ և ավելի քիչ խիտ շերտերը, առաջանում են ալիքներ մի քանի հարյուր մետր երկարությամբ և 20-50 մ բարձրությամբ: Ամպերի ձևավորումը չի առաջանում լեռնաշղթաների միջև ընկած իջվածքներում: Ահա թե ինչպես են առաջանում միմյանց զուգահեռ երկար շերտեր կամ լիսեռներ ալիքային ամպեր.Կախված իրենց գտնվելու վայրի բարձրությունից՝ դրանք կամ ալտոկումուլուս են կամ ստրատոկումուլուս։

Եթե ​​մինչև ալիքի շարժումը մթնոլորտում արդեն կային ամպեր, ապա դրանք ավելի խիտ են դառնում ալիքների գագաթներում և նվազում են խտությունը իջվածքներում: Արդյունքն այն է, որ հաճախ նկատվում է ավելի մուգ և բաց ամպերի շերտերի փոփոխություն: Մեծ տարածության վրա օդի խառնաշփոթով, օրինակ, ծովից ցամաք տեղափոխելիս մակերեսի վրա շփման ավելացման արդյունքում ձևավորվում է ամպերի շերտ, որը բնութագրվում է անհավասար հաստությամբ։ տարբեր մասերև նույնիսկ կոտրվում է: Ձմռանը և աշնանը գիշերը ճառագայթման միջոցով ջերմության կորուստը օդում առաջացնում է ամպերի ձևավորում՝ ջրային գոլորշիների մեծ պարունակությամբ։ Քանի որ այս գործընթացը ընթանում է հանգիստ և շարունակաբար, ամպերի շարունակական շերտ է առաջանում, որը հալչում է օրվա ընթացքում։

Փոթորիկ.Ամպերի առաջացման գործընթացը միշտ ուղեկցվում է էլեկտրաֆիկացմամբ և ամպերում անվճար լիցքերի կուտակմամբ։ Էլեկտրականացում նկատվում է նույնիսկ փոքր կուտակային ամպերի մեջ, սակայն այն հատկապես ինտենսիվ է ուղղահայաց զարգացման հզոր կուտակային ամպերի դեպքում՝ վերին մասում ցածր ջերմաստիճաններով (t.

Էլեկտրական արտանետումները տեղի են ունենում ամպի տարբեր լիցքերով հատվածների միջև կամ ամպի և գետնի միջև. կայծակ,ուղեկցվում է ամպրոպ.Ամպրոպ է։ Ամպրոպի տեւողությունը առավելագույնը մի քանի ժամ է։ Ամեն ժամ Երկրի վրա մոտ 2000 ամպրոպ է տեղի ունենում: Ամպրոպի առաջացման համար բարենպաստ պայմաններ են ուժեղ կոնվեկցիան և ամպերի բարձր ջրայնությունը։ Հետևաբար, ամպրոպները հատկապես հաճախ են լինում ցամաքում՝ արևադարձային լայնություններում (տարեկան մինչև 150 օր՝ ամպրոպներով), բարեխառն լայնություններում՝ ցամաքի վրա՝ ամպրոպներով տարեկան 10-30 օր, ծովում՝ 5-10: Բևեռային շրջաններում ամպրոպները շատ հազվադեպ են լինում։

Լույսի երևույթներ մթնոլորտում.Անդրադարձի արդյունքում լույսի ճառագայթների բեկումը և ցրումը հայտնվում են ամպերի, լուսապսակների, պսակների և ծիածանի կաթիլներում և սառցե բյուրեղներում։

Հալո - դրանք շրջանակներ են, աղեղներ, լույսի բծեր (կեղծ արևներ), գունավոր և անգույն, որոնք հայտնվում են վերին աստիճանի սառցե ամպերի մեջ, առավել հաճախ՝ ցիրոստրատուսում: Հալոի բազմազանությունը կախված է սառցե բյուրեղների ձևից, դրանց կողմնորոշումից և շարժումից. Կարևորը Արեգակի բարձրությունն է հորիզոնից վեր:

Պսակներ -թեթև, մի փոքր գունավոր օղակներ, որոնք շրջապատում են Արևը կամ Լուսինը, որոնք տեսանելի են ջրային բարակ ամպերի միջով: Լուսատուին կից կարող է լինել մեկ պսակ (հալո), և կարող են լինել մի քանի «լրացուցիչ օղակներ», որոնք բաժանված են ընդմիջումներով: Յուրաքանչյուր պսակ ունի կապույտ ներքին կողմը դեպի լուսատու, և կարմիր արտաքին կողմը: Պսակների առաջացման պատճառը լույսի դիֆրակցիան է, երբ այն անցնում է ամպի կաթիլների և բյուրեղների միջև։ Պսակի չափը կախված է կաթիլների և բյուրեղների չափերից՝ որքան մեծ են կաթիլները (բյուրեղները), այնքան փոքր է պսակը և հակառակը։ Եթե ​​ամպի տարրերը մեծանում են ամպի մեջ, թագի շառավիղը աստիճանաբար նվազում է, երբ ամպի տարրերի չափը նվազում է (գոլորշիացում), այն մեծանում է: Արեգակի կամ Լուսնի շուրջ մեծ սպիտակ պսակները, «կեղծ արևները», սյուները շարունակական լավ եղանակի նշաններ են:

Ծիածանտեսանելի արևային ամպի ֆոնին, որից անձրևի կաթիլներ են թափվում։ Թեթև աղեղ է՝ ներկված սպեկտրալ գույներով՝ աղեղի արտաքին եզրը կարմիր է, ներքինը՝ մանուշակագույն։ Այս աղեղը շրջանագծի մի մասն է, որի կենտրոնը միացված է «առանցքով» (մեկ ուղիղ գիծ) դիտորդի աչքով և արեգակնային սկավառակի կենտրոնով։ Եթե ​​Արևը գտնվում է հորիզոնից ցածր, դիտորդը տեսնում է կես շրջան, եթե Արևը ծագում է, աղեղը փոքրանում է, քանի որ շրջանագծի կենտրոնն ընկնում է հորիզոնից ներքև: Երբ արևի բարձրությունը >42° է, ծիածանը չի երևում: Ինքնաթիռից դուք կարող եք դիտել ծիածանը գրեթե ամբողջական շրջանի տեսքով:

Բացի հիմնական ծիածանը, կան երկրորդական, մի փոքր գունավոր: Ծիածանը ձևավորվում է ջրի կաթիլներում արևի լույսի բեկման և արտացոլման արդյունքում: Կաթիլների վրա թափվող ճառագայթները կաթիլներից դուրս են գալիս շեղվող, գունավորված, և դիտորդն այսպես է տեսնում դրանք։ Երբ ճառագայթները կաթիլով երկու անգամ բեկվում են, առաջանում է երկրորդական ծիածան։ Ծիածանի գույնը, լայնությունը և երկրորդական աղեղների տեսակը կախված են կաթիլների չափից։ Խոշոր կաթիլները առաջացնում են ավելի փոքր, բայց ավելի պայծառ ծիածան; քանի որ կաթիլները նվազում են, ծիածանը դառնում է ավելի լայն, նրա գույները դառնում են մշուշոտ. շատ փոքր կաթիլներով այն գրեթե սպիտակ է: Լույսի երևույթները մթնոլորտում, որոնք առաջանում են կաթիլների և բյուրեղների ազդեցության տակ լույսի ճառագայթների փոփոխության հետևանքով, հնարավորություն են տալիս դատել ամպերի կառուցվածքի և վիճակի մասին և կարող են օգտագործվել եղանակի կանխատեսումների մեջ:

Ամպամածություն, օրական և տարեկան ցիկլ, ամպերի բաշխում:

