Regimul de temperatură al suprafeței subiacente. Regimul termic al atmosferei și al suprafeței pământului

Regimul termic suprafața pământului. Radiația solară care vine pe Pământ încălzește în principal suprafața acestuia. Starea termică a suprafeței pământului este deci principala sursă de încălzire și răcire a straturilor inferioare ale atmosferei.

Condițiile de încălzire a suprafeței pământului depind de aceasta proprietăți fizice. În primul rând, există diferențe mari în încălzirea suprafeței pământului și a apei. Pe uscat, căldura se propagă în profunzime, în principal prin conducție moleculară ineficientă a căldurii. În acest sens, fluctuațiile zilnice de temperatură pe suprafața terenului se extind doar la o adâncime de 1 m,și anual - până la 10-20 m. La suprafata apei, temperatura se raspandeste in profunzime in principal prin amestecarea maselor de apa; conductivitatea termică moleculară este neglijabilă. În plus, pătrunderea mai profundă a radiațiilor în apă joacă un rol aici, precum și o capacitate termică mai mare a apei în comparație cu pământul. Prin urmare, fluctuațiile de temperatură zilnice și anuale se propagă în apă la o adâncime mai mare decât pe uscat: zilnic - cu zeci de metri, anual - cu sute de metri. Ca urmare, căldura care intră și iese de pe suprafața pământului este distribuită într-un strat de pământ mai subțire decât suprafața apei. Aceasta înseamnă că fluctuațiile zilnice și anuale de temperatură pe suprafața terenului ar trebui să fie mult mai mari decât pe suprafața apei. Deoarece aerul este încălzit de la suprafața pământului, atunci cu aceeași valoare a radiației solare vara și în timpul zilei, temperatura aerului deasupra pământului va fi mai mare decât cea peste mare și invers iarna și noaptea.

Eterogenitatea suprafeței terenului afectează și condițiile de încălzire a acestuia. Vegetația din timpul zilei împiedică încălzirea puternică a solului, iar noaptea reduce răcirea acestuia. Stratul de zăpadă protejează solul de pierderile excesive de căldură în timpul iernii. Amplitudinile temperaturii diurne sub vegetație vor fi astfel reduse. Efectul combinat al stratului de vegetație vara și al stratului de zăpadă iarna reduce amplitudinea temperaturii anuale în comparație cu suprafața goală.

Limitele extreme ale fluctuațiilor temperaturii suprafeței terestre sunt următoarele. În deșerturile subtropicale, temperatura poate crește la +80°, pe suprafața înzăpezită a Antarcticii poate scădea până la -90°.

La suprafata apei, momentele de aparitie a temperaturii maxime si minime in cursul zilnic si anual sunt deplasate fata de uscat. Maxima zilnică apare în jurul orelor 15-16 ora, cel putin 2-3 ora după răsăritul soarelui. Temperatura maximă anuală a suprafeței oceanului are loc în emisfera nordică în august, minima anuală - în februarie. Temperatura maximă observată a suprafeței oceanului este de aproximativ 27°, suprafața bazinelor de apă interioară este de 45°; temperatura minimă este de -2, respectiv -13°.

Regimul termic al atmosferei.Modificarea temperaturii aerului este determinată de mai multe motive: radiația solară și terestră, conductivitatea termică moleculară, evaporarea și condensarea vaporilor de apă, modificări adiabatice și transferul de căldură cu masa de aer.

Pentru straturile inferioare ale atmosferei, absorbția directă a radiației solare nu are niciun efect. mare importanță, absorbția lor a radiațiilor terestre cu undă lungă este mult mai semnificativă. Conductivitatea termică moleculară încălzește aerul imediat adiacent suprafeței pământului. Când apa se evaporă, căldura este consumată și, în consecință, aerul se răcește; când vaporii de apă se condensează, căldura este eliberată și aerul se încălzește.

are o mare influență asupra distribuției temperaturii aerului modificare adiabatică ea, adică o schimbare a temperaturii fără schimb de căldură cu aerul din jur. Aerul care se ridică se extinde; munca este cheltuită pe expansiune, ceea ce duce la o scădere a temperaturii. Când aerul este coborât, are loc procesul invers. Aerul uscat sau nesaturat se răcește adiabatic la fiecare 100 m ridicați cu 1°. Aerul saturat cu vapori de apă se răcește cu o cantitate mai mică (în medie cu 0,6 la 100). m creștere), deoarece în acest caz are loc condensarea vaporilor de apă, care este însoțită de degajarea de căldură.

Transferul de căldură împreună cu masa de aer are o influență deosebit de mare asupra regimului termic al atmosferei. Ca urmare circulatie generala atmosferă, mișcarea atât pe verticală, cât și pe orizontală a maselor de aer are loc tot timpul, captând întreaga grosime a troposferei și pătrunzând chiar și în stratosfera inferioară. Primul se numește convecție al doilea - advecția. Acestea sunt principalele procese care determină distribuția reală a temperaturii aerului pe suprafețele terestre și maritime și la diferite altitudini. Procesele adiabatice sunt doar o consecință fizică a schimbărilor de temperatură a aerului care se deplasează conform legilor circulației atmosferice. Rolul transferului de căldură împreună cu masa aerului poate fi judecat prin faptul că cantitatea de căldură primită de aer ca urmare a convecției este de 4.000 de ori mai mare decât căldura primită de radiația de la suprafața pământului și de 500.000 de ori mai mare.

decât căldura generată de conducerea moleculară a căldurii. Pe baza ecuației de stare a gazelor, temperatura ar trebui să scadă odată cu înălțimea. Cu toate acestea, când conditii speciale temperatura aerului de încălzire și răcire poate crește odată cu altitudinea. Un astfel de fenomen se numește inversarea temperaturii. O inversare are loc atunci când suprafața pământului este puternic răcită ca urmare a radiațiilor, când aerul rece curge în depresiuni, când aerul se mișcă în jos într-o atmosferă liberă, adică deasupra nivelului de frecare. Inversări de temperatură joacă un rol important în circulația atmosferei și afectează vremea și clima. Cursul zilnic și anual al temperaturii aerului depinde de cursul radiației solare. Totuși, apariția temperaturii maxime și minime este întârziată în raport cu maximul și minimul radiației solare. După prânz, afluxul de căldură de la Soare începe să scadă, dar temperatura aerului continuă să crească pentru o vreme, deoarece scăderea radiației solare este completată de radiația de căldură de la suprafața pământului. Noaptea, scăderea temperaturii continuă până la răsăritul soarelui din cauza radiațiilor de căldură terestre (Fig. 11). Un model similar se aplică variației anuale a temperaturii. Amplitudinea fluctuațiilor de temperatură a aerului este mai mică decât cea a suprafeței pământului, iar odată cu distanța față de suprafață, amplitudinea fluctuațiilor scade în mod natural, iar momentele de temperatură maximă și minimă sunt din ce în ce mai târziu. Mărimea fluctuațiilor de temperatură diurnă scade odată cu creșterea latitudinii și odată cu creșterea înnorării și precipitațiilor. Pe suprafața apei, amplitudinea este mult mai mică decât pe uscat.

Dacă suprafața pământului ar fi omogenă, iar atmosfera și hidrosfera ar fi staționare, atunci distribuția căldurii pe suprafață ar fi determinată doar de afluxul radiației solare, iar temperatura aerului ar scădea treptat de la ecuator la poli, rămânând la fel la fiecare paralelă. Această temperatură se numește solar.

Temperaturile reale depind de natura suprafeței și de schimbul de căldură interlatitudinal și diferă semnificativ de temperaturile solare.Temperaturile medii anuale la diferite latitudini în grade sunt prezentate în tabel. 1.

O reprezentare vizuală a distribuției temperaturii aerului pe suprafața pământului este prezentată prin hărți de izoterme - linii care leagă punctele cu aceleași temperaturi (Fig. 12, 13).

După cum se poate observa din hărți, izotermele se abat puternic de la paralele, ceea ce se explică printr-o serie de motive: încălzirea inegală a pământului și a mării, prezența curenților marini caldi și reci, influența circulației generale atmosferice (de exemplu, transportul vestic în latitudini temperate), influența reliefului (efectul de barieră asupra aerului de mișcare a sistemelor montane, acumularea de aer rece în bazinele intermontane etc.), magnitudinea albedo-ului (de exemplu, albedo-ul mare al zăpezii). suprafața de gheață din Antarctica și Groenlanda).

Temperatura maximă absolută a aerului de pe Pământ este observată în Africa (Tripoli) - aproximativ +58°. Minima absolută se notează în Antarctica (-88°).

Pe baza distribuției izotermelor se disting benzile termice de pe suprafața pământului. Tropicele și cercurile polare, limitând centurile cu o schimbare bruscă a regimului de iluminare (vezi cap. 1), sunt, în prima aproximare, limitele schimbării regimului termic. Deoarece temperaturile reale ale aerului diferă de cele solare, izotermele caracteristice sunt luate ca zone termice. Astfel de izoterme sunt: ​​anual 20° (granița anotimpurilor pronunțate ale anului și amplitudinea mică a temperaturii), luna cea mai caldă 10° (limita de distribuție a pădurii) și luna cea mai caldă 0° (granița gerului etern).

Între izotermele anuale de 20 ° ale ambelor emisfere se află centura fierbinte, între izoterma anuală de 20° și izoterma lui

Vizualizări post: 873

Energia termică pătrunde în straturile inferioare ale atmosferei în principal de la suprafața subiacentă. Regimul termic al acestor straturi

este strâns legată de regimul termic al suprafeței pământului, așa că studiul acestuia este și una dintre sarcinile importante ale meteorologiei.

Principalele procese fizice în care solul primește sau degajă căldură sunt: ​​1) transferul radiant de căldură; 2) schimb de căldură turbulent între suprafața de bază și atmosferă; 3) schimb molecular de căldură între suprafața solului și stratul de aer adiacent fix inferior; 4) schimbul de căldură între straturile de sol; 5) transfer de căldură de fază: consum de căldură pentru evaporarea apei, topirea gheții și zăpezii la suprafața și în adâncimea solului sau eliberarea acestuia în timpul proceselor inverse.

Regimul termic al suprafeței pământului și al corpurilor de apă este determinat de caracteristicile termofizice ale acestora. În timpul pregătirii, o atenție deosebită trebuie acordată derivării și analizei ecuației conductivității termice a solului (ecuația Fourier). Dacă solul este uniform pe verticală, atunci temperatura acestuia t la o adâncime z la momentul t poate fi determinat din ecuația Fourier

Unde A- difuzivitate termică a solului.

O consecință a acestei ecuații sunt legile de bază ale propagării fluctuațiile de temperatură in sol:

1. Legea invarianței perioadei de oscilație cu adâncimea:

T(z) = const(2)

2. Legea scăderii amplitudinii oscilațiilor cu adâncimea:

(3)

unde si sunt amplitudini la adancimi A- difuzivitate termică a stratului de sol situat între adâncimi;

3. Legea defazajului oscilațiilor cu adâncimea (legea întârzierii):

(4)

unde este întârzierea, adică diferența dintre momentele declanșării aceleiași faze de oscilații (de exemplu, maxime) la adâncimi și fluctuațiile de temperatură pătrund în sol până la adâncime znp definit de raportul:

(5)

În plus, este necesar să se acorde atenție unui număr de consecințe din legea scăderii amplitudinii oscilațiilor cu adâncimea:

a) adâncimile la care în diferite soluri ( ) amplitudini ale fluctuațiilor de temperatură cu aceeași perioadă ( = T 2) scădere în acelasi numar timpii sunt legați între ei ca rădăcini pătrate ale difuzivității termice a acestor soluri

b) adâncimile la care în același sol ( A= const) amplitudini ale fluctuațiilor de temperatură cu diferite perioade ( ) scade cu aceeasi suma =const, sunt legate între ele ca rădăcini pătrate ale perioadelor de oscilații

(7)

Este necesar să înțelegem clar semnificația fizică și caracteristicile formării fluxului de căldură în sol.

