Teplotný režim podkladového povrchu. Tepelný režim atmosféry a zemského povrchu
Tepelný režim zemského povrchu. Slnečné žiarenie prichádzajúce na Zem ohrieva hlavne jej povrch. Tepelný stav zemského povrchu je teda hlavným zdrojom ohrevu a ochladzovania spodných vrstiev atmosféry.
Podmienky ohrevu zemského povrchu závisia od jeho fyzikálne vlastnosti. V prvom rade ide o prudké rozdiely v zahrievaní povrchu zeme a vody. Na súši sa teplo šíri do hĺbky najmä neefektívnym vedením molekulárneho tepla. V tomto ohľade denné kolísanie teploty na povrchu zeme siaha len do hĺbky 1 m, a ročné - do 10-20 m. Vo vodnej hladine sa teplota šíri do hĺbky najmä miešaním vodných hmôt; molekulárna tepelná vodivosť je zanedbateľná. Okrem toho tu zohráva úlohu hlbší prienik žiarenia do vody a vyššia tepelná kapacita vody v porovnaní s pevninou. Preto sa denné a ročné teplotné výkyvy šíria vo vode do väčšej hĺbky ako na súši: denne - o desiatky metrov, ročné - o stovky metrov. Výsledkom je, že teplo vstupujúce a opúšťajúce zemský povrch je distribuované v tenšej vrstve pevniny ako vodná hladina. To znamená, že denné a ročné teplotné výkyvy na povrchu súše by mali byť oveľa väčšie ako na vodnej hladine. Keďže vzduch sa ohrieva od zemského povrchu, potom pri rovnakej hodnote slnečného žiarenia v lete a cez deň bude teplota vzduchu nad pevninou vyššia ako nad morom a naopak v zime a v noci.
Heterogenita povrchu krajiny ovplyvňuje aj podmienky jej ohrevu. Vegetácia počas dňa zabraňuje silnému zahrievaniu pôdy av noci znižuje jej ochladzovanie. Snehová pokrývka chráni pôdu pred nadmernými tepelnými stratami v zime. Denné amplitúdy teploty pod vegetáciou sa tak znížia. Kombinovaný efekt vegetačného krytu v lete a zasnežená zima znižuje ročnú amplitúdu teploty v porovnaní s holým povrchom.
Extrémne hranice kolísania teploty zemského povrchu sú nasledovné. V púšťach subtrópov môže teplota vystúpiť až na +80°, na zasneženom povrchu Antarktídy môže klesnúť až na -90°.
Na vodnej hladine sú oproti pevnine posunuté momenty nástupu maximálnej a minimálnej teploty v dennom a ročnom chode. Denné maximum nastáva okolo 15-16 hodina, aspoň 2-3 hodina po východe slnka. Ročná maximálna teplota povrchu oceánu sa vyskytuje na severnej pologuli v auguste, ročné minimum - vo februári. Maximálna pozorovaná teplota povrchu oceánu je asi 27°, povrch vnútrozemských vodných nádrží je 45°; minimálna teplota je -2 a -13°.
Tepelný režim atmosféry.Zmena teploty vzduchu je daná viacerými dôvodmi: slnečné a zemské žiarenie, molekulárna tepelná vodivosť, vyparovanie a kondenzácia vodnej pary, adiabatické zmeny a prenos tepla so vzduchovou hmotou.
Pre nižšie vrstvy atmosféry nemá priama absorpcia slnečného žiarenia žiadny vplyv. veľký význam, ich absorpcia dlhovlnného zemského žiarenia je oveľa významnejšia. Molekulová tepelná vodivosť ohrieva vzduch bezprostredne susediaci so zemským povrchom. Pri odparovaní vody dochádza k spotrebe tepla a následne k ochladzovaniu vzduchu, pri kondenzácii vodnej pary sa teplo uvoľňuje a vzduch sa ohrieva.
má veľký vplyv na rozloženie teploty vzduchu adiabatická zmena jej, t.j. zmena teploty bez výmeny tepla s okolitým vzduchom. Stúpajúci vzduch expanduje; práca sa vynakladá na expanziu, čo vedie k zníženiu teploty. Keď sa vzduch zníži, dôjde k opačnému procesu. Suchý alebo nesýtený vzduch sa ochladzuje adiabaticky každých 100 m zdvihnite o 1°. Vzduch nasýtený vodnou parou sa pri stúpaní ochladzuje o menšie množstvo (v priemere o 0,6 na 100 m stúpanie), pretože v tomto prípade dochádza ku kondenzácii vodnej pary, ktorá je sprevádzaná uvoľňovaním tepla.