Ամպամածություն - երկնքի ծածկվածության աստիճանը ամպերով. 0 - պարզ երկինք, 10 - ամբողջովին ամպամած, 5 - երկնքի կեսը ծածկված է ամպերով, 1 - ամպերը ծածկում են երկնքի 1/10-ը և այլն: Միջին ամպամածությունը հաշվարկելիս. Օգտագործվում են նաև միավորի տասներորդները, օրինակ՝ 0,5 5,0, 8,7 և այլն։ Ցամաքի վրա ամպամածության ամենօրյա փոփոխության դեպքում հայտնաբերվում է երկու առավելագույնը՝ վաղ առավոտյան և ցերեկը: Առավոտյան ջերմաստիճանի նվազումը և օդի հարաբերական խոնավության բարձրացումը նպաստում են շերտավոր ամպերի առաջացմանը, կեսօրից հետո կոնվեկցիայի զարգացման պատճառով առաջանում են կուտակային ամպեր։ Ամռանը ցերեկային առավելագույնն ավելի արտահայտված է, քան առավոտյան։ Ձմռանը գերակշռում են շերտավոր ամպերը, իսկ առավելագույն ամպամածությունը տեղի է ունենում առավոտյան և գիշերային ժամերին։ Օվկիանոսում ամպամածության ամենօրյա տատանումները հակառակն են ցամաքի վրա դրա տատանումների. առավելագույն ամպամածությունը տեղի է ունենում գիշերը, նվազագույնը՝ ցերեկը։

Ամպամածության տարեկան ցիկլը շատ բազմազան է։ Ցածր լայնություններում ամպամածությունը էապես չի փոխվում տարվա ընթացքում։ Մայրցամաքներում կոնվեկցիոն ամպերի առավելագույն զարգացումը տեղի է ունենում ամռանը: Ամառային առավելագույն ամպամածությունը դիտվում է մուսոնների զարգացման տարածքում, ինչպես նաև օվկիանոսների վրա՝ բարձր լայնություններում։ Ընդհանուր առմամբ, գոտիականությունը նկատելի է Երկրի վրա ամպամածության բաշխման մեջ, որը որոշվում է հիմնականում օդի գերակշռող շարժմամբ՝ նրա բարձրացումով կամ անկմամբ։ Նշվում է երկու առավելագույնը՝ հասարակածից վեր՝ խոնավ օդի հզոր դեպի վեր շարժումների պատճառով և 60-70°-ից բարձր Հետ.և Ս. բարեխառն լայնություններում գերակշռող ցիկլոններում օդի բարձրացման հետ կապված։ Ցամաքի վրա ավելի քիչ ամպամածություն կա, քան օվկիանոսում, և դրա գոտիականությունը ավելի քիչ է արտահայտված: Ամպամածության նվազագույն չափը սահմանափակվում է հարավային 20-30°-ով: և ս. w. և դեպի բևեռներ; դրանք կապված են օդի վայրէջքի հետ:

Ամբողջ Երկրի համար տարեկան միջին ամպամածությունը 5,4 է; հողի վրա 4.9; օվկիանոսի վրայով 5.8. Միջին տարեկան նվազագույն ամպամածությունը գրանցվել է Ասուանում (Եգիպտոս) 0,5։ Առավելագույն միջին տարեկան ամպամածությունը (8,8) դիտվել է Սպիտակ ծովում; Ատլանտյան և Խաղաղ օվկիանոսների հյուսիսային շրջանները և Անտարկտիդայի ափերը բնութագրվում են մեծ ամպերով։

Ամպերը շատ կարևոր դեր են խաղում աշխարհագրական ծրար. Նրանք կրում են խոնավություն և կապված են տեղումների հետ։ Ամպածածկույթն արտացոլում և ցրում է արևի ճառագայթումը և միևնույն ժամանակ հետաձգում է երկրի մակերևույթից ջերմային ճառագայթումը, կարգավորելով օդի ստորին շերտերի ջերմաստիճանը. առանց ամպերի օդի ջերմաստիճանի տատանումները շատ կտրուկ կդառնան։

Տեղումներ. Մթնոլորտային տեղումներկոչվում է ջուր, որը մթնոլորտից իջել է անձրևի, անձրևի, ձավարեղենի, ձյան և կարկուտի տեսքով։ Տեղումները հիմնականում ընկնում են ամպերից, բայց ամեն ամպ չէ, որ տեղումներ է արտադրում։ Ամպի մեջ ջրի կաթիլները և սառույցի բյուրեղները շատ փոքր են, դրանք հեշտությամբ պահվում են օդի կողմից, և նույնիսկ թույլ բարձրացող հոսանքները դրանք տանում են դեպի վեր: Որպեսզի տեղումներ ձևավորվեն, ամպի տարրերը պետք է այնքան մեծանան, որպեսզի հաղթահարեն բարձրացող հոսանքները և օդի դիմադրությունը: Ամպային որոշ տարրերի մեծացումն առաջանում է մյուսների հաշվին, նախ՝ կաթիլների միաձուլման և բյուրեղների կպչման արդյունքում, և երկրորդ, և սա ամենակարևորն է՝ ամպային որոշ տարրերի գոլորշիացման արդյունքում՝ ցրված. ջրի գոլորշիների փոխանցում և խտացում ուրիշների վրա:

Կաթիլների կամ բյուրեղների բախումը տեղի է ունենում այն ​​ժամանակ, երբ դրանք շարժվում են պատահական (պղտոր) կամ երբ ընկնում են տարբեր արագությամբ։ Միաձուլման գործընթացը խոչընդոտվում է կաթիլների մակերեսին օդի թաղանթով, որի հետևանքով բախվող կաթիլները ցատկում են, ինչպես նաև նույնանուն կաթիլները: էլեկտրական լիցքեր. Ամպային որոշ տարրերի աճը մյուսների հաշվին ջրային գոլորշիների ցրված տեղափոխման պատճառով հատկապես ինտենսիվ է խառը ամպերում։ Քանի որ ջրի վրա առավելագույն խոնավության պարունակությունը ավելի մեծ է, քան սառույցի վրա, ամպի մեջ սառցե բյուրեղների համար ջրային գոլորշիները կարող են հագեցնել տարածությունը, մինչդեռ ջրի կաթիլների համար հագեցվածություն չի լինի: Արդյունքում կաթիլները կսկսեն գոլորշիանալ, իսկ բյուրեղները արագ կաճեն՝ իրենց մակերեսի վրա խոնավության խտացման պատճառով։

Եթե ​​ջրի ամպի մեջ կան տարբեր չափերի կաթիլներ, ապա ջրի գոլորշին սկսում է շարժվել դեպի ավելի մեծ կաթիլներ և դրանց աճ: Բայց քանի որ այս գործընթացը շատ դանդաղ է ընթանում, շատ փոքր (0,05-0,5 մմ տրամագծով) կաթիլներ են ընկնում ջրային ամպերից (stratus, stratocumulus): Կառուցվածքով միատարր ամպերը սովորաբար տեղումներ չեն առաջացնում։ Պայմանները հատկապես բարենպաստ են ուղղահայաց զարգացման ամպերում տեղումների առաջացման համար։ Նման ամպի ստորին հատվածում ջրի կաթիլներ են, վերին մասում՝ սառցե բյուրեղներ, միջանկյալ գոտում՝ գերսառեցված կաթիլներ և բյուրեղներ։

Հազվագյուտ դեպքերում՝ շատ խոնավ օդում մեծ քանակությամբխտացման միջուկներ, կարող եք դիտել առանձին անձրևի կաթիլների տեղումներ առանց ամպերի: Անձրևի կաթիլներն ունեն 0,05-ից 7 մմ տրամագիծ (միջինը՝ 1,5 մմ), ավելի մեծ կաթիլները քայքայվում են օդում։ Ձևավորվում են մինչև 0,5 մմ տրամագծով կաթիլներ ցողել.