Densitatea de suprafață a fluxului de căldură în sol este determinată de formula:

unde λ este coeficientul de conductivitate termică a gradientului vertical de temperatură a solului.

Valoare instantanee R sunt exprimate în kW/m la cea mai apropiată sutime, sumele R -în MJ / m 2 (orar și zilnic - până la sutimi, lunar - până la unități, anual - până la zeci).

Densitatea medie a fluxului de căldură de suprafață prin suprafața solului pe un interval de timp t este descrisă de formula

unde C este capacitatea termică volumetrică a solului; interval; z „p- adâncimea de penetrare a fluctuaţiilor de temperatură; ∆tcp- diferenţa dintre temperaturile medii ale stratului de sol la adâncime znp la sfârșitul și la începutul intervalului m. Să dăm principalele exemple de sarcini pe tema „Regimul termic al solului”.

Sarcina 1. La ce adâncime scade e ori mai mare decât amplitudinea fluctuațiilor diurne în sol cu ​​un coeficient de difuzivitate termică A\u003d 18,84 cm 2 / h?

Soluţie. Din ecuația (3) rezultă că amplitudinea fluctuațiilor diurne va scădea cu un factor de e la adâncimea corespunzătoare condiției

Sarcina 2. Găsiți adâncimea de penetrare a fluctuațiilor zilnice de temperatură în granit și nisip uscat, dacă temperaturile extreme ale suprafeței zonelor învecinate cu sol de granit sunt de 34,8 °C și 14,5 °C, iar cu sol nisipos uscat 42,3 °C și 7,8 °C. difuzibilitatea termică a granitului A g \u003d 72,0 cm 2 / h, nisip uscat A n \u003d 23,0 cm 2 / h.

Soluţie. Amplitudinea temperaturii pe suprafața granitului și a nisipului este egală cu:

Adâncimea de penetrare este considerată prin formula (5):

Datorită difuzivității termice mai mari a granitului, am obținut și o adâncime mai mare de penetrare a fluctuațiilor zilnice de temperatură.

Sarcina 3. Presupunând că temperatura stratului superior de sol se modifică liniar cu adâncimea, ar trebui să se calculeze densitatea fluxului de căldură la suprafață în nisipul uscat dacă temperatura la suprafață este de 23,6 "CU, iar temperatura la o adâncime de 5 cm este de 19,4 °C.

Soluţie. Gradientul de temperatură al solului în acest caz este egal cu:

Conductibilitatea termică a nisipului uscat λ= 1,0 W/m*K. Fluxul de căldură în sol este determinat de formula:

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

Regimul termic al stratului de suprafață al atmosferei este determinat în principal de amestecarea turbulentă, a cărei intensitate depinde de factori dinamici (rugozitatea suprafeței pământului și gradienții de viteză a vântului la diferite niveluri, scara mișcării) și de factori termici (neomogenitate). de încălzire a diferitelor părți ale suprafeței și distribuția verticală a temperaturii).

Pentru a caracteriza intensitatea amestecării turbulente se utilizează coeficientul de schimb turbulent Ași coeficientul de turbulență LA. Ele sunt legate prin relație

K \u003d A / p(10)

Unde R - densitatea aerului.

Coeficientul de turbulență LA măsurată în m 2 / s, cu precizie până la sutimi. De obicei, în stratul de suprafață al atmosferei se folosește coeficientul de turbulență LA] la inaltime G"= 1 m. În cadrul stratului de suprafață:

Unde z-înălțime (m).

Trebuie să cunoașteți metodele de bază de determinare LA\.

Sarcina 1. Calculați densitatea de suprafață a fluxului de căldură vertical în stratul de suprafață al atmosferei prin zona la nivelul căreia densitatea aerului este egală cu normalul, coeficientul de turbulență este de 0,40 m 2 /s, iar gradientul vertical de temperatură este de 30,0 ° C/100m.

Soluţie. Calculăm densitatea de suprafață a fluxului de căldură vertical prin formula

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

Studiați factorii care afectează regimul termic al stratului de suprafață al atmosferei, precum și modificările periodice și neperiodice ale temperaturii atmosferei libere. Ecuațiile echilibrului termic al suprafeței pământului și atmosferei descriu legea conservării energiei primite de stratul activ al Pământului. Luați în considerare cursul zilnic și anual al bilanţului termic și motivele modificărilor acestuia.

Literatură

Capitol SH, cap. 2, § 1 -8.

Întrebări pentru autoexaminare

1. Ce factori determină regimul termic al solului și al corpurilor de apă?

2. Care este semnificația fizică a caracteristicilor termofizice și cum afectează acestea regimul de temperatură al solului, aerului, apei?

3. De ce depind și de ce depind amplitudinile fluctuațiilor zilnice și anuale ale temperaturii suprafeței solului?

4. Formulați legile de bază ale distribuției fluctuațiilor de temperatură în sol?

5. Care sunt consecințele legilor de bază ale distribuției fluctuațiilor de temperatură în sol?

6. Care sunt adâncimile medii de pătrundere a fluctuațiilor zilnice și anuale de temperatură în sol și în corpurile de apă?

7. Care este efectul vegetației și al stratului de zăpadă asupra regimului termic al solului?

8. Care sunt caracteristicile regimului termic al corpurilor de apă, în contrast cu regimul termic al solului?

9. Ce factori influenţează intensitatea turbulenţelor din atmosferă?

10. Ce caracteristici cantitative ale turbulenței cunoașteți?

11. Care sunt principalele metode de determinare a coeficientului de turbulență, avantajele și dezavantajele acestora?

12. Desenați și analizați cursul zilnic al coeficientului de turbulență pe suprafețele de uscat și de apă. Care sunt motivele diferenței lor?

13. Cum se determină densitatea de suprafață a fluxului de căldură turbulent vertical în stratul de suprafață al atmosferei?

Suprafața încălzită direct de razele soarelui și care degajă căldură straturilor subiacente și aerului se numește activ. Temperatura suprafeței active, valoarea și modificarea acesteia (variația zilnică și anuală) sunt determinate de bilanţul termic.

Valoarea maximă a aproape tuturor componentelor bilanţului termic este observată în orele apropiate de prânz. Excepție este schimbul maxim de căldură în sol, care cade la orele dimineții.

Amplitudinile maxime ale variației diurne a componentelor bilanțului termic se notează în ora de vara, minim - iarna. În cursul diurn al temperaturii de suprafață, uscată și lipsită de vegetație, într-o zi senină, maxima are loc după ora 13:00, iar cea minimă are loc în jurul orei răsăritului. Înnorirea perturbă cursul regulat al temperaturii suprafeței și provoacă o schimbare a momentelor maxime și minime. Umiditatea și acoperirea cu vegetație influențează foarte mult temperatura suprafeței. Temperatura maximă a suprafeței în timpul zilei poate fi de + 80°C sau mai mult. Fluctuațiile zilnice ajung la 40°. Valoarea lor depinde de latitudinea locului, perioada anului, înnorabilitatea, proprietățile termice ale suprafeței, culoarea, rugozitatea acesteia, acoperirea cu vegetație și expunerea pantei.

Cursul anual al temperaturii stratului activ este diferit la diferite latitudini. Temperatura maximă la latitudini medii și înalte se observă de obicei în iunie, cea minimă - în ianuarie. Amplitudinile fluctuațiilor anuale ale temperaturii stratului activ la latitudini joase sunt foarte mici; la latitudini medii pe uscat, ajung la 30°. Fluctuațiile anuale ale temperaturii suprafeței la latitudini temperate și înalte sunt puternic influențate de stratul de zăpadă.

Este nevoie de timp pentru a transfera căldura de la strat la strat, iar momentele de apariție a temperaturilor maxime și minime din timpul zilei sunt întârziate la fiecare 10 cm cu aproximativ 3 ore. Dacă la suprafaţă cea mai ridicată temperatură a fost de aproximativ 13 ore, la o adâncime de 10 cm temperatura maximă va veni la aproximativ 16 ore, iar la o adâncime de 20 cm - aproximativ 19 ore etc. Odată cu încălzirea succesivă a straturilor de dedesubt față de cele de deasupra, fiecare strat absoarbe o anumită cantitate de căldură. Cu cât stratul este mai adânc, cu atât primește mai puțină căldură și cu atât fluctuațiile de temperatură în el sunt mai slabe. Amplitudinea fluctuațiilor zilnice de temperatură cu adâncimea scade de 2 ori la fiecare 15 cm. Aceasta înseamnă că dacă la suprafață amplitudinea este de 16°, atunci la o adâncime de 15 cm este de 8°, iar la o adâncime de 30 cm este de 4°.

La o adâncime medie de aproximativ 1 m, fluctuațiile zilnice ale temperaturii solului „se stinge”. Stratul în care se opresc practic aceste oscilații se numește strat temperatura zilnică constantă.

Cu cât perioada de fluctuații de temperatură este mai lungă, cu atât acestea se răspândesc mai adânc. La latitudinile mijlocii, stratul de temperatură anuală constantă este situat la o adâncime de 19-20 m, la latitudini mari la adâncimea de 25 m. La latitudinile tropicale, amplitudinile anuale ale temperaturii sunt mici, iar stratul de amplitudine anuală constantă este situat la o adâncime de numai 5-10 m. iar temperaturile minime sunt întârziate în medie cu 20-30 de zile pe metru. Astfel, dacă cea mai scăzută temperatură de la suprafață a fost observată în ianuarie, la o adâncime de 2 m se produce la începutul lunii martie. Observațiile arată că temperatura din stratul de temperatură anuală constantă este apropiată de temperatura medie anuală a aerului deasupra suprafeței.

Apa, având o capacitate termică mai mare și o conductivitate termică mai mică decât pământul, se încălzește mai lent și eliberează căldură mai lent. O parte din razele solare care cad pe suprafața apei este absorbită de stratul superior, iar o parte dintre ele pătrunde la o adâncime considerabilă, încălzind direct o parte din stratul său.

Mobilitatea apei face posibil transferul de căldură. Datorită amestecării turbulente, transferul de căldură în profunzime are loc de 1000 - 10.000 de ori mai rapid decât prin conducerea căldurii. Când straturile de suprafață de apă se răcesc, are loc convecția termică, însoțită de amestecare. Fluctuațiile zilnice de temperatură pe suprafața Oceanului la latitudini mari sunt în medie de numai 0,1°, la latitudini temperate - 0,4°, la latitudini tropicale - 0,5°. Adâncimea de penetrare a acestor vibrații este de 15-20m. Amplitudinile anuale ale temperaturii de pe suprafața Oceanului variază de la 1° la latitudinile ecuatoriale până la 10,2° la latitudinile temperate. Fluctuațiile anuale de temperatură pătrund până la adâncimea de 200-300 m. Momentele de temperatură maximă în corpurile de apă sunt întârziate față de pământ. Maximul apare la aproximativ 15-16 ore, cel minim - 2-3 ore după răsărit.

Regimul termic al stratului inferior al atmosferei.