Կաթիլային կաթիլների անկումը աչքի համար աննկատ է։ Որքան մեծ է իրական անձրևը, այնքան ավելի ուժեղ են բարձրացող օդային հոսանքները, որոնք հաղթահարվում են իջնող կաթիլներով: 4 մ/վրկ բարձրացող օդի արագությամբ առնվազն 1 մմ տրամագծով կաթիլները թափվում են երկրի մակերևույթի վրա, նույնիսկ ամենամեծը: կաթիլները չեն կարողանում հաղթահարել բարձրացող հոսանքները 8 մ/վ արագությամբ: Անձրևի կաթիլների ջերմաստիճանը միշտ մի փոքր ցածր է օդի ջերմաստիճանից: Եթե ​​ամպից ընկնող սառույցի բյուրեղները օդում չեն հալվում, ապա դրանք ընկնում են մակերես պինդ տեղումներ(ձյուն, հացահատիկ, կարկուտ):

Ձյան փաթիլներԴրանք վեցանկյուն սառցե բյուրեղներ են՝ սուբլիմացիայի գործընթացում առաջացած ճառագայթներով։ Թաց ձյան փաթիլները կպչում են իրար՝ ձևավորելով ձյան փաթիլներ։ Ձյան կարկուտներն ենգնդաբյուրեղներ, որոնք առաջանում են սառույցի բյուրեղների պատահական աճից բարձր հարաբերական խոնավության պայմաններում (ավելի քան 100%)։ Եթե ​​ձյան կարկուտները ծածկված են բարակ սառցե շերտով, այն վերածվում է սառույցի կարկուտներ.

կարկուտընկնում է տաք սեզոնին հզոր կուլոնիմբուսի ամպերից . Կարկուտը սովորաբար երկար չի տևում։ Կարկտաքարերը առաջանում են ամպի մեջ սառցե հատիկների կրկնակի շարժման արդյունքում՝ ներքև և վեր։ Ընկնելով՝ հատիկները ընկնում են գերսառեցված ջրի կաթիլների գոտում և ծածկվում թափանցիկ սառցե շերտով. այնուհետև նրանք նորից բարձրանում են դեպի սառցե բյուրեղների գոտի, և դրանց մակերեսի վրա ձևավորվում է մանր բյուրեղների անթափանց շերտ:

Կարկտաքարն ունի ձյան միջուկ և մի շարք հերթափոխ թափանցիկ և անթափանց սառցե պատեր: Կարկուտի խեցիների քանակը և չափը կախված են նրանից, թե քանի անգամ է այն բարձրանում և իջնում ​​ամպի մեջ: Ամենից հաճախ ընկնում են 6-20 մմ տրամագծով կարկուտներ, երբեմն հանդիպում են նաև շատ ավելի մեծեր։ Կարկուտը սովորաբար տեղի է ունենում բարեխառն լայնություններում, բայց առավել ինտենսիվ կարկուտի դեպքերը տեղի են ունենում արևադարձային գոտիներում: Բևեռային շրջաններում կարկուտ չի տեղանում.

Տեղումների քանակը չափվում է ջրային շերտի հաստությամբ միլիմետրերով, որը կարող է ձևավորվել հորիզոնական մակերևույթի վրա տեղումների արդյունքում գոլորշիացման և հողի մեջ ներթափանցման բացակայության դեպքում: Ըստ ինտենսիվության (րոպեում տեղումների միլիմետրերի քանակը) տեղումները բաժանվում են թեթև, չափավոր և ուժեղ։ Տեղումների բնույթը կախված է դրա առաջացման պայմաններից։

Ծածկույթի տեղումներ,բնութագրվում է միատեսակությամբ և տևողությամբ, սովորաբար անձրևի տեսքով ընկնում են նիմբոստրատ ամպերից:

Անձրևբնութագրվում է ինտենսիվության արագ փոփոխություններով և կարճ տևողությամբ: Նրանք թափվում են կուտակված ամպերից անձրևի, ձյան և երբեմն անձրևի և կարկուտի տեսքով: Նշվել են մինչև 21,5 մմ/րոպե ինտենսիվությամբ մեկուսացված ցնցուղներ (Հավայի կղզիներ):

Կաթելընկնում է շերտավոր և ստրատոկումուլուս ամպերից: Դրանք կազմող կաթիլները (ցուրտ եղանակին` մանր բյուրեղներ) հազիվ տեսանելի են և օդում կախված են թվում:

Տեղումների օրական տատանումները համընկնում են ամպամածության օրական տատանումների հետ։ Տեղումների օրական տատանումների երկու տեսակ կա՝ մայրցամաքային և ծովային (ափամերձ): Մայրցամաքային տեսակունի երկու առավելագույն (առավոտյան և կեսօրին) և երկու նվազագույն (գիշերը և կեսօրից առաջ): Ծովային տեսակ- մեկ առավելագույնը (գիշերը) և մեկ նվազագույնը (ցերեկը): Տեղումների տարեկան ընթացքը տարբեր լայնական գոտիներում և նույն գոտու տարբեր մասերում տատանվում է։ Դա կախված է ջերմության քանակից, ջերմային ռեժիմից, օդի շարժից, ջրի ու ցամաքի բաշխումից, մեծ մասամբ՝ տեղագրությունից։ Տեղումների տարեկան ցիկլի ողջ բազմազանությունը չի կարող կրճատվել մի քանի տեսակների, սակայն կարելի է նշել. բնութագրերըտարբեր լայնությունների համար՝ թույլ տալով խոսել դրա գոտիականության մասին։ Հասարակածային լայնությունները բնութագրվում են երկու անձրևային եղանակներով (հավասարահավասարից հետո), որոնք բաժանված են երկու չոր եղանակներով։ Դեպի արևադարձային շրջաններ, փոփոխություններ են տեղի ունենում տարեկան տեղումների ռեժիմում, որոնք արտահայտվում են խոնավ եղանակների մերձեցմամբ և արևադարձային գոտիների մոտ դրանց միաձուլմամբ մեկ սեզոնի մեջ՝ հորդառատ անձրևներով, որը տևում է տարին 4 ամիս: Մերձարևադարձային լայնություններում (35-40°) կա նաև մեկ անձրևային սեզոն, բայց այն տեղի է ունենում ձմռանը։ Բարեխառն լայնություններում տեղումների տարեկան ընթացքը տատանվում է օվկիանոսում, մայրցամաքների ներսի և ափերի վրա: Ձմեռային տեղումները գերակշռում են օվկիանոսում, իսկ ամառային տեղումները՝ մայրցամաքներում։ Բևեռային լայնություններին բնորոշ են նաև ամառային տեղումները։ Տեղումների տարեկան ընթացքը յուրաքանչյուր դեպքում կարելի է բացատրել միայն մթնոլորտային շրջանառությունը հաշվի առնելով։

Տեղումները առավել առատ են հասարակածային լայնություններում, որտեղ տարեկան քանակդրանք գերազանցում են 1000-2000 մմ: Հասարակածային կղզիներում խաղաղ Օվկիանոսընկնում է տարեկան մինչև 4000-5000 մմ, իսկ արևադարձային կղզիների լեռների հողմային լանջերին՝ մինչև 10000 մմ։ Առատ տեղումները պայմանավորված են շատ խոնավ օդի հզոր կոնվեկտիվ հոսանքներով։ Հասարակածային լայնություններից հյուսիս և հարավ տեղումների քանակը նվազում է՝ հասնելով նվազագույնի 25-35° զուգահեռականի մոտ, որտեղ միջին տարեկան քանակը 500 մմ-ից ոչ ավելի է։ Մայրցամաքների ներքին և արևմտյան ափերին մի քանի տարի տեղ-տեղ անձրև չի լինում։ Բարեխառն լայնություններում տեղումները կրկին ավելանում են և միջինը կազմում են տարեկան 800 մմ; մայրցամաքների ինտերիերում դրանք ավելի քիչ են (տարեկան 500, 400 և նույնիսկ 250 մմ); օվկիանոսի ափերին ավելի շատ է (տարեկան մինչև 1000 մմ): Բարձր լայնություններում՝ ցածր ջերմաստիճաններով և օդում ցածր խոնավության պարունակությամբ, տարեկան տեղումները կազմում են