Aerul este încălzit, în principal, nu direct de razele soarelui, ci datorită transferului de căldură către acesta de către suprafața subiacentă (procesele de radiație și conducerea căldurii). Cel mai important rol în transferul de căldură de la suprafață către straturile supraiacente ale troposferei îl joacă schimbul de căldură și transferul căldurii latente de vaporizare. Se numește mișcarea aleatorie a particulelor de aer cauzată de încălzirea acesteia a unei suprafețe subiacente încălzite neuniform turbulențe termice sau convecție termică.

Dacă în loc de mici vârtejuri haotice în mișcare, încep să predomine mișcări puternice de aer ascendenți (termici) și mai puțin puternice descendente, convecția se numește ordonat.Încălzirea aerului de lângă suprafață se grăbește în sus, transferând căldură. Convecția termică se poate dezvolta doar atâta timp cât aerul are o temperatură mai mare decât temperatura mediului în care se ridică (o stare instabilă a atmosferei). Dacă temperatura aerului care se ridică este egală cu temperatura din jur, creșterea se va opri (o stare indiferentă a atmosferei); dacă aerul devine mai rece decât mediul, va începe să se scufunde (starea constantă a atmosferei).

Odată cu mișcarea turbulentă a aerului, tot mai multe dintre particulele sale, în contact cu suprafața, primesc căldură, iar ridicându-se și amestecându-se, o dau altor particule. Cantitatea de căldură primită de aer de la suprafață prin turbulențe, mai multa cantitate căldura primită de el ca urmare a radiațiilor, de 400 de ori și ca urmare a transmiterii prin conducție moleculară a căldurii - de aproape 500.000 de ori. Căldura este transferată de la suprafață în atmosferă împreună cu umiditatea evaporată din aceasta și apoi eliberată în timpul procesului de condensare. Fiecare gram de vapori de apă conține 600 de calorii de căldură latentă de vaporizare.

În aerul în creștere, temperatura se modifică din cauza adiabatic proces, adică fără schimb de căldură cu mediu inconjurator, prin transformarea energiei interne a gazului în lucru și a muncii în energie internă. Deoarece energia internă este proporțională cu temperatura absolută a gazului, temperatura se modifică. Aerul care se ridică se extinde, efectuează lucrări pentru care cheltuiește energie internă, iar temperatura acestuia scade. Aerul care coboară, dimpotrivă, este comprimat, energia cheltuită pentru expansiune este eliberată, iar temperatura aerului crește.

Cantitatea de răcire a aerului saturat atunci când acesta crește cu 100 m depinde de temperatura aerului și de presiune atmosfericăși variază foarte mult. Aerul nesaturat, descendent, se încălzește cu 1 ° la 100 m, saturat cu o cantitate mai mică, deoarece în el are loc evaporarea, pentru care se consumă căldură. Aerul saturat în creștere pierde de obicei umiditatea în timpul precipitațiilor și devine nesaturat. Când este coborât, un astfel de aer se încălzește cu 1 ° la 100 m.

Ca urmare, scăderea temperaturii în timpul ascensiunii este mai mică decât creșterea acesteia în timpul coborârii, iar aerul care urcă și apoi coboară la același nivel la aceeași presiune va avea o temperatură diferită - temperatura finală va fi mai mare decât cea inițială. . Un astfel de proces se numește pseudoadiabatic.

Deoarece aerul este încălzit în principal de la suprafața activă, temperatura din atmosfera inferioară, de regulă, scade odată cu înălțimea. Gradientul vertical pentru troposferă este în medie de 0,6° la 100 m. Este considerat pozitiv dacă temperatura scade odată cu înălțimea și negativ dacă crește. În stratul de suprafață inferior al aerului (1,5-2 m), pante verticale pot fi foarte mari.

Creșterea temperaturii cu înălțimea se numește inversiune, și un strat de aer în care temperatura crește odată cu înălțimea, - strat de inversare.În atmosferă, aproape întotdeauna pot fi observate straturi de inversare. La suprafața pământului, când este puternic răcită, ca urmare a radiațiilor, inversiune radiativă(inversarea radiațiilor) . Ea apare în clar nopti de varași poate acoperi un strat de câteva sute de metri. Iarna, pe vreme senină, inversiunea persistă câteva zile și chiar săptămâni. Inversiunile de iarnă pot acoperi un strat de până la 1,5 km.

Inversiunea este sporita de conditiile de relief: aerul rece curge in depresiune si stagneaza acolo. Se numesc astfel de inversiuni orografice. Inversii puternice numite accidental, se formează în acele cazuri când aerul relativ cald ajunge pe o suprafață rece, răcindu-și straturile inferioare. Inversiunile advective în timpul zilei sunt slab exprimate; noaptea sunt intensificate de răcirea radiativă. Primăvara, formarea unor astfel de inversiuni este facilitată de stratul de zăpadă care încă nu s-a topit.

Înghețurile sunt asociate cu fenomenul de inversare a temperaturii în stratul de aer de suprafață. Îngheța - o scădere a temperaturii aerului noaptea la 0 ° și mai jos într-un moment în care temperaturile medii zilnice sunt peste 0 ° (toamnă, primăvară). Se poate, de asemenea, ca înghețurile să fie observate numai pe sol atunci când temperatura aerului deasupra acestuia este peste zero.

Starea termică a atmosferei afectează propagarea luminii în ea. În cazurile în care temperatura se schimbă brusc odată cu înălțimea (crește sau scade), există miraje.

Miraj - o imagine imaginară a unui obiect care apare deasupra lui (mirajul superior) sau sub el (mirajul inferior). Mai puțin frecvente sunt mirajele laterale (imaginea apare din lateral). Cauza mirajelor este curbura traiectoriei razelor de lumină care vin de la un obiect către ochiul observatorului, ca urmare a refracției acestora la limita straturilor cu densități diferite.

Variația zilnică și anuală a temperaturii în troposfera inferioară până la o înălțime de 2 km reflectă în general variația temperaturii de suprafață. Odată cu distanța de la suprafață, amplitudinile fluctuațiilor de temperatură scad, iar momentele de maxim și minim sunt întârziate. Fluctuațiile zilnice ale temperaturii aerului în timpul iernii sunt vizibile până la o înălțime de 0,5 km, vara - până la 2 km.

Amplitudinea fluctuațiilor diurne de temperatură scade odată cu creșterea latitudinii. Cea mai mare amplitudine zilnică este în latitudinile subtropicale, cea mai mică - în cele polare. În latitudinile temperate, amplitudinile diurne sunt diferite în diferite perioade ale anului. La latitudini mari, cea mai mare amplitudine zilnică este primăvara și toamna, la latitudinile temperate - vara.

Cursul anual al temperaturii aerului depinde în primul rând de latitudinea locului. De la ecuator la poli, amplitudinea anuală a fluctuațiilor de temperatură a aerului crește.

Există patru tipuri de variații anuale de temperatură în funcție de magnitudinea amplitudinii și de momentul declanșării temperaturilor extreme.

tip ecuatorial caracterizat prin două maxime (după echinocţiu) şi două minime (după solstiţii). Amplitudinea peste Ocean este de aproximativ 1°, pe uscat - până la 10°. Temperatura este pozitivă pe tot parcursul anului.

tip tropical - unul maxim (după solstițiul de vară) și unul minim (după solstițiul de iarnă). Amplitudinea peste Ocean este de aproximativ 5°, pe uscat - până la 20°. Temperatura este pozitivă pe tot parcursul anului.

tip moderat - un maxim (în emisfera nordică peste uscat în iulie, peste Ocean în august) și un minim (în emisfera nordică peste uscat în ianuarie, peste Ocean în februarie). Se disting clar patru anotimpuri: cald, rece și două de tranziție. Amplitudinea temperaturii anuale crește odată cu creșterea latitudinii, precum și cu distanța față de Ocean: pe coastă 10 °, departe de Ocean - până la 60 ° și mai mult (în Yakutsk - -62,5 °). Temperatura în sezonul rece este negativă.

tip polar - iarna este foarte lungă și rece, vara este scurtă și răcoroasă. Amplitudinile anuale sunt de 25° și mai mult (pe uscat până la 65°). Temperatura este negativă în cea mai mare parte a anului. Imaginea de ansamblu a cursului anual al temperaturii aerului este complicată de influența unor factori, printre care suprafața de bază este de o importanță deosebită. La suprafața apei, variația anuală de temperatură este netezită; pe uscat, dimpotrivă, este mai pronunțată. Învelișul de zăpadă și gheață reduc foarte mult temperaturile anuale. Înălțimea locului deasupra nivelului Oceanului, relieful, distanța față de Ocean și înnorarea afectează, de asemenea. Cursul lin al temperaturii anuale a aerului este perturbat de perturbații cauzate de pătrunderea aerului rece sau, dimpotrivă, cald. Un exemplu poate fi revenirile de primăvară ale vremii reci (valuri de frig), revenirile de toamnă ale căldurii, dezghețurile de iarnă la latitudini temperate.

Distribuția temperaturii aerului la suprafața de bază.

Dacă suprafața pământului ar fi omogenă, iar atmosfera și hidrosfera ar fi staționare, distribuția căldurii pe suprafața Pământului ar fi determinată doar de afluxul radiației solare, iar temperatura aerului ar scădea treptat de la ecuator la poli, rămânând la fel la fiecare paralelă (temperaturi solare). Într-adevăr, temperaturile medii anuale ale aerului sunt determinate de bilanțul termic și depind de natura suprafeței subiacente și de schimbul de căldură interlatitudinal continuu efectuat prin mișcarea aerului și a apelor Oceanului și, prin urmare, diferă semnificativ de temperaturile solare.

Temperaturile medii anuale efective ale aerului de lângă suprafața pământului la latitudini joase sunt mai scăzute, iar la latitudini mari, dimpotrivă, sunt mai mari decât cele solare. În emisfera sudică, temperaturile medii anuale efective la toate latitudinile sunt mai scăzute decât în ​​cea nordică. temperatura medie aer lângă suprafața pământului în emisfera nordică în ianuarie + 8 ° С, în iulie + 22 ° С; în sud - în iulie + 10 ° C, în ianuarie + 17 ° C. Amplitudini anuale ale fluctuațiilor temperaturii aerului, componente pentru emisfera nordică 14°, iar pentru sud doar 7°, indică o continentalitate mai mică a emisferei sudice. Temperatura medie a aerului pe an la suprafața pământului este de +14 ° C în ansamblu.

Dacă marcam cele mai ridicate temperaturi medii anuale sau lunare pe diferite meridiane și le conectăm, obținem o linie maxim termic, numit adesea ecuator termic. Probabil că este mai corect să considerăm ecuatorul termic paralela (cercul latitudinal) cu cele mai mari temperaturi medii normale ale anului sau din orice lună. Ecuatorul termic nu coincide cu cel geografic și este „deplasat”; spre Nord. Pe parcursul anului se deplasează de la 20° N. SH. (în iulie) până la 0° (în ianuarie). Există mai multe motive pentru deplasarea ecuatorului termic spre nord: predominanța pământului în latitudinile tropicale ale emisferei nordice, polul rece antarctic și, poate, durata verii contează (vara în emisfera sudică este mai scurtă). ).

Curele termice.