Առավելագույն միջին տարեկան տեղումները ընկնում են Չերապունջիում (Հնդկաստան)՝ մոտ 12270 մմ: Ամենաշատ տեղումները այնտեղ կազմում են մոտ 23000 մմ, ամենաքիչը՝ ավելի քան 7000 մմ։ Նվազագույն գրանցված միջին տարեկան տեղումները Ասուանում են (0):

Մեկ տարվա ընթացքում Երկրի մակերևույթին իջնող տեղումների ընդհանուր քանակը կարող է դրա վրա մինչև 1000 մմ բարձրությամբ շարունակական շերտ ձևավորել։

Ձյան ծածկոց.Ձյան ծածկույթը ձևավորվում է երկրի մակերևույթի վրա տեղացող ձյան պատճառով այն պահպանելու համար բավական ցածր պայմաններում: Այն բնութագրվում է բարձրությամբ և խտությամբ։

Ձյան ծածկույթի խորությունը՝ չափված սանտիմետրերով, կախված է մակերեսի միավորի վրա տեղումների քանակից, ձյան խտությունից (զանգվածի և ծավալի հարաբերակցությունը), տեղանքից, բուսական ծածկույթից և քամուց ձյուն. Բարեխառն լայնություններում ձյան ծածկույթի սովորական բարձրությունը 30-50 սմ է, Ռուսաստանում նրա ամենաբարձր բարձրությունը նշվում է Ենիսեյի ավազանի միջին հոսանքում՝ 110 սմ, լեռներում այն ​​կարող է հասնել մի քանի մետրի:

Ունենալով մեծ ալբեդո և բարձր ճառագայթում, ձյան ծածկը օգնում է նվազեցնել օդի մակերեսային շերտերի ջերմաստիճանը, հատկապես պարզ եղանակին: Նվազագույնը և առավելագույն ջերմաստիճաններձյան ծածկույթի վերևում օդը ավելի ցածր է, քան նույն պայմաններում, բայց դրա բացակայության դեպքում:

Բևեռային և բարձր լեռնային շրջաններում մշտական ​​ձնածածկ է։ Բարեխառն լայնություններում դրա առաջացման տևողությունը տատանվում է կախված կլիմայական պայմանները. Ձյան ծածկը, որը պահպանվում է մեկ ամիս, կոչվում է կայուն: Նման ձյան ծածկույթը տարեկան ձևավորվում է Ռուսաստանի մեծ մասում: Հեռավոր հյուսիսում տեւում է 8-9 ամիս, կենտրոնական շրջաններում՝ 4-6, իսկ Ազովի եւ Սեւ ծովերի ափերին ձյան ծածկը անկայուն է։ Ձյան հալոցքը հիմնականում պայմանավորված է այլ տարածքներից եկող տաք օդի ազդեցության պատճառով: Ձյան ծածկույթի մոտ 36%-ը հալվում է արևի լույսի ազդեցության տակ։ Ջերմ անձրևը նպաստում է հալվելուն: Աղտոտված ձյունն ավելի արագ է հալվում։

Ձյունը ոչ միայն հալչում է, այլև գոլորշիանում չոր օդում։ Բայց ձյան ծածկույթի գոլորշիացումը պակաս կարևոր է, քան հալվելը:

Խոնավեցում.Մակերեւութային խոնավության պայմանները գնահատելու համար լիովին անբավարար է միայն տեղումների քանակն իմանալը: Նույն քանակությամբ տեղումների, բայց տարբեր գոլորշիացման դեպքում խոնավության պայմանները կարող են շատ տարբեր լինել: Խոնավացման պայմանները բնութագրելու համար օգտագործեք խոնավացման գործակից (K),որը ներկայացնում է տեղումների քանակի հարաբերակցությունը (r)դեպի անկայունություն (Ուտել)նույն ժամանակահատվածի համար։

Խոնավությունը սովորաբար արտահայտվում է որպես տոկոս, բայց կարող է արտահայտվել որպես կոտորակ: Եթե ​​տեղումների քանակը գոլորշիացումից քիչ է, այսինքն. TO 100%-ից պակաս (կամ TO 1-ից պակաս), խոնավությունը անբավարար է: ժամը TOԱվելի քան 100% խոնավացումը կարող է չափազանց մեծ լինել, բայց K = 100% -ով դա նորմալ է: Եթե ​​K = 10% (0.1) կամ 10% -ից պակաս, նրանք խոսում են չնչին խոնավության մասին:

Կիսաանապատներում Կ–ն 30% է, բայց 100% (100–150%)։

Տարվա ընթացքում Երկրի մակերեսին միջինը 511 հազար կմ 3 տեղումներ են ընկնում, որից 108 հազար կմ 3-ը (21%)՝ ցամաքում, մնացածը՝ օվկիանոսում։ Բոլոր տեղումների գրեթե կեսը ընկնում է 20°N-ի սահմաններում: w. և 20° հվ. w. Բևեռային շրջաններին բաժին է ընկնում տեղումների միայն 4%-ը։

Միջին հաշվով Երկրի մակերևույթից տարեկան գոլորշիանում է նույնքան ջուր, որքան ընկնում է դրա վրա։ Հիմնական «աղբյուրը». Մթնոլորտում խոնավությունը մերձարևադարձային լայնություններում գտնվող օվկիանոսն է, որտեղ մակերևույթի տաքացումը պայմաններ է ստեղծում տվյալ ջերմաստիճանում առավելագույն գոլորշիացման համար: Ցամաքի նույն լայնություններում, որտեղ գոլորշիացումը բարձր է, և գոլորշիանալու բան չկա, առաջանում են անջրանցիկ տարածքներ և անապատներ: Ընդհանուր առմամբ օվկիանոսի համար ջրի հաշվեկշիռը բացասական է (գոլորշիացումն ավելի շատ է, քան տեղումները), մինչդեռ ցամաքում այն ​​դրական է (գոլորշիացումն ավելի քիչ տեղումներ է): Ընդհանուր մնացորդը հավասարվում է «ավելցուկի» արտահոսքի միջոցով ջուրը ցամաքից դեպի օվկիանոս.

ռեժիմ մթնոլորտԵրկիրն ուսումնասիրվել է որպես... ազդեցություն ճառագայթման և ջերմայինռեժիմմթնոլորտ, եղանակի որոշում և... մակերեսներ. Մեծ մասը ջերմայինէներգիան, որը նա ստանում է մթնոլորտ, գալիս է հիմքում ընկածմակերեսներ ...

Նրա մեծությունն ու փոփոխությունը մակերեսի վրա, որն ուղղակիորեն տաքանում է արևի ճառագայթներից: Երբ տաքացվում է, այս մակերեսը ջերմություն է փոխանցում (երկար ալիքների տիրույթում) և՛ հիմքում գտնվող շերտերին, և՛ մթնոլորտին: Մակերեւույթն ինքնին կոչվում է ակտիվ մակերես.

Ջերմային հաշվեկշռի բոլոր տարրերի առավելագույն արժեքը դիտվում է կեսօրին մոտ: Բացառություն է կազմում հողի առավելագույն ջերմափոխանակությունը, որը տեղի է ունենում առավոտյան։ Ջերմային հաշվեկշռի բաղադրիչների օրական տատանումների առավելագույն ամպլիտուդները դիտվում են ամռանը, նվազագույնը՝ ձմռանը։

Մակերեւութային ջերմաստիճանի ցերեկային տատանումների դեպքում՝ չոր և բուսականությունից զուրկ, պարզ օրը առավելագույնը տեղի է ունենում հետո. 14 ժամ, իսկ նվազագույնը արևածագի մոտ է: Ամպամածությունը կարող է խաթարել ջերմաստիճանի ամենօրյա ռեժիմը՝ առաջացնելով մաքսիմումի և նվազագույնի տեղաշարժ: Մակերեւութային խոնավությունը և բուսականությունը մեծ ազդեցություն ունեն ջերմաստիճանի ընթացքի վրա։

Ցերեկային մակերևույթի առավելագույն ջերմաստիճանը կարող է լինել +80 o C կամ ավելի: Օրական տատանումները հասնում են 40 աստիճանի։ Ծայրահեղ արժեքների և ջերմաստիճանի ամպլիտուդների մեծությունը կախված է տեղանքի լայնությունից, տարվա եղանակից, ամպամածությունից, մակերեսի ջերմային հատկություններից, գույնից, կոպտությունից, բուսական ծածկույթի բնույթից և լանջի կողմնորոշումից (լքվածությունից):

Ակտիվ մակերևույթից ջերմության տարածումը կախված է հիմքում ընկած սուբստրատի բաղադրությունից և որոշվելու է դրա ջերմային հզորությամբ և ջերմահաղորդականությամբ: Մայրցամաքների մակերեսին հիմքում ընկած են հողը, օվկիանոսներում (ծովերում)՝ ջուրը։

Հողերը սովորաբար ավելի ցածր ջերմային հզորություն ունեն, քան ջուրը և ավելի մեծ ջերմային հաղորդունակություն: Այդ պատճառով նրանք ավելի արագ են տաքանում և սառչում, քան ջուրը։

Շերտից շերտ ջերմություն փոխանցելու համար ժամանակ է պահանջվում, իսկ օրվա ընթացքում առավելագույն և նվազագույն ջերմաստիճանի արժեքների առաջացման պահերը յուրաքանչյուր 10 սմ-ի համար հետաձգվում են մոտ 3 ժամով: Որքան խորն է շերտը, այնքան քիչ ջերմություն է այն ստանում, և այնքան թույլ են ջերմաստիճանի տատանումները: Ամեն 15 սմ-ի համար օրական ջերմաստիճանի տատանումների ամպլիտուդը խորության հետ նվազում է 2 անգամ։ Միջին հաշվով մոտ 1 մ խորության վրա հողի ջերմաստիճանի ամենօրյա տատանումները «մեռնում են»։ Այն շերտը, որում նրանք կանգ են առնում, կոչվում է մշտական ​​օրական ջերմաստիճանի շերտ.

Որքան երկար է ջերմաստիճանի տատանումների շրջանը, այնքան դրանք ավելի խորն են տարածվում։ Այսպիսով, միջին լայնություններում հաստատուն տարեկան ջերմաստիճանի շերտը գտնվում է 19-20 մ խորության վրա, բարձր լայնություններում՝ 25 մ խորության վրա, իսկ արևադարձային լայնություններում, որտեղ տարեկան ջերմաստիճանի ամպլիտուդները փոքր են՝ խորության վրա։ 5-10 մ Տարիների ընթացքում առավելագույն և նվազագույն ջերմաստիճանների առաջացման պահերը մետրի վրա միջինը 20-30 օրով հետաձգվում են:

Տարեկան մշտական ​​ջերմաստիճանի շերտում ջերմաստիճանը մոտ է մակերևույթից բարձր օդի միջին տարեկան ջերմաստիճանին։

ՀԻՄՆԱԿԱՆ ՄԱԿԵՐԵՎՈՒԹՅԱՆ ԵՎ ՄԹՆՈԼՈՐՏԻ ՋԵՐՄԱՅԻՆ ՌԵԺԻՄԸ

Այն մակերեսը, որն ուղղակիորեն տաքանում է արևի ճառագայթներից և ջերմություն է հաղորդում տակի շերտերին և օդին, կոչվում է. ակտիվ.Ակտիվ մակերեսի ջերմաստիճանը, դրա արժեքը և փոփոխությունները (օրական և տարեկան տատանումները) որոշվում են ջերմային հաշվեկշռով։

Ջերմային հաշվեկշռի գրեթե բոլոր բաղադրիչների առավելագույն արժեքը դիտվում է կեսօրին մոտ: Բացառություն է կազմում հողի առավելագույն ջերմափոխանակությունը, որը տեղի է ունենում առավոտյան։

Ջերմային հաշվեկշռի բաղադրիչների ամենօրյա տատանումների առավելագույն ամպլիտուդները դիտվում են ամռանը, նվազագույնը՝ ձմռանը։ Մակերեւույթի ջերմաստիճանի ցերեկային փոփոխության դեպքում՝ չոր և բուսականությունից զուրկ, պարզ օրը առավելագույնը տեղի է ունենում 13 ժամ հետո, իսկ նվազագույնը՝ արևածագի մոտ։ Ամպամածությունը խաթարում է մակերեսի ջերմաստիճանի ճիշտ ընթացքը և առաջացնում մաքսիմումի և նվազագույնի պահերի տեղաշարժ: Մակերեւութային ջերմաստիճանի վրա մեծ ազդեցություն ունի դրա խոնավությունը և բուսական ծածկույթը: Ցերեկային մակերևույթի առավելագույն ջերմաստիճանը կարող է լինել +80°C կամ ավելի: Օրական տատանումները հասնում են 40°-ի։ Դրանց մեծությունը կախված է տեղանքի լայնությունից, տարվա եղանակից, ամպամածությունից, մակերեսի ջերմային հատկություններից, գույնից, կոպտությունից, բուսածածկույթից, ինչպես նաև թեքությունների բացահայտումից։

Ակտիվ շերտի ջերմաստիճանի տարեկան տատանումները տարբեր լայնություններում տարբեր են։ Միջին և բարձր լայնություններում առավելագույն ջերմաստիճանը սովորաբար դիտվում է հունիսին, նվազագույնը՝ հունվարին։ Ցածր լայնություններում ակտիվ շերտի ջերմաստիճանի տարեկան տատանումների ամպլիտուդները շատ փոքր են, ցամաքի միջին լայնություններում հասնում են 30°-ի։ Բարեխառն և բարձր լայնություններում մակերևույթի ջերմաստիճանի տարեկան տատանումները մեծապես ազդում են ձյան ծածկույթի վրա:

Շերտից շերտ ջերմություն փոխանցելու համար ժամանակ է պահանջվում, իսկ օրվա ընթացքում առավելագույն և նվազագույն ջերմաստիճանների առաջացման պահերը յուրաքանչյուր 10 սմ-ի համար ուշանում են մոտ 3 ժամով։ Եթե ​​մակերևույթի վրա ամենաբարձր ջերմաստիճանը եղել է մոտ 13: հիմքում ընկած շերտերը հաջորդաբար տաքացվում են ծածկողներից, յուրաքանչյուր շերտ կլանում է որոշակի քանակությամբ ջերմություն: Որքան խորն է շերտը, այնքան քիչ ջերմություն է այն ստանում, և այնքան թույլ են ջերմաստիճանի տատանումները դրա ներսում։ Ամեն 15 սմ-ի համար օրական ջերմաստիճանի տատանումների ամպլիտուդը խորության հետ նվազում է 2 անգամ։ Սա նշանակում է, որ եթե մակերեսի վրա ամպլիտուդը 16° է, ապա 15 սմ խորության վրա այն 8° է, իսկ 30 սմ խորության վրա՝ 4°։