Izotermele sunt luate dincolo de limitele curelelor termice (de temperatură). Există șapte zone termice:

centura fierbinte, situat între izoterma anuală + 20 ° a emisferelor nordice și sudice; două curele temperate, limitat din partea ecuatorului de izoterma anuală + 20 °, din partea polilor de izoterma + 10 ° a lunii celei mai calde;

Două curele reci, situat între izoterma + 10 ° și și luna cea mai caldă;

Două curele de îngheț situat în apropierea polilor și mărginit de izoterma 0° a lunii celei mai calde. În emisfera nordică, aceasta este Groenlanda și spațiul din apropierea polului nord, în emisfera sudică - zona din interiorul paralelei de 60 ° S. SH.

Zonele de temperatură stau la baza zonelor climatice.În cadrul fiecărei centuri se observă variații mari de temperatură în funcție de suprafața subiacentă. Pe uscat, influența reliefului asupra temperaturii este foarte mare. Modificarea temperaturii cu înălțimea la fiecare 100 m nu este aceeași în diferite zone de temperatură. Gradientul vertical din stratul kilometric inferior al troposferei variază de la 0° pe suprafața de gheață a Antarcticii până la 0,8° în timpul verii peste deșerturile tropicale. Prin urmare, metoda de aducere a temperaturilor la nivelul mării folosind un gradient mediu (6°/100 m) poate duce uneori la erori grave. Modificarea temperaturii cu înălțimea este cauza zonalității climatice verticale.

APA IN ATMOSFERA

Atmosfera terestră conține aproximativ 14.000 km 3 de vapori de apă. Apa intră în atmosferă în principal ca urmare a evaporării de pe suprafața Pământului. Umiditatea se condensează în atmosferă, este transportată de curenții de aer și cade înapoi la suprafața pământului. Există un ciclu constant al apei, posibil datorită capacității sale de a fi în trei stări (solid, lichid și vapori) și de a trece cu ușurință dintr-o stare în alta.

Caracteristicile umidității aerului.

Umiditate absolută - conținutul de vapori de apă din atmosferă în grame la 1 m 3 de aer ("; a";).

Umiditate relativă - raportul dintre presiunea efectivă a vaporilor de apă și elasticitatea de saturație, exprimat ca procent. Umiditatea relativă caracterizează gradul de saturație a aerului cu vapori de apă.

Deficiență de umiditate- lipsa de saturație la o temperatură dată:

Punct de condensare - temperatura la care vaporii de apă din aer o saturează.

Evaporare și evaporare. Vaporii de apă intră în atmosferă prin evaporare de la suprafața subiacentă (evaporare fizică) și transpirație. Procesul de evaporare fizică constă în depășirea forțelor de coeziune prin molecule de apă în mișcare rapidă, în separarea lor de suprafață și trecerea în atmosferă. Cu cât temperatura suprafeței de evaporare este mai mare, cu atât mișcarea moleculelor este mai rapidă și mai multe dintre ele intră în atmosferă.

Când aerul este saturat cu vapori de apă, procesul de evaporare se oprește.

Procesul de evaporare necesită căldură: evaporarea a 1 g de apă necesită 597 cal, evaporarea a 1 g de gheață necesită 80 cal în plus. Ca urmare, temperatura suprafeței de evaporare scade.

Evaporarea din ocean la toate latitudinile este mult mai mare decât evaporarea de pe uscat. Valoarea sa maximă pentru Ocean ajunge la 3000 cm pe an. În latitudinile tropicale, cantitățile anuale de evaporare de la suprafața Oceanului sunt cele mai mari și se modifică puțin în timpul anului. În latitudinile temperate, evaporarea maximă din Ocean este iarna, în latitudinile polare - vara. Evaporarea maximă de la suprafața terenului este de 1000 mm. Diferențele sale de latitudini sunt determinate de echilibrul radiațiilor și de umiditate. În general, în direcția de la ecuator la poli, în funcție de scăderea temperaturii, evaporarea scade.

În absența unei cantități suficiente de umiditate pe suprafața de evaporare, evaporarea nu poate fi mare nici la temperaturi ridicate și un deficit uriaș de umiditate. Evaporare posibilă - evaporare- în acest caz este foarte mare. Deasupra suprafeței apei, evaporarea și evaporarea coincid. Pe uscat, evaporarea poate fi mult mai mică decât evaporarea. Evaporarea caracterizează cantitatea de evaporare posibilă din pământ cu suficientă umiditate. Variațiile zilnice și anuale ale umidității aerului. Umiditatea aerului se schimbă în mod constant din cauza schimbărilor de temperatură a suprafeței de evaporare și a aerului, a raportului dintre procesele de evaporare și condensare și a transferului de umiditate.

Variația zilnică a umidității absolute a aerului poate fi simplu sau dublu. Primul coincide cu variația zilnică a temperaturii, are un maxim și unul minim și este tipic pentru locurile cu o cantitate suficientă de umiditate. Poate fi observată peste Ocean, iar iarna și toamna pe uscat. Mișcarea dublă are două maxime și două minime și este tipică pentru teren. Minima dimineață înainte de răsărit se explică prin evaporarea foarte slabă (sau chiar absența acesteia) în timpul orelor de noapte. Cu o creștere a veniturilor energie radianta Evaporarea soarelui este în creștere umiditate absolută ajunge la maxim în jurul orei 9. Ca urmare, convecția în curs de dezvoltare - transferul de umiditate către straturile superioare - are loc mai repede decât intrarea sa în aer de pe suprafața de evaporare, prin urmare, la aproximativ 16:00, are loc un al doilea minim. Spre seară, convecția se oprește, iar evaporarea de pe suprafața încălzită în timpul zilei este încă destul de intensă și umiditatea se acumulează în straturile inferioare ale aerului, creând un al doilea maxim (seara) în jur de 20-21 de ore.

Cursul anual al umidității absolute corespunde și cu cursul anual al temperaturii. Vara umiditatea absolută este cea mai mare, iarna este cea mai scăzută. Curs zilnic si anual umiditate relativă aproape peste tot este opus cursului temperaturii, deoarece conținutul maxim de umiditate crește mai repede decât umiditatea absolută odată cu creșterea temperaturii.

Maximul zilnic de umiditate relativă apare înainte de răsăritul soarelui, cel minim - la 15-16 ore. În timpul anului, umiditatea relativă maximă, de regulă, cade cel mai mult luna rece, minim - pe cel mai cald. Excepție fac zonele în care vânturile umede bat din mare vara și vânturile uscate de pe continent iarna.

Distribuția umidității aerului. Conținutul de umiditate din aer în direcția de la ecuator la poli scade în general de la 18-20 mb la 1-2. Umiditatea absolută maximă (peste 30 g/m 3) a fost înregistrată peste Marea Roșie și în delta râului. Mekong, cea mai mare medie anuală (mai mult de 67 g / m 3) - peste Golful Bengal, cea mai mică medie anuală (aproximativ 1 g / m 3) și minimă absolută (mai puțin de 0,1 g / m 3) - peste Antarctica . Umiditatea relativă se schimbă relativ puțin cu latitudinea: de exemplu, la latitudini 0-10° este de maxim 85%, la latitudini 30-40° - 70% și la latitudini 60-70° - 80%. O scădere vizibilă a umidității relative se observă numai la latitudini de 30-40° în emisferele nordice și sudice. Cea mai mare valoare medie anuală a umidității relative (90%) a fost observată la gura Amazonului, cea mai scăzută (28%) - în Khartoum (Valea Nilului).

condensare si sublimare.În aerul saturat cu vapori de apă, când temperatura acestuia scade la punctul de rouă sau cantitatea de vapori de apă din acesta crește, condensare - apa trece de la starea de vapori la starea lichida. La temperaturi sub 0 ° C, apa poate, ocolind starea lichidă, să intre în stare solidă. Acest proces se numește sublimare. Atât condensarea, cât și sublimarea se pot produce în aer pe nucleele de condensare, pe suprafața pământului și pe suprafața diferitelor obiecte. Când temperatura aerului care se răcește de la suprafața de dedesubt atinge punctul de rouă, roua, bruma, depozitele lichide și solide și înghețul se depun pe suprafața rece.

roua - picături minuscule de apă, adesea fuzionate. Apare de obicei noaptea la suprafață, pe frunzele plantelor care s-au răcit ca urmare a radiațiilor de căldură. În latitudinile temperate, roua dă 0,1-0,3 mm pe noapte și 10-50 mm pe an.

Bruma - precipitat alb dur. Se formează în aceleași condiții ca roua, dar la temperaturi sub 0° (sublimare). Când se formează rouă, căldura latentă este eliberată; când se formează îngheț, căldura, dimpotrivă, este absorbită.

Placa lichida si solida - o peliculă subțire de apă sau gheață care se formează pe suprafețele verticale (pereți, stâlpi etc.) atunci când vremea rece se schimbă în vreme caldă ca urmare a contactului aerului umed și cald cu o suprafață răcită.

Bruma - sediment alb liber care se depune pe copaci, fire și colțurile clădirilor din aer saturat cu umiditate la o temperatură mult sub 0 °. gheaţă. De obicei se formează toamna și primăvara la o temperatură de 0°, -5°.

Acumularea de produse de condensare sau sublimare (picături de apă, cristale de gheață) în straturile de suprafață ale aerului se numește aburi sau ceață. Ceața și ceața diferă în ceea ce privește dimensiunea picăturilor și provoacă grade diferite de vizibilitate redusă. În ceață, vizibilitatea este de 1 km sau mai puțin, în ceață - mai mult de 1 km. Pe măsură ce picăturile devin mai mari, ceața se poate transforma în ceață. Evaporarea umidității de pe suprafața picăturilor poate face ca ceața să se transforme în ceață.

Dacă condensarea (sau sublimarea) vaporilor de apă are loc la o anumită înălțime deasupra suprafeței, nori. Ele diferă de ceață prin poziția lor în atmosferă, prin structura lor fizică și prin varietatea de forme. Formarea norilor se datorează în principal răcirii adiabatice a aerului care se ridică. Ridicandu-se si in acelasi timp racind treptat, aerul ajunge la limita la care temperatura lui este egala cu punctul de roua. Această graniță se numește nivelul de condensare. Deasupra, în prezența nucleelor ​​de condensare, începe condensarea vaporilor de apă și se pot forma nori. Astfel, limita inferioară a norilor coincide practic cu nivelul de condensare. Limita superioară a norilor este determinată de nivelul de convecție - limitele distribuției curenților de aer ascendenți. Adesea coincide cu straturile de întârziere.

La mare altitudine, unde temperatura aerului care se ridică este sub 0°, în nor apar cristale de gheață. Cristalizarea are loc de obicei la o temperatură de -10° C, -15° C. Nu există o limită clară între locația elementelor lichide și solide în nor, există straturi de tranziție puternice. Picăturile de apă și cristalele de gheață care alcătuiesc norul sunt transportate în sus de curenții ascendente și coboară din nou sub acțiunea gravitației. Scăzând sub limita de condensare, picăturile se pot evapora. În funcție de predominanța anumitor elemente, norii se împart în apă, gheață, mixt.

Apă Norii sunt formați din picături de apă. La o temperatură negativă, picăturile din nor sunt suprarăcite (până la -30°C). Raza picăturilor este cel mai adesea de la 2 la 7 microni, rareori până la 100 microni. În 1 cm 3 dintr-un nor de apă sunt câteva sute de picături.

Gheaţă Norii sunt formați din cristale de gheață.

amestecat conțin picături de apă de diferite dimensiuni și cristale de gheață în același timp. În sezonul cald, norii de apă apar mai ales în straturile inferioare ale troposferei, amestecați - la mijloc, gheață - în partea superioară. Clasificarea internațională modernă a norilor se bazează pe împărțirea lor după înălțime și aspect.

După aspectul și înălțimea lor, norii sunt împărțiți în 10 genuri:

Familia I (nivelul superior):

primul fel. Cirrus (C)- nori delicati separati, fibrosi sau filiformi, fara „umbre”, de obicei albi, deseori stralucitori.

al 2-lea fel. Cirrocumulus (CC) - straturi și creste de fulgi transparente și bile fără umbre.

al 3-lea fel. Cirrostratus (Cs) - giulgiu subțire, alb, translucid.

Toți norii de la nivelul superior sunt înghețați.

Familia II (nivelul mijlociu):

al 4-lea fel. Altocumulus(AC) - straturi sau creste de plăci și bile albe, arbori. Sunt formate din mici picături de apă.

al 5-lea fel. Altostratus(La fel de) - voal neted sau ușor ondulat de culoare gri. Sunt nori amestecați.

Familia III (nivelul inferior):

al 6-lea fel. Stratocumulus(Sс) - straturi și creste de blocuri și arbori de culoare gri. Format din picături de apă.

al 7-lea fel. stratificat(Sf) - văl de nori gri. De obicei, aceștia sunt nori de apă.

al 8-lea fel. Nimbostratus(Ns) - strat cenușiu fără formă. Adesea”; acești nori sunt însoțiți de ploaie zdrențuitoare subiacente (fn),

Nori strato-nimbus amestecați.

Familia IV (nori de dezvoltare verticală):

al 9-lea fel. Cumulus(Si) - maciucuri dense înnorate și grămezi cu o bază aproape orizontală. Norii cumulus sunt apă.Norii cumulus cu margini rupte se numesc cumulus rupt. (Fc).

al 10-lea fel. Cumulonimbus(Sv) - cluburi dense dezvoltate pe verticală, apoase în partea inferioară, înghețate în partea superioară.

Natura și forma norilor sunt determinate de procese care provoacă răcirea aerului, ducând la formarea norilor. Ca urmare convecție, O suprafață eterogenă care se dezvoltă la încălzire produce nori cumulus (familia IV). Ele diferă în funcție de intensitatea convecției și de poziția nivelului de condensare: cu cât convecția este mai intensă, cu atât nivelul acesteia este mai mare, cu atât puterea verticală a norilor cumulus este mai mare.

Când masele de aer cald și rece se întâlnesc, aerul cald tinde întotdeauna să se ridice în aer rece. Pe măsură ce se ridică, norii se formează ca urmare a răcirii adiabatice. Dacă aerul cald se ridică încet de-a lungul unei interfețe ușor înclinate (1-2 km la o distanță de 100-200 km) între mase calde și reci (proces de alunecare ascendentă), se formează un strat continuu de nor, care se extinde pe sute de kilometri (700- 900 km). Apare un sistem de nori caracteristic: nori de ploaie zdrențuiți se găsesc adesea mai jos (fn), deasupra lor – ploaie stratificată (Ns), deasupra - stratificată (La fel de), cirrostratus (Cs) și nori cirrus (CU).

În cazul în care aerul cald este împins energic în sus de aerul rece care curge sub el, se formează un sistem diferit de nori. Deoarece straturile de suprafață de aer rece din cauza frecării se mișcă mai lent decât straturile de deasupra, interfața din partea sa inferioară se îndoaie brusc, aerul cald se ridică aproape vertical și în el se formează nori cumulonimbus. (Cb). Dacă mai sus se observă o alunecare ascendentă a aerului cald peste aerul rece, atunci (ca și în primul caz) se dezvoltă nori nimbostratus, altostratus și cirrostratus (ca și în primul caz). Dacă alunecarea în sus se oprește, norii nu se formează.

Se numesc norii formați când aerul cald se ridică deasupra aerului rece frontal. Dacă ridicarea aerului este cauzată de curgerea acestuia pe versanții munților și dealurilor, norii formați în acest caz se numesc orografice. La limita inferioară a stratului de inversare, care separă straturile de aer mai dense de cele mai puțin dense, apar valuri lungi de câteva sute de metri și înălțime de 20-50 m. Pe crestele acestor valuri, unde aerul se răcește pe măsură ce se ridică, se formează norii; formarea norilor nu are loc în depresiunile dintre creste. Deci, există benzi lungi paralele sau arbori. nori ondulați.În funcție de înălțimea locației lor, ele sunt altocumulus sau stratocumulus.

Dacă în atmosferă existau deja nori înainte de începerea mișcării valurilor, aceștia devin mai denși pe crestele valurilor și densitatea scade în depresiuni. Rezultatul este alternanța adesea observată a benzilor de nori mai întunecate și mai deschise. Cu amestecarea turbulentă a aerului pe o suprafață mare, de exemplu, ca urmare a creșterii frecării pe suprafață atunci când se deplasează de la mare la uscat, se formează un strat de nori, care se caracterizează prin putere inegală în părți diferiteși chiar pauze. Pierderea de căldură prin radiație noaptea iarna și toamna determină formarea de nori în aer cu un conținut ridicat de vapori de apă. Deoarece acest proces se desfășoară calm și continuu, apare un strat continuu de nori, topindu-se în timpul zilei.

Furtună. Procesul de formare a norilor este întotdeauna însoțit de electrificare și acumulare de taxe gratuite în nori. Electrificarea se observă chiar și în norii cumuluși mici, dar este deosebit de intensă în norii cumulonimbus puternici de dezvoltare verticală cu temperatură scăzută în partea superioară (t

Între secțiuni de nor cu sarcini diferite sau între nor și sol, apar descărcări electrice - fulger,însoţit tunet. Aceasta este o furtună. Durata unei furtuni este de maximum câteva ore. Aproximativ 2.000 de furtuni au loc pe Pământ în fiecare oră. Condițiile favorabile pentru apariția furtunilor sunt convecția puternică și conținutul ridicat de apă al norilor. Prin urmare, furtunile sunt deosebit de frecvente pe uscat la latitudini tropicale (până la 150 de zile pe an cu furtuni), la latitudini temperate pe uscat - cu furtuni 10-30 de zile pe an, peste mare - 5-10. Furtunile sunt foarte rare în regiunile polare.

Fenomene luminoase în atmosferă. Ca urmare a reflexiei, refracției și difracției razelor de lumină în picături și cristale de gheață de nori apar halouri, coroane, curcubee.

Aura - acestea sunt cercuri, arce, pete luminoase (sori falși), colorate și incolore, care apar în norii de gheață ai nivelului superior, mai des în cirostratus. Diversitatea haloului depinde de forma cristalelor de gheață, de orientarea și mișcarea acestora; înălțimea soarelui deasupra orizontului contează.

coroane - inele deschise, ușor colorate, care înconjoară Soarele sau Luna, care sunt translucide prin norii subțiri de apă. Poate exista o coroană adiacentă luminii (aureola) și pot exista mai multe „inele suplimentare” separate prin goluri. Fiecare coroană are o latură interioară îndreptată spre steaua este albastră, partea exterioară este roșie. Motivul apariției coroanelor este difracția luminii care trece între picăturile și cristalele norului. Dimensiunile coroanei depind de dimensiunea picăturilor și a cristalelor: cu cât picăturile (cristalele) sunt mai mari, cu atât coroana este mai mică și invers. Dacă elementele de nor devin mai mari în nor, raza coroanei scade treptat, iar când dimensiunea elementelor de nor scade (evaporare), aceasta crește. Coroane albe mari în jurul Soarelui sau Lunii „sori falși”; stâlpii sunt semne de vreme bună.

Curcubeu Este vizibil pe fundalul unui nor iluminat de Soare, din care cad picături de ploaie. Este un arc de lumină, vopsit în culori spectrale: marginea exterioară a arcului este roșie, marginea interioară este violet. Acest arc este o parte a unui cerc, al cărui centru este conectat prin „; axa”; (o linie dreaptă) cu ochiul observatorului și cu centrul discului solar. Dacă Soarele este jos la orizont, observatorul vede jumătate din cerc; dacă Soarele răsare, arcul devine mai mic pe măsură ce centrul cercului cade sub orizont. Când soarele este >42°, curcubeul nu este vizibil. Dintr-un avion, puteți observa un curcubeu sub forma unui cerc aproape complet.

Pe lângă curcubeul principal, există și altele secundare, ușor colorate. Un curcubeu este format prin refracția și reflectarea luminii solare în picăturile de apă. Razele care cad pe picături ies din picături parcă divergente, colorate și așa le vede observatorul. Când razele sunt refractate de două ori într-o picătură, apare un curcubeu secundar. Culoarea curcubeului, lățimea acestuia și tipul de arc secundar depind de dimensiunea picăturilor. Picăturile mari dau un curcubeu mai mic, dar mai strălucitor; pe măsură ce picăturile scad, curcubeul devine mai larg, culorile sale devin neclare; cu picături foarte mici, este aproape albă. Fenomenele luminoase din atmosferă, cauzate de modificări ale fasciculului de lumină sub influența picăturilor și a cristalelor, fac posibilă aprecierea structurii și stării norilor și pot fi utilizate în prognozele meteo.

Înnorarea, variația zilnică și anuală, distribuția norilor.

Înnorarea - gradul de acoperire cu nori a cerului: 0 - cer senin, 10 - înnorat, 5 - jumătate din cer este acoperită de nori, 1 - norii acoperă 1/10 din cer etc. La calcularea înnorării medii, zecimi ale unei unități se mai folosesc, de exemplu: 0,5 5,0, 8,7 etc. În cursul zilnic al înnorării pe uscat, se găsesc două maxime - dimineața devreme și după-amiaza. Dimineața, scăderea temperaturii și creșterea umidității relative contribuie la formarea norilor stratus; după-amiaza, datorită dezvoltării convecției, apar nori cumulus. Vara, maxima zilnică este mai pronunțată decât cea de dimineață. Iarna predomină norii stratus, iar înnorarea maximă are loc dimineața și noaptea. Peste Ocean, cursul zilnic al înnorării este inversul cursului său pe uscat: înnorarea maximă are loc noaptea, cea minimă - în timpul zilei.

Cursul anual de înnorare este foarte divers. La latitudini joase, acoperirea norilor nu se schimbă semnificativ pe parcursul anului. Pe continente, dezvoltarea maximă a norilor de convecție are loc vara. Maximul de înnorare de vară este observat în zona de dezvoltare a musonicului, precum și peste oceane la latitudini mari. În general, în distribuția nebulozității pe Pământ, zonarea este vizibilă, în principal datorită mișcării predominante a aerului - creșterea sau scăderea acestuia. Se notează două maxime - deasupra ecuatorului datorită mișcărilor puternice în sus a aerului umed și peste 60-70 ° Cu.și y.sh. în legătură cu ridicarea aerului în cicloni care predomină în latitudinile temperate. Pe uscat, înnorabilitatea este mai mică decât peste ocean, iar zonalitatea sa este mai puțin pronunțată. Minimele de nori sunt limitate la 20-30°S. și s. SH. si la poli; sunt asociate cu scăderea aerului.

Înnorabilitatea medie anuală pentru întregul Pământ este de 5,4; peste teren 4,9; peste Ocean 5.8. În Aswan (Egipt) înnorarea minimă medie anuală este de 0,5. În Marea Albă s-a observat cea mai mare medie anuală a înnorării (8,8); regiunile nordice ale oceanelor Atlantic și Pacific și coasta Antarcticii sunt caracterizate de nori mari.