Միջին հաշվով մոտ 1 մ խորության վրա հողի ջերմաստիճանի ամենօրյա տատանումները «մեռնում են»։ Այն շերտը, որում այս տատանումները գործնականում դադարում են, կոչվում է շերտ մշտական ​​օրական ջերմաստիճան:

Որքան երկար է ջերմաստիճանի տատանումների շրջանը, այնքան դրանք ավելի խորն են տարածվում։ Միջին լայնություններում տարեկան հաստատուն ջերմաստիճանի շերտը գտնվում է 19-20 մ խորության վրա, բարձր լայնություններում՝ 25 մ, արևադարձային լայնություններում տարեկան ջերմաստիճանի ամպլիտուդները փոքր են, իսկ հաստատուն տարեկան ամպլիտուդի շերտը գտնվում է ժ. խորությունը ընդամենը 5-10 մ. Տարվա ընթացքում առավելագույն ջերմաստիճանների և նվազագույն ջերմաստիճանների սկզբնավորման պահերը մեկ մետրի համար միջինը 20-30 օրով հետաձգվում են: Այսպիսով, եթե մակերեսի ամենացածր ջերմաստիճանը դիտվել է հունվարին, ապա 2 մ խորության վրա այն տեղի է ունենում մարտի սկզբին։ Դիտարկումները ցույց են տալիս, որ մշտական ​​տարեկան ջերմաստիճանի շերտում ջերմաստիճանը մոտ է մակերևույթից բարձր օդի միջին տարեկան ջերմաստիճանին:

Ջուրը, ունենալով ավելի մեծ ջերմային հզորություն և ավելի ցածր ջերմահաղորդականություն, քան ցամաքը, ավելի դանդաղ է տաքանում և ավելի դանդաղ ջերմություն է արձակում: Արևի որոշ ճառագայթներ, որոնք ընկնում են ջրի մակերեսին, կլանում են ամենավերին շերտը, իսկ որոշները թափանցում են զգալի խորություն՝ ուղղակիորեն տաքացնելով դրա որոշ շերտեր:

Ջրի շարժունակությունը հնարավոր է դարձնում ջերմության փոխանցումը։ Անհանգիստ խառնման պատճառով ջերմության փոխանցումը դեպի խորություն տեղի է ունենում 1000-10000 անգամ ավելի արագ, քան ջերմային հաղորդման միջոցով: Երբ ջրի մակերեսային շերտերը սառչում են, տեղի է ունենում ջերմային կոնվեկցիա, որն ուղեկցվում է խառնմամբ։ Օվկիանոսի մակերևույթի օրական ջերմաստիճանի տատանումները բարձր լայնություններում միջինում կազմում են ընդամենը 0,1°, բարեխառն լայնություններում՝ 0,4°, արևադարձային լայնություններում՝ 0,5°։ Այս թրթիռների ներթափանցման խորությունը 15-20 մ է: Տարեկան ջերմաստիճանի ամպլիտուդները օվկիանոսի մակերեսին տատանվում են 1°-ից հասարակածային լայնություններում մինչև 10,2° բարեխառն լայնություններում: Տարեկան ջերմաստիճանի տատանումները թափանցում են 200-300 մ խորություն Ջրային մարմիններում առավելագույն ջերմաստիճանի պահերը ցամաքի համեմատ հետաձգվում են: Առավելագույնը լինում է մոտ 15-16 ժամ, նվազագույնը՝ արևածագից 2-3 ժամ հետո։

Մթնոլորտի ստորին շերտի ջերմային ռեժիմը.

Օդը ջեռուցվում է հիմնականում ոչ թե ուղղակիորեն արևի ճառագայթներից, այլ դրա տակ գտնվող մակերևույթի միջոցով (ճառագայթման և ջերմահաղորդականության գործընթացները): Ջերմության մակերևույթից դեպի տրոպոսֆերայի ծածկող շերտեր փոխանցելու ամենակարևոր դերը տուրբուլենտն է. ջերմափոխանակություն և գոլորշիացման թաքնված ջերմության փոխանցում: Օդի մասնիկների պատահական շարժումը, որն առաջանում է դրա տակ գտնվող անհավասար տաքացվող մակերևույթի տաքացման հետևանքով, կոչվում է. ջերմային տուրբուլենտությունկամ ջերմային կոնվեկցիա.

Եթե ​​փոքր քաոսային շարժվող հորձանուտների փոխարեն սկսում են գերակշռել հզոր բարձրացող (ջերմային) և նվազ հզոր նվազող օդային շարժումները, ապա կոչվում է կոնվեկցիա. պատվիրել է.Մակերեւույթում տաքացվող օդը շտապում է դեպի վեր՝ փոխանցելով ջերմություն։ Ջերմային կոնվեկցիան կարող է զարգանալ միայն այնքան ժամանակ, քանի դեռ օդն ունի ավելի բարձր ջերմաստիճան, քան այն միջավայրի ջերմաստիճանը, որտեղ այն բարձրանում է (մթնոլորտի անկայուն վիճակ): Եթե ​​բարձրացող օդի ջերմաստիճանը պարզվի, որ հավասար է շրջակա միջավայրի ջերմաստիճանին, ապա բարձրացումը կդադարի (մթնոլորտի անտարբեր վիճակ); եթե օդը դառնա ավելի սառը, քան շրջակա միջավայրը, այն կսկսի իջնել (մթնոլորտի կայուն վիճակ):

Օդի բուռն շարժմամբ նրա մասնիկներն ավելի ու ավելի շատ են, շփվելով մակերեսի հետ, ստանում են ջերմություն և, բարձրանալով ու խառնվելով, տալիս այն այլ մասնիկների։ Մակերեւույթից օդի կողմից տուրբուլենցիայի միջոցով ստացվող ջերմության քանակը 400 անգամ ավելի է, քան ճառագայթման արդյունքում ստացված ջերմությունը, իսկ մոլեկուլային ջերմային հաղորդման միջոցով փոխանցման արդյունքում՝ գրեթե 500,000 անգամ։ Ջերմությունը մակերևույթից մթնոլորտ է փոխանցվում դրանից գոլորշիացված խոնավության հետ միասին, այնուհետև արտանետվում խտացման գործընթացով: Յուրաքանչյուր գրամ ջրի գոլորշի պարունակում է 600 կկալ գոլորշիացման թաքնված ջերմություն:

Բարձրացող օդում ջերմաստիճանը փոխվում է պայմանավորված ադիաբատիկգործընթաց, այսինքն՝ առանց շրջակա միջավայրի հետ ջերմության փոխանակման, ներքին գազի էներգիան աշխատանքի և աշխատանքը ներքին էներգիայի վերածելու պատճառով։ Քանի որ ներքին էներգիան համաչափ է գազի բացարձակ ջերմաստիճանին, տեղի է ունենում ջերմաստիճանի փոփոխություն։ Բարձրացող օդը ընդլայնվում է, արտադրում է աշխատանք, որը ծախսում է ներքին էներգիան, և նրա ջերմաստիճանը նվազում է։ Իջնող օդը, ընդհակառակը, սեղմվում է, ընդլայնման վրա ծախսվող էներգիան ազատվում է, և օդի ջերմաստիճանը բարձրանում է։