Norii joacă un rol foarte important în plicul geografic. Ei transportă umiditate, precipitațiile sunt asociate cu ele. Învelișul de nori reflectă și împrăștie radiația solară și în același timp întârzie radiația termică a suprafeței pământului, reglând temperatura straturilor inferioare ale aerului: fără nori, fluctuațiile temperaturii aerului ar deveni foarte accentuate.

Precipitare. Precipitații atmosferice numită apă care a căzut la suprafață din atmosferă sub formă de ploaie, burniță, cereale, zăpadă, grindină. Precipitațiile cad în principal din nori, dar nu fiecare nor dă precipitații. Picăturile de apă și cristalele de gheață din nor sunt foarte mici, ușor de ținut de aer și chiar și curenții ascendenți slabi le duc în sus. Precipitațiile necesită ca elementele norilor să crească suficient de mari pentru a depăși curenții în creștere și rezistența aerului. Lărgirea unor elemente ale norului are loc în detrimentul altora, în primul rând, ca urmare a îmbinării picăturilor și a aderenței cristalelor și, în al doilea rând, și acesta este principalul lucru, ca urmare a evaporării unor elemente de norul, transferul difuz și condensarea vaporilor de apă asupra altora.

Ciocnirea picăturilor sau a cristalelor are loc în timpul mișcărilor aleatorii (turbulente) sau când acestea cad cu viteze diferite. Procesul de fuziune este împiedicat de o peliculă de aer pe suprafața picăturilor, care face ca picăturile care se ciocnesc să sară, precum și de sarcinile electrice cu același nume. Creșterea unor elemente de nor în detrimentul altora datorită transferului difuz al vaporilor de apă este deosebit de intensă în norii mixți. Deoarece conținutul maxim de umiditate peste apă este mai mare decât peste gheață, pentru cristalele de gheață dintr-un nor, vaporii de apă pot satura spațiul, în timp ce pentru picăturile de apă nu va exista saturație. Ca urmare, picăturile vor începe să se evapore, iar cristalele vor crește rapid din cauza condensului de umiditate pe suprafața lor.

În prezența picăturilor de diferite dimensiuni într-un nor de apă, începe mișcarea vaporilor de apă către picături mai mari și începe creșterea acestora. Dar, deoarece acest proces este foarte lent, picături foarte mici (0,05-0,5 mm în diametru) cad din norii de apă (strat, stratocumulus). Norii care au o structură omogenă, de obicei, nu produc precipitații. Condiții deosebit de favorabile pentru apariția precipitațiilor în norii de dezvoltare verticală. În partea inferioară a unui astfel de nor sunt picături de apă, în partea superioară sunt cristale de gheață, în zona intermediară sunt picături și cristale suprarăcite.

În cazuri rare, când este prezent în aer foarte umed un numar mare nuclee de condensare, se poate observa precipitarea picăturilor individuale de ploaie fără nori. Picăturile de ploaie au un diametru de 0,05 până la 7 mm (în medie 1,5 mm), picăturile mai mari se dezintegrează în aer. Picături de până la 0,5 mm în diametru burniță.

Picăturile de burniță care cad sunt imperceptibile pentru ochi. Ploaia reală este cu atât mai mare, cu atât curenții de aer ascendenți depășiți prin căderea picăturilor sunt mai puternici.La o viteză ascendentă a aerului de 4 m/s, picături cu diametrul de cel puțin 1 mm cad pe suprafața pământului: curenți ascendenți cu o viteză de 8 m/s nu poate depăși nici măcar cele mai mari picături. Temperatura picăturilor de ploaie care cad este întotdeauna puțin mai mică decât temperatura aerului. Dacă cristalele de gheață care cad din nor nu se topesc în aer, ele cad la suprafață precipitații solide(zăpadă, cereale, grindină).

Fulgi de nea sunt cristale hexagonale de gheață cu raze formate în procesul de sublimare. Fulgii de zăpadă umezi se lipesc împreună pentru a forma fulgi de zăpadă. Peletul de zăpadă este sferocristale rezultate din creșterea aleatorie a cristalelor de gheață în condiții de umiditate relativă ridicată (mai mare de 100%). Dacă o pelită de zăpadă este acoperită cu o coajă subțire de gheață, se transformă în nisip de gheață.

grindină cade în sezonul cald din norii puternici cumulonimbus . De obicei, căderea grindinei este de scurtă durată. Grindină se formează ca urmare a mișcării repetate a granulelor de gheață în nor în sus și în jos. Cazând, boabele cad în zona picăturilor de apă suprarăcite și sunt acoperite cu o coajă transparentă de gheață; apoi se ridică din nou în zona cristalelor de gheață și pe suprafața lor se formează un strat opac de cristale minuscule.

Grindina are un miez de zăpadă și o serie de coji de gheață alternante transparente și opace. Numărul de scoici și dimensiunea grindinei depind de câte ori s-a ridicat și a căzut în nor. Cel mai adesea, grindina cu un diametru de 6-20 mm cad, uneori sunt mult mai mari. De obicei, grindina cade la latitudini temperate, dar cea mai intensă cădere de grindină are loc la tropice. În regiunile polare nu cade grindina.

Precipitațiile se măsoară în funcție de grosimea stratului de apă în milimetri, care s-ar putea forma ca urmare a precipitațiilor pe o suprafață orizontală în absența evaporării și a infiltrării în sol. În funcție de intensitate (numărul de milimetri de precipitații într-un minut), precipitațiile se împart în slabe, moderate și grele. Natura precipitațiilor depinde de condițiile formării lor.

precipitații aeriene, caracterizate prin uniformitate și durată, cad de obicei sub formă de ploaie din norii nimbostratus.

ploi abundente caracterizat printr-o schimbare rapidă a intensității și durată scurtă. Ei cad din norii cumulus stratus sub formă de ploaie, zăpadă și ocazional ploaie și grindină. Au fost observate averse separate cu o intensitate de până la 21,5 mm/min (Insulele Hawaii).

Precipitații burnițe cad din stratocumulus și norii stratocumulus. Picăturile care le alcătuiesc (pe vreme rece - cele mai mici cristale) sunt abia vizibile și par a fi suspendate în aer.

Cursul zilnic al precipitațiilor coincide cu cursul zilnic al înnorării. Există două tipuri de modele zilnice de precipitații - continentale și marine (de coastă). tip continental are două maxime (dimineața și după-amiaza) și două minime (noaptea și înainte de prânz). tip marin- un maxim (noapte) și unul minim (zi). Cursul anual al precipitațiilor este diferit în diferite zone latitudinale și în diferite părți ale aceleiași zone. Depinde de cantitatea de căldură, regimul termic, mișcarea aerului, distribuția apei și a pământului și, în mare măsură, de topografie. Toată diversitatea cursului anual de precipitații nu poate fi redusă la mai multe tipuri, dar poate fi remarcată caracteristici pentru diferite latitudini, permițându-ne să vorbim despre zonalitatea sa. Latitudinile ecuatoriale sunt caracterizate de două anotimpuri ploioase (după echinocții) separate de două anotimpuri secetoase. În direcția tropicelor, se produc modificări ale regimului anual de precipitații, exprimate în convergența anotimpurilor umede și confluența acestora în apropierea tropicelor într-un singur sezon cu ploi abundente, care durează 4 luni pe an. În latitudinile subtropicale (35-40°) există și un sezon ploios, dar cade iarna. În latitudinile temperate, cursul anual al precipitațiilor este diferit peste Ocean, interiorul continentelor și coastele. Precipitațiile de iarnă predomină peste Ocean, iar precipitațiile de vară peste continente. Precipitațiile de vară sunt, de asemenea, tipice pentru latitudinile polare. Cursul anual al precipitațiilor în fiecare caz poate fi explicat doar luând în considerare circulația atmosferei.

Precipitațiile sunt cele mai abundente la latitudinile ecuatoriale, unde suma anuala sunt depăşiţi cu 1000-2000 mm. Pe insulele ecuatoriale Oceanul Pacific cade până la 4000-5000 mm pe an, iar pe versanții vântului ai munților insulelor tropicale până la 10000 mm. Ploile abundente sunt cauzate de curenți convectivi puternici de aer foarte umed. La nord și la sud de latitudinile ecuatoriale, cantitatea de precipitații scade, atingând un minim în apropierea paralelei 25-35 °, unde cantitatea medie anuală a acestora nu este mai mare de 500 mm. În interiorul continentelor și pe coastele vestice, ploile nu cad pe alocuri de câțiva ani. În latitudinile temperate, cantitatea de precipitații crește din nou și este în medie de 800 mm pe an; în partea interioară a continentelor sunt mai puține (500, 400 și chiar 250 mm pe an); pe malul Oceanului mai mult (până la 1000 mm pe an). La latitudini mari, la temperaturi scăzute și conținut scăzut de umiditate în aer, cantitatea anuală de precipitații

Precipitația maximă medie anuală cade în Cherrapunji (India) - aproximativ 12.270 mm. Cea mai mare precipitație anuală de acolo este de aproximativ 23.000 mm, cea mai mică - mai mult de 7.000 mm. Precipitația medie anuală minimă înregistrată este în Aswan (0).

Cantitatea totală de precipitații care cad pe suprafața Pământului într-un an poate forma un strat continuu de până la 1000 mm înălțime pe acesta.

Acoperire de zăpadă. Stratul de zăpadă se formează prin căderea zăpezii pe suprafața pământului la o temperatură suficient de scăzută pentru a o menține. Se caracterizează prin înălțime și densitate.

Înălțimea stratului de zăpadă, măsurată în centimetri, depinde de cantitatea de precipitații care a căzut pe o unitate de suprafață, de densitatea zăpezii (raportul dintre masă și volum), de teren, de stratul de vegetație și tot pe vântul care mişcă zăpada. În latitudinile temperate, înălțimea obișnuită a stratului de zăpadă este de 30-50 cm.Cea mai mare înălțime din Rusia este observată în bazinul din mijlocul Yenisei - 110 cm. În munți, poate ajunge la câțiva metri.

Având un albedo ridicat și radiații mari, stratul de zăpadă contribuie la scăderea temperaturii straturilor de aer de suprafață, mai ales pe vreme senină. Minimum si temperaturile maxime aerul deasupra stratului de zăpadă este mai scăzut decât în ​​aceleași condiții, dar în absența acestuia.

În regiunile polare și montane, stratul de zăpadă este permanent. În latitudinile temperate, durata apariției sale variază în funcție de condiții climatice. Stratul de zăpadă care persistă o lună se numește stabil. O astfel de acoperire de zăpadă se formează anual în cea mai mare parte a teritoriului Rusiei. În nordul îndepărtat, durează 8-9 luni, în regiunile centrale - 4-6, pe malul Mării Azov și Mării Negre, stratul de zăpadă este instabil. Topirea zăpezii este cauzată în principal de expunerea la aer cald care vine din alte zone. Sub acțiunea razelor solare, aproximativ 36% din stratul de zăpadă se topește. Ploaia caldă ajută la topire. Zăpada contaminată se topește mai repede.

Zăpada nu numai că se topește, dar se evaporă și în aer uscat. Dar evaporarea stratului de zăpadă este mai puțin importantă decât topirea.

Hidratarea. Pentru a estima condițiile de umezire a suprafeței, nu este suficient să cunoaștem doar cantitatea de precipitații. Cu aceeași cantitate de precipitații, dar evapotranspirație diferită, condițiile de umezire pot fi foarte diferite. Pentru a caracteriza condițiile de umiditate, utilizați coeficient de umiditate (K), reprezentând raportul dintre cantitatea de precipitații (r) la evaporare (Mânca) pentru aceeași perioadă.