Չոր կամ ջրային գոլորշի պարունակող, բայց դրանով չհագեցված օդը բարձրանալիս ադիաբատիկորեն սառչում է 100 մ-ի համար 1°-ով: Ջրային գոլորշիներով հագեցած օդը, երբ բարձրանում է 100 մ-ով, սառչում է 1°-ից պակաս, քանի որ առաջանում է խտացում: դրա մեջ, ուղեկցվում է արտանետվող ջերմությամբ, մասամբ փոխհատուցելով ընդլայնման վրա ծախսված ջերմությունը:

Հագեցած օդի հովացման քանակը, երբ այն բարձրանում է 100 մ, կախված է օդի ջերմաստիճանից և մթնոլորտային ճնշումից և տատանվում է զգալի սահմաններում: Չհագեցած օդը, իջնելիս, 100 մ-ում տաքանում է 1°-ով, իսկ հագեցած օդը՝ ավելի փոքր քանակությամբ, քանի որ դրանում տեղի է ունենում գոլորշիացում, որը սպառում է ջերմությունը։ Բարձրացող հագեցած օդը սովորաբար կորցնում է խոնավությունը տեղումների միջոցով և դառնում չհագեցած: Իջնելիս այդպիսի օդը 100 մ-ի վրա տաքանում է 1°-ով։

Արդյունքում, վերելքի ժամանակ ջերմաստիճանի նվազումը պարզվում է, որ ավելի քիչ է, քան իջնելիս դրա աճը, իսկ օդը, որը բարձրանում է և հետո իջնում ​​նույն մակարդակով նույն ճնշման տակ, կունենա տարբեր ջերմաստիճաններ. վերջնական ջերմաստիճանը կլինի սկզբնականից բարձր: մեկ. Այս գործընթացը կոչվում է պսեւդոադիաբատիկ.

Քանի որ օդը տաքացվում է հիմնականում ակտիվ մակերեսից, մթնոլորտի ստորին շերտում ջերմաստիճանը, որպես կանոն, նվազում է բարձրության հետ։ Տրոպոսֆերայի համար ուղղահայաց գրադիենտը միջինում 0,6° է 100 մ-ի համար: Այն համարվում է դրական, եթե ջերմաստիճանը նվազում է բարձրության հետ, իսկ բացասական, եթե այն մեծանում է: Օդի ստորին, մակերեսային շերտում (1,5-2 մ) ուղղահայաց գրադիենտները կարող են շատ մեծ լինել։

Բարձրության հետ ջերմաստիճանի բարձրացումը կոչվում է ինվերսիոն, իսկ օդի շերտը, որում ջերմաստիճանը բարձրանում է բարձրության հետ ինվերսիոն շերտ.Մթնոլորտում գրեթե միշտ կարելի է դիտարկել ինվերսիոն շերտեր։ Երկրի մակերեսին, երբ այն ուժեղ սառչում է ճառագայթման հետևանքով, ճառագայթային ինվերսիա(ճառագայթային ինվերսիա): Այն հայտնվում է պարզ ամառային գիշերներին և կարող է ծածկել մի քանի հարյուր մետր շերտ: Ձմռանը, պարզ եղանակին, շրջադարձը պահպանվում է մի քանի օր և նույնիսկ շաբաթներ: Ձմեռային ինվերսիաները կարող են ծածկել մինչև 1,5 կմ շերտ:

Ինվերսիան ուժեղանում է ռելիեֆի պայմաններով. սառը օդը հոսում է իջվածքների մեջ և լճանում այնտեղ: Նման ինվերսիաները կոչվում են օրոգրաֆիկ.Հզոր ինվերսիաները կոչվում են արկածային,ձևավորվում են այն դեպքերում, երբ համեմատաբար տաք օդը դուրս է գալիս սառը մակերես՝ սառեցնելով նրա ստորին շերտերը։ Օրերի ադվեկտիվ ինվերսիաները թույլ են արտահայտված, գիշերը դրանք ուժեղանում են ճառագայթային սառեցմամբ։ Գարնանը նման ինվերսիաների առաջացմանը նպաստում է դեռ չհալված ձյան ծածկը։

Ցրտահարությունները կապված են օդի մակերեսային շերտում ջերմաստիճանի ինվերսիայի երեւույթի հետ։ Frost -օդի ջերմաստիճանի նվազում գիշերը մինչև 0° և ավելի ցածր, երբ միջին օրական ջերմաստիճանը 0°-ից բարձր է (աշուն, գարուն): Հնարավոր է նաև, որ ցրտահարություններ նկատվում են միայն հողի վրա, երբ օդի ջերմաստիճանը զրոյից բարձր է:

Մթնոլորտի ջերմային վիճակը ազդում է նրանում լույսի տարածման վրա։ Այն դեպքերում, երբ ջերմաստիճանը կտրուկ փոխվում է բարձրության հետ (աճում կամ նվազում), միրաժներ.

Միրաժը իր վերևում հայտնվող առարկայի երևակայական պատկերն է (վերին միրաժ) կամ դրա տակ (ստորադաս միրաժ): Ավելի քիչ տարածված են կողային միրաժները (պատկերը հայտնվում է կողքից): Միրաժների պատճառը առարկայից դեպի դիտորդի աչք եկող լուսային ճառագայթների հետագծի կորությունն է՝ տարբեր խտություններ ունեցող շերտերի սահմաններում դրանց բեկման արդյունքում։

Ջերմաստիճանի օրական և տարեկան տատանումները տրոպոսֆերայի ստորին շերտում մինչև 2 կմ բարձրության վրա ընդհանուր առմամբ արտացոլում են մակերևույթի ջերմաստիճանի տատանումները։ Մակերեւույթից հեռավորության դեպքում ջերմաստիճանի տատանումների ամպլիտուդները նվազում են, իսկ առավելագույնի և նվազագույնի մոմենտները հետաձգվում են։ Օդի ջերմաստիճանի ամենօրյա տատանումները ձմռանը նկատելի են մինչև 0,5 կմ բարձրության վրա, ամռանը՝ մինչև 2 կմ։

Ջերմաստիճանի օրական տատանումների ամպլիտուդը նվազում է լայնության աճի հետ։ Ամենամեծ օրական ամպլիտուդը մերձարևադարձային լայնություններում է, ամենափոքրը՝ բևեռային լայնություններում։ Բարեխառն լայնություններում օրվա ամպլիտուդները տարբերվում են տարվա տարբեր ժամանակներում: Բարձր լայնություններում օրական ամենամեծ ամպլիտուդը լինում է գարնանը և աշնանը, բարեխառն լայնություններում՝ ամռանը։

Օդի ջերմաստիճանի տարեկան փոփոխությունը հիմնականում կախված է տեղանքի լայնությունից։ Հասարակածից մինչև բևեռներ ավելանում է օդի ջերմաստիճանի տատանումների տարեկան ամպլիտուդը։

Գոյություն ունեն չորս տեսակի տարեկան ջերմաստիճանի տատանումներ՝ հիմնված ծայրահեղ ջերմաստիճանների ամպլիտուդի և ժամանակի վրա:

Հասարակածային տիպբնութագրվում է երկու առավելագույնով (հավասարահավասարից հետո) և երկու նվազագույնով (արևադարձից հետո)։ Օվկիանոսի ամպլիտուդը մոտ 1° է, ցամաքի վրա՝ մինչև 10°։ Ջերմաստիճանը դրական է ողջ տարվա ընթացքում։

Արևադարձային տեսակ -մեկ առավելագույն (ամառային արևադարձից հետո) և մեկ նվազագույն (ձմեռային արևադարձից հետո): Օվկիանոսի վրա ամպլիտուդը մոտ 5° է, ցամաքում՝ մինչև 20°։ Ջերմաստիճանը դրական է ողջ տարվա ընթացքում։

Չափավոր տեսակ -մեկ առավելագույնը (հուլիսին հյուսիսային կիսագնդում ցամաքի վրա, օգոստոսին՝ օվկիանոսի վրայով) և մեկ նվազագույն (հյուսիսային կիսագնդում ցամաքի վրա՝ հունվարին, օվկիանոսի վրա՝ փետրվարին): Հստակ տարբերվում են չորս եղանակներ՝ տաք, սառը և երկու անցումային։ Տարեկան ջերմաստիճանի ամպլիտուդը մեծանում է լայնության, ինչպես նաև օվկիանոսից հեռավորության հետ՝ ափին 10°, օվկիանոսից հեռու՝ մինչև 60° կամ ավելի (Յակուտսկում՝ -62,5°)։ Ցուրտ սեզոնին ջերմաստիճանը բացասական է։

Բևեռային տեսակ -Ձմեռները շատ երկար են ու ցուրտ, ամառները՝ կարճ ու զով։ Տարեկան ամպլիտուդները 25° և ավելի են (ցամաքի վրա մինչև 65°): Տարվա մեծ մասում ջերմաստիճանը բացասական է։ Օդի ջերմաստիճանի տարեկան տատանումների ընդհանուր պատկերը բարդանում է գործոնների ազդեցությամբ, որոնց թվում հատկապես կարևոր է տակի մակերեսը։ Ջրի մակերևույթի վրա ջերմաստիճանի տարեկան տատանումները հարթվում են, ցամաքում՝ ընդհակառակը, ավելի ցայտուն։ Ձյան և սառույցի ծածկույթը զգալիորեն նվազեցնում է տարեկան ջերմաստիճանը: Տեղանքի բարձրությունը օվկիանոսի մակարդակից, ռելիեֆը, օվկիանոսից հեռավորությունը և ամպամածությունը նույնպես ազդում են: Օդի տարեկան ջերմաստիճանի սահուն ընթացքը խաթարվում է սառը կամ, հակառակը, տաք օդի ներխուժման հետևանքով առաջացած խանգարումներով։ Օրինակ կարող են լինել ցուրտ եղանակի գարնան վերադարձը (ցուրտ ալիքներ), շոգի աշնանային վերադարձը, բարեխառն լայնություններում ձմեռային հալոցքը:

Օդի ջերմաստիճանի բաշխումը հիմքում ընկած մակերեսի մոտ:

Եթե ​​Երկրի մակերեսը միատարր լիներ, իսկ մթնոլորտը և հիդրոսֆերան անշարժ լինեին, ապա ջերմության բաշխումը երկրի մակերևույթի վրա կորոշվեր միայն արեգակնային ճառագայթման ներհոսքով, և օդի ջերմաստիճանը աստիճանաբար կնվազեր հասարակածից դեպի բևեռներ՝ մնալով նույնը։ յուրաքանչյուր զուգահեռում (արեգակնային ջերմաստիճան): Իրոք, օդի միջին տարեկան ջերմաստիճանը որոշվում է ջերմային հաշվեկշռով և կախված է հիմքում ընկած մակերևույթի բնույթից և օդի և օվկիանոսի ջրերի շարժման միջոցով իրականացվող շարունակական միջլայնական ջերմափոխանակությունից և, հետևաբար, զգալիորեն տարբերվում է արևի ջերմաստիճանից:

Երկրի մակերևույթի օդի փաստացի միջին տարեկան օդի ջերմաստիճանը ցածր լայնություններում ավելի ցածր է, իսկ բարձր լայնություններում, ընդհակառակը, ավելի բարձր, քան արևայինը։ Հարավային կիսագնդում իրական միջին տարեկան ջերմաստիճանը բոլոր լայնություններում ավելի ցածր է, քան հյուսիսային կիսագնդում։ Օդի միջին ջերմաստիճանը երկրի մակերևույթի հյուսիսային կիսագնդում հունվարին +8°C է, հուլիսին +22°C; հարավում՝ հուլիսին +10°C, հունվարին +17°C։ Օդի ջերմաստիճանի տատանումների տարեկան ամպլիտուդները, որոնք հյուսիսային կիսագնդի համար կազմում են 14° և հարավայինում՝ ընդամենը 7°, ցույց են տալիս, որ հարավային կիսագունդն ավելի քիչ մայրցամաքային է։ . Երկրի մակերևույթի վրա օդի միջին տարեկան ջերմաստիճանը +14°C է։

Եթե ​​տարբեր միջօրեականների վրա նշենք ամենաբարձր միջին տարեկան կամ ամսական ջերմաստիճանները և միացնենք դրանք, կստանանք գիծ ջերմային առավելագույնը,հաճախ կոչվում է նաև ջերմային հասարակած: Հավանաբար ավելի ճիշտ է ջերմային հասարակածը համարել տարվա կամ ցանկացած ամսվա ամենաբարձր նորմալ միջին ջերմաստիճաններով զուգահեռ (լայնական շրջան): Ջերմային հասարակածը չի համընկնում աշխարհագրական հասարակածի հետ և «տեղափոխված» է դեպի հյուսիս։ Տարվա ընթացքում այն ​​շարժվում է հյուսիսային 20°-ից։ w. (հուլիսին) մինչև 0° (հունվարին): Ջերմային հասարակածի դեպի հյուսիս տեղափոխման մի քանի պատճառ կա՝ հյուսիսային կիսագնդի արևադարձային լայնություններում ցամաքի գերակշռությունը, ցրտի Անտարկտիդայի բևեռը և, հավանաբար, ամառային հարցերի տևողությունը (հարավային կիսագնդի ամառը ավելի կարճ է. )

Ջերմային գոտիներ.

Իզոթերմները ընդունվում են որպես ջերմային (ջերմաստիճանային) գոտիների սահմաններ։ Կան յոթ ջերմային գոտիներ.

տաք գոտի, որը գտնվում է հյուսիսային և հարավային կիսագնդերի տարեկան +20° իզոթերմի միջև, երկու բարեխառն գոտիներ, որոնք հասարակածում սահմանափակվում են տարեկան +20° իզոթերմով, բևեռներում ամենատաք ամսվա +10° իզոթերմով.

Երկու սառը գոտիներ, որը գտնվում է + 10° իզոթերմի և ամենատաք ամսվա միջև;

Երկու ցրտահարության գոտիներ, որը գտնվում է բևեռների մոտ և սահմանափակվում է ամենատաք ամսվա 0° իզոթերմայով։ Հյուսիսային կիսագնդում սա Գրենլանդիան է և տարածությունը հյուսիսային բևեռի մոտ, հարավային կիսագնդում սա 60° հարավային զուգահեռականի տարածքն է: w.

Ջերմաստիճանային գոտիները կլիմայական գոտիների հիմքն են։Յուրաքանչյուր գոտու ներսում կա ջերմաստիճանների լայն տեսականի՝ կախված հիմքում ընկած մակերեսից: Ցամաքում ռելիեֆի ազդեցությունը ջերմաստիճանի վրա շատ մեծ է։ Յուրաքանչյուր 100 մ-ի համար ջերմաստիճանի փոփոխությունը բարձրության հետ նույնը չէ տարբեր ջերմաստիճանային գոտիներում: Ուղղահայաց գրադիենտը տրոպոսֆերայի ստորին կիլոմետրի շերտում տատանվում է 0°-ից Անտարկտիդայի սառցե մակերևույթի վրա մինչև 0,8° ամռանը արևադարձային անապատների վրա: Հետևաբար, միջին գրադիենտի միջոցով (6°/100 մ) ջերմաստիճանը մինչև ծովի մակարդակը նորմալացնելու մեթոդը երբեմն կարող է հանգեցնել կոպիտ սխալների: Ջերմաստիճանի փոփոխությունները բարձրության հետ կապված ուղղահայաց կլիմայական գոտիավորման պատճառ են հանդիսանում։