Umiditatea este de obicei exprimată ca procent, dar poate fi exprimată ca fracție. Dacă cantitatea de precipitații este mai mică decât evaporarea, de ex. LA mai puțin de 100% (sau LA mai puțin de 1), umiditatea este insuficientă. La LA mai mult de 100% umiditate poate fi excesiva, la K=100% este normal. Dacă K=10% (0,1) sau mai puțin de 10%, vorbim de umiditate neglijabilă.

În semi-deșerturi, K este de 30%, dar 100% (100-150%).

Pe parcursul anului, pe suprafața pământului cad în medie 511 mii km 3 de precipitații, dintre care 108 mii km 3 (21%) cad pe uscat, restul în Ocean. Aproape jumătate din toate precipitațiile se încadrează între 20°N. SH. și 20°S SH. Regiunile polare reprezintă doar 4% din precipitații.

În medie, la fel de multă apă se evaporă de pe suprafața Pământului într-un an cât cade pe ea. Principala „;sursă”; umiditatea din atmosferă este Ocean la latitudini subtropicale, unde încălzirea suprafeței creează condiții pentru o evaporare maximă la o anumită temperatură. În aceleași latitudini de pe uscat, unde evaporarea este mare și nu există nimic de evaporat, apar regiuni fără scurgere și deșerturi. Pentru Oceanul în ansamblu, echilibrul apei este negativ (evaporarea este mai multă precipitații), pe uscat este pozitiv (evaporarea este mai puțină precipitații). Soldul global este egalizat prin intermediul unui „surplus” de scurgere; apa de la uscat la ocean.

modul atmosfera Pământul a fost investigat ca... influență asupra radiațiilor și termicmodulatmosfera determinand vremea si... suprafete. Majoritatea termic energia pe care o primeste atmosfera, vine de la subiacentsuprafete ...

Valoarea și modificarea acesteia pe suprafața care este încălzită direct de razele soarelui. Când este încălzită, această suprafață transferă căldură (în intervalul undelor lungi) atât către straturile subiacente, cât și către atmosferă. Suprafața în sine se numește suprafata activa.

Valoarea maximă a tuturor elementelor bilanţului termic este observată în orele apropiate de prânz. Excepție este schimbul maxim de căldură în sol, care cade la orele dimineții. Amplitudinile maxime ale variației diurne a componentelor bilanțului termic se observă vara, iar cele minime iarna.

În cursul diurn al temperaturii suprafeței, uscat și lipsit de vegetație, într-o zi senină, maximul apare după 14 ore, iar minimul este în jurul răsăritului. Înnorabilitatea poate perturba variația diurnă a temperaturii, determinând o schimbare a maximului și minimului. Umiditatea și vegetația de suprafață au o mare influență asupra cursului temperaturii.

Maximele zilnice ale temperaturii la suprafață pot fi de +80 o C sau mai mult. Fluctuațiile zilnice ajung la 40 o. Valorile valorilor extreme și amplitudinile temperaturii depind de latitudinea locului, anotimp, înnorare, proprietățile termice ale suprafeței, culoarea acesteia, rugozitatea, natura stratului de vegetație, orientarea pantei (expunerea).

Răspândirea căldurii de pe suprafața activă depinde de compoziția substratului de bază și va fi determinată de capacitatea sa de căldură și de conductibilitatea termică. La suprafața continentelor, substratul de bază este solul, în oceane (mări) - apa.

Solurile au in general o capacitate termica mai mica decat apa si o conductivitate termica mai mare. Prin urmare, se încălzesc și se răcesc mai repede decât apa.

Timpul este alocat transferului de căldură de la strat la strat, iar momentele de apariție a valorilor maxime și minime de temperatură în timpul zilei sunt întârziate la fiecare 10 cm cu aproximativ 3 ore. Cu cât stratul este mai adânc, cu atât primește mai puțină căldură și cu atât fluctuațiile de temperatură în el sunt mai slabe. Amplitudinea fluctuațiilor de temperatură diurnă cu adâncimea scade de 2 ori la fiecare 15 cm. La o adâncime medie de aproximativ 1 m, fluctuațiile zilnice ale temperaturii solului „se stinge”. Stratul în care se opresc se numește strat de temperatură zilnică constantă.

Cu cât perioada de fluctuații de temperatură este mai lungă, cu atât acestea se răspândesc mai adânc. Astfel, la latitudinile mijlocii, stratul de temperatură anuală constantă se află la adâncimea de 19–20 m, la latitudini mari, la adâncimea de 25 m, iar la latitudini tropicale, unde amplitudinile anuale ale temperaturii sunt mici, la adâncimea de 5–10 m. ani sunt întârziați în medie cu 20-30 de zile pe metru.

Temperatura din stratul de temperatură anuală constantă este apropiată de temperatura medie anuală a aerului deasupra suprafeței.

REGIMUL TERMIC AL SUPRAFEȚEI ȘI ATMOSFEREI DE SUBSTAGĂ

Suprafața încălzită direct de razele soarelui și care degajă căldură straturilor subiacente și aerului se numește activ. Temperatura suprafeței active, valoarea și modificarea acesteia (variația zilnică și anuală) sunt determinate de bilanţul termic.

Valoarea maximă a aproape tuturor componentelor bilanţului termic este observată în orele apropiate de prânz. Excepție este schimbul maxim de căldură în sol, care cade la orele dimineții.

Amplitudinile maxime ale variației diurne a componentelor bilanțului termic se observă vara, cele minime - iarna. În cursul diurn al temperaturii de suprafață, uscată și lipsită de vegetație, într-o zi senină, maxima are loc după ora 13:00, iar cea minimă are loc în jurul orei răsăritului. Înnorirea perturbă cursul regulat al temperaturii suprafeței și provoacă o schimbare a momentelor maxime și minime. Umiditatea și acoperirea cu vegetație influențează foarte mult temperatura suprafeței. Temperatura maximă a suprafeței în timpul zilei poate fi de + 80°C sau mai mult. Fluctuațiile zilnice ajung la 40°. Valoarea lor depinde de latitudinea locului, perioada anului, înnorabilitatea, proprietățile termice ale suprafeței, culoarea, rugozitatea acesteia, acoperirea cu vegetație și expunerea pantei.

Cursul anual al temperaturii stratului activ este diferit la diferite latitudini. Temperatura maximă la latitudini medii și înalte se observă de obicei în iunie, cea minimă - în ianuarie. Amplitudinile fluctuațiilor anuale ale temperaturii stratului activ la latitudini joase sunt foarte mici; la latitudini medii pe uscat, ajung la 30°. Fluctuațiile anuale ale temperaturii suprafeței la latitudini temperate și înalte sunt puternic influențate de stratul de zăpadă.

Este nevoie de timp pentru a transfera căldura de la strat la strat, iar momentele de apariție a temperaturilor maxime și minime din timpul zilei sunt întârziate la fiecare 10 cm cu aproximativ 3 ore. Dacă cea mai mare temperatură de la suprafață a fost în jurul orei 13:00, la o adâncime de 10 cm temperatura maximă va veni în jurul orei 16:00, iar la o adâncime de 20 cm - la aproximativ 19:00 etc. Cu încălzire succesivă dintre straturile subiacente de cele de deasupra, fiecare strat absoarbe o anumită cantitate de căldură. Cu cât stratul este mai adânc, cu atât primește mai puțină căldură și cu atât fluctuațiile de temperatură în el sunt mai slabe. Amplitudinea fluctuațiilor zilnice de temperatură cu adâncimea scade de 2 ori la fiecare 15 cm. Aceasta înseamnă că dacă la suprafață amplitudinea este de 16°, atunci la o adâncime de 15 cm este de 8°, iar la o adâncime de 30 cm este de 4°.

La o adâncime medie de aproximativ 1 m, fluctuațiile zilnice ale temperaturii solului „se stinge”. Stratul în care se opresc practic aceste oscilații se numește strat temperatura zilnică constantă.

Cu cât perioada de fluctuații de temperatură este mai lungă, cu atât acestea se răspândesc mai adânc. La latitudinile mijlocii, stratul de temperatură anuală constantă este situat la o adâncime de 19-20 m, la latitudini mari la adâncimea de 25 m. La latitudinile tropicale, amplitudinile anuale ale temperaturii sunt mici, iar stratul de amplitudine anuală constantă este situat la o adâncime de numai 5-10 m. iar temperaturile minime sunt întârziate în medie cu 20-30 de zile pe metru. Astfel, dacă cea mai scăzută temperatură de la suprafață a fost observată în ianuarie, la o adâncime de 2 m se produce la începutul lunii martie. Observațiile arată că temperatura din stratul de temperatură anuală constantă este apropiată de temperatura medie anuală a aerului deasupra suprafeței.

Apa, având o capacitate termică mai mare și o conductivitate termică mai mică decât pământul, se încălzește mai lent și eliberează căldură mai lent. Unele dintre razele solare care cad pe suprafața apei sunt absorbite de stratul superior, iar unele dintre ele pătrund la o adâncime considerabilă, încălzind direct o parte din stratul său.

Mobilitatea apei face posibil transferul de căldură. Datorită amestecării turbulente, transferul de căldură în profunzime are loc de 1000 - 10.000 de ori mai rapid decât prin conducerea căldurii. Când straturile de suprafață de apă se răcesc, are loc convecția termică, însoțită de amestecare. Fluctuațiile zilnice de temperatură pe suprafața Oceanului la latitudini mari sunt în medie de numai 0,1°, la latitudini temperate - 0,4°, la latitudini tropicale - 0,5°. Adâncimea de penetrare a acestor vibrații este de 15-20m. Amplitudinile anuale ale temperaturii de pe suprafața Oceanului variază de la 1° la latitudinile ecuatoriale până la 10,2° la latitudinile temperate. Fluctuațiile anuale de temperatură pătrund până la adâncimea de 200-300 m. Momentele de temperatură maximă în corpurile de apă sunt întârziate față de pământ. Maximul apare la aproximativ 15-16 ore, cel minim - 2-3 ore după răsărit.

Regimul termic al stratului inferior al atmosferei.

Aerul este încălzit, în principal, nu direct de razele soarelui, ci datorită transferului de căldură către acesta de către suprafața subiacentă (procesele de radiație și conducerea căldurii). Cel mai important rol în transferul de căldură de la suprafață către straturile supraiacente ale troposferei îl joacă schimbul de căldură și transferul căldurii latente de vaporizare. Se numește mișcarea aleatorie a particulelor de aer cauzată de încălzirea acesteia a unei suprafețe subiacente încălzite neuniform turbulențe termice sau convecție termică.

Dacă în loc de mici vârtejuri haotice în mișcare, încep să predomine mișcări puternice de aer ascendenți (termici) și mai puțin puternice descendente, convecția se numește ordonat.Încălzirea aerului de lângă suprafață se grăbește în sus, transferând căldură. Convecția termică se poate dezvolta doar atâta timp cât aerul are o temperatură mai mare decât temperatura mediului în care se ridică (o stare instabilă a atmosferei). Dacă temperatura aerului care se ridică este egală cu temperatura din jur, creșterea se va opri (o stare indiferentă a atmosferei); dacă aerul devine mai rece decât mediul, va începe să se scufunde (starea constantă a atmosferei).

Odată cu mișcarea turbulentă a aerului, tot mai multe dintre particulele sale, în contact cu suprafața, primesc căldură, iar ridicându-se și amestecându-se, o dau altor particule. Cantitatea de căldură primită de aer de la suprafață prin turbulență este de 400 de ori mai mare decât cantitatea de căldură pe care o primește ca urmare a radiației, iar ca urmare a transferului prin conducere moleculară a căldurii - de aproape 500.000 de ori. Căldura este transferată de la suprafață în atmosferă împreună cu umiditatea evaporată din aceasta și apoi eliberată în timpul procesului de condensare. Fiecare gram de vapori de apă conține 600 de calorii de căldură latentă de vaporizare.

În aerul în creștere, temperatura se modifică din cauza adiabatic proces, adică fără schimb de căldură cu mediul, datorită conversiei energiei interne a gazului în muncă și lucru în energie internă. Deoarece energia internă este proporțională cu temperatura absolută a gazului, temperatura se modifică. Aerul care se ridică se extinde, efectuează lucrări pentru care cheltuiește energie internă, iar temperatura acestuia scade. Aerul care coboară, dimpotrivă, este comprimat, energia cheltuită pentru expansiune este eliberată, iar temperatura aerului crește.

Uscat sau care conține vapori de apă, dar nesaturați cu ei, aerul, în creștere, se răcește adiabatic cu 1 ° la fiecare 100 m. Aerul saturat cu vapori de apă se răcește cu mai puțin de 1 ° când se ridică la 100 m, deoarece în el are loc condens, însoțit prin eliberare de căldură, compensând parțial căldura consumată la expansiune.

Cantitatea de răcire a aerului saturat atunci când acesta crește cu 100 m depinde de temperatura aerului și presiunea atmosferică și variază în limite largi. Aerul nesaturat, descendent, se încălzește cu 1 ° la 100 m, saturat cu o cantitate mai mică, deoarece în el are loc evaporarea, pentru care se consumă căldură. Aerul saturat în creștere pierde de obicei umiditatea în timpul precipitațiilor și devine nesaturat. Când este coborât, un astfel de aer se încălzește cu 1 ° la 100 m.

Ca urmare, scăderea temperaturii în timpul ascensiunii este mai mică decât creșterea acesteia în timpul coborârii, iar aerul care urcă și apoi coboară la același nivel la aceeași presiune va avea o temperatură diferită - temperatura finală va fi mai mare decât cea inițială. . Un astfel de proces se numește pseudoadiabatic.

Deoarece aerul este încălzit în principal de la suprafața activă, temperatura din atmosfera inferioară, de regulă, scade odată cu înălțimea. Gradientul vertical pentru troposferă este în medie de 0,6° la 100 m. Este considerat pozitiv dacă temperatura scade odată cu înălțimea și negativ dacă crește. În stratul de suprafață inferior al aerului (1,5-2 m), pante verticale pot fi foarte mari.

Creșterea temperaturii cu înălțimea se numește inversiune, și un strat de aer în care temperatura crește odată cu înălțimea, - strat de inversare.În atmosferă, aproape întotdeauna pot fi observate straturi de inversare. La suprafața pământului, când este puternic răcită, ca urmare a radiațiilor, inversiune radiativă(inversarea radiațiilor) . Apare în nopțile senine de vară și poate acoperi un strat de câteva sute de metri. Iarna, pe vreme senină, inversiunea persistă câteva zile și chiar săptămâni. Inversiunile de iarnă pot acoperi un strat de până la 1,5 km.

Inversiunea este sporita de conditiile de relief: aerul rece curge in depresiune si stagneaza acolo. Se numesc astfel de inversiuni orografice. Inversii puternice numite accidental, se formează în acele cazuri când aerul relativ cald ajunge pe o suprafață rece, răcindu-și straturile inferioare. Inversiunile advective diurne sunt slab exprimate, noaptea sunt intensificate de racirea radiativa. Primăvara, formarea unor astfel de inversiuni este facilitată de stratul de zăpadă care încă nu s-a topit.

Înghețurile sunt asociate cu fenomenul de inversare a temperaturii în stratul de aer de suprafață. Îngheța - o scădere a temperaturii aerului noaptea la 0 ° și mai jos într-un moment în care temperaturile medii zilnice sunt peste 0 ° (toamnă, primăvară). Se poate, de asemenea, ca înghețurile să fie observate numai pe sol atunci când temperatura aerului deasupra acestuia este peste zero.

Starea termică a atmosferei afectează propagarea luminii în ea. În cazurile în care temperatura se schimbă brusc odată cu înălțimea (crește sau scade), există miraje.

Miraj - o imagine imaginară a unui obiect care apare deasupra lui (mirajul superior) sau sub el (mirajul inferior). Mai puțin frecvente sunt mirajele laterale (imaginea apare din lateral). Cauza mirajelor este curbura traiectoriei razelor de lumină care vin de la un obiect către ochiul observatorului, ca urmare a refracției acestora la limita straturilor cu densități diferite.

Variația zilnică și anuală a temperaturii în troposfera inferioară până la o înălțime de 2 km reflectă în general variația temperaturii de suprafață. Odată cu distanța de la suprafață, amplitudinile fluctuațiilor de temperatură scad, iar momentele de maxim și minim sunt întârziate. Fluctuațiile zilnice ale temperaturii aerului în timpul iernii sunt vizibile până la o înălțime de 0,5 km, vara - până la 2 km.

Amplitudinea fluctuațiilor diurne de temperatură scade odată cu creșterea latitudinii. Cea mai mare amplitudine zilnică este în latitudinile subtropicale, cea mai mică - în cele polare. În latitudinile temperate, amplitudinile diurne sunt diferite în diferite perioade ale anului. La latitudini mari, cea mai mare amplitudine zilnică este primăvara și toamna, la latitudinile temperate - vara.

Cursul anual al temperaturii aerului depinde în primul rând de latitudinea locului. De la ecuator la poli, amplitudinea anuală a fluctuațiilor de temperatură a aerului crește.

Există patru tipuri de variații anuale de temperatură în funcție de magnitudinea amplitudinii și de momentul declanșării temperaturilor extreme.

tip ecuatorial caracterizat prin două maxime (după echinocţiu) şi două minime (după solstiţii). Amplitudinea peste Ocean este de aproximativ 1°, pe uscat - până la 10°. Temperatura este pozitivă pe tot parcursul anului.

tip tropical - unul maxim (după solstițiul de vară) și unul minim (după solstițiul de iarnă). Amplitudinea peste Ocean este de aproximativ 5°, pe uscat - până la 20°. Temperatura este pozitivă pe tot parcursul anului.

tip moderat - un maxim (în emisfera nordică peste uscat în iulie, peste Ocean în august) și un minim (în emisfera nordică peste uscat în ianuarie, peste Ocean în februarie). Se disting clar patru anotimpuri: cald, rece și două de tranziție. Amplitudinea temperaturii anuale crește odată cu creșterea latitudinii, precum și cu distanța față de Ocean: pe coastă 10 °, departe de Ocean - până la 60 ° și mai mult (în Yakutsk - -62,5 °). Temperatura în sezonul rece este negativă.

tip polar - iarna este foarte lungă și rece, vara este scurtă și răcoroasă. Amplitudinile anuale sunt de 25° și mai mult (pe uscat până la 65°). Temperatura este negativă în cea mai mare parte a anului. Imaginea de ansamblu a cursului anual al temperaturii aerului este complicată de influența unor factori, printre care suprafața de bază este de o importanță deosebită. La suprafața apei, variația anuală de temperatură este netezită; pe uscat, dimpotrivă, este mai pronunțată. Învelișul de zăpadă și gheață reduc foarte mult temperaturile anuale. Înălțimea locului deasupra nivelului Oceanului, relieful, distanța față de Ocean și înnorarea afectează, de asemenea. Cursul lin al temperaturii anuale a aerului este perturbat de perturbații cauzate de pătrunderea aerului rece sau, dimpotrivă, cald. Un exemplu poate fi revenirile de primăvară ale vremii reci (valuri de frig), revenirile de toamnă ale căldurii, dezghețurile de iarnă la latitudini temperate.

Distribuția temperaturii aerului la suprafața de bază.

Dacă suprafața pământului ar fi omogenă, iar atmosfera și hidrosfera ar fi staționare, distribuția căldurii pe suprafața Pământului ar fi determinată doar de afluxul radiației solare, iar temperatura aerului ar scădea treptat de la ecuator la poli, rămânând la fel la fiecare paralelă (temperaturi solare). Într-adevăr, temperaturile medii anuale ale aerului sunt determinate de bilanțul termic și depind de natura suprafeței subiacente și de schimbul de căldură interlatitudinal continuu realizat prin deplasarea aerului și apelor Oceanului și, prin urmare, diferă semnificativ de cele solare.

Temperaturile medii anuale efective ale aerului de lângă suprafața pământului la latitudini joase sunt mai scăzute, iar la latitudini mari, dimpotrivă, sunt mai mari decât cele solare. În emisfera sudică, temperaturile medii anuale efective la toate latitudinile sunt mai scăzute decât în ​​cea nordică. Temperatura medie a aerului de lângă suprafața pământului în emisfera nordică în ianuarie este de +8°C, în iulie +22°C; în sud - +10° C în iulie, +17° C în ianuarie. Temperatura medie a aerului pe an la suprafața pământului este de +14 ° C în ansamblu.

Dacă marcam cele mai ridicate temperaturi medii anuale sau lunare pe diferite meridiane și le conectăm, obținem o linie maxim termic, numit adesea ecuator termic. Probabil că este mai corect să considerăm ecuatorul termic paralela (cercul latitudinal) cu cele mai mari temperaturi medii normale ale anului sau din orice lună. Ecuatorul termic nu coincide cu cel geografic și este „deplasat” spre nord. Pe parcursul anului se deplasează de la 20° N. SH. (în iulie) până la 0° (în ianuarie). Există mai multe motive pentru deplasarea ecuatorului termic spre nord: predominanța pământului în latitudinile tropicale ale emisferei nordice, polul rece antarctic și, poate, durata verii contează (vara în emisfera sudică este mai scurtă). ).

Curele termice.

Izotermele sunt luate dincolo de limitele curelelor termice (de temperatură). Există șapte zone termice:

centura fierbinte, situat între izoterma anuală + 20 ° a emisferelor nordice și sudice; două zone temperate, delimitate din partea ecuatorului de izoterma anuală + 20 °, de poli de izoterma + 10 ° a lunii celei mai calde;

Două curele reci, situat între izoterma + 10 ° și și luna cea mai caldă;

Două curele de îngheț situat în apropierea polilor și mărginit de izoterma 0° a lunii celei mai calde. În emisfera nordică, aceasta este Groenlanda și spațiul din apropierea polului nord, în emisfera sudică - zona din interiorul paralelei de 60 ° S. SH.

Zonele de temperatură stau la baza zonelor climatice.În cadrul fiecărei centuri se observă variații mari de temperatură în funcție de suprafața subiacentă. Pe uscat, influența reliefului asupra temperaturii este foarte mare. Modificarea temperaturii cu înălțimea la fiecare 100 m nu este aceeași în diferite zone de temperatură. Gradientul vertical din stratul kilometric inferior al troposferei variază de la 0° pe suprafața de gheață a Antarcticii până la 0,8° în timpul verii peste deșerturile tropicale. Prin urmare, metoda de aducere a temperaturilor la nivelul mării folosind un gradient mediu (6°/100 m) poate duce uneori la erori grave. Modificarea temperaturii cu înălțimea este cauza zonalității climatice verticale.