Zvlášť veľký vplyv na tepelný režim atmosféry má prenos tepla spolu s hmotou vzduchu. Ako výsledok všeobecný obeh atmosfére neustále dochádza k vertikálnemu aj horizontálnemu pohybu vzdušných hmôt, ktoré zachytávajú celú hrúbku troposféry a prenikajú aj do nižšej stratosféry. Prvý je tzv konvekcia druhý - advekcia. Toto sú hlavné procesy, ktoré určujú skutočnú distribúciu teploty vzduchu nad zemským a morským povrchom a v rôznych nadmorských výškach. Adiabatické procesy sú len fyzikálnym dôsledkom teplotných zmien vo vzduchu pohybujúcich sa podľa zákonov atmosférickej cirkulácie. Úlohu prenosu tepla spolu s hmotnosťou vzduchu možno posúdiť tak, že množstvo tepla prijatého vzduchom v dôsledku konvekcie je 4 000-krát väčšie ako teplo prijaté sálaním zo zemského povrchu a 500 000-krát viac.
než teplo generované molekulárnym vedením tepla. Na základe stavovej rovnice pre plyny by teplota mala klesať s výškou. Avšak, kedy špeciálne podmienky teplota vykurovacieho a chladiaceho vzduchu sa môže zvyšovať s nadmorskou výškou. Takýto jav je tzv teplotná inverzia. Inverzia nastáva pri silnom ochladzovaní zemského povrchu v dôsledku žiarenia, pri prúdení studeného vzduchu do priehlbín, pri pohybe vzduchu nadol vo voľnej atmosfére, teda nad úrovňou trenia. Teplotné inverzie hrajú dôležitú úlohu v cirkulácii atmosféry a ovplyvňujú počasie a klímu. Denný a ročný chod teploty vzduchu závisí od priebehu slnečného žiarenia. Nástup teplotného maxima a minima je však oneskorený vo vzťahu k maximu a minimu slnečného žiarenia. Po poludní sa prílev tepla zo Slnka začína zmenšovať, no teplota vzduchu ešte nejaký čas stúpa, pretože úbytok slnečného žiarenia dopĺňa sálanie tepla zo zemského povrchu. V noci pokles teploty pokračuje až do východu slnka vplyvom zemského tepelného žiarenia (obr. 11). Podobný vzorec platí pre ročné kolísanie teploty. Amplitúda kolísania teploty vzduchu je menšia ako na zemskom povrchu a so vzdialenosťou od povrchu sa amplitúda kolísania prirodzene zmenšuje a momenty maximálnej a minimálnej teploty sú čoraz neskoršie. Veľkosť denných teplotných výkyvov klesá s rastúcou zemepisnou šírkou a s rastúcou oblačnosťou a zrážkami. Nad vodnou hladinou je amplitúda oveľa menšia ako nad pevninou.
Ak by bol zemský povrch homogénny a atmosféra a hydrosféra by boli stacionárne, potom by rozloženie tepla po povrchu bolo určené iba prílevom slnečného žiarenia a teplota vzduchu by postupne klesala od rovníka k pólom a zostala by rovnaké na každej rovnobežke. Táto teplota sa nazýva solárne.
Skutočné teploty závisia od charakteru povrchu a výmeny tepla medzi zemepisnými šírkami a výrazne sa líšia od teplôt slnka.Priemerné ročné teploty v rôznych zemepisných šírkach v stupňoch sú uvedené v tabuľke. 1.
Vizuálne znázornenie rozloženia teploty vzduchu na zemskom povrchu je znázornené mapami izoterm - čiar spájajúcich body s rovnakými teplotami (obr. 12, 13).
Ako je zrejmé z máp, izotermy sa výrazne odchyľujú od rovnobežiek, čo sa vysvetľuje niekoľkými dôvodmi: nerovnomerné zahrievanie pôdy a mora, prítomnosť teplých a studených morských prúdov, vplyv všeobecnej atmosférickej cirkulácie (napr. západný transport v miernych šírkach), vplyv reliéfu (bariérový efekt na pohyb vzduchu horských systémov, akumulácia studeného vzduchu v medzihorských kotlinách a pod.), veľkosť albeda (napr. veľké albedo snehovej- ľadový povrch Antarktídy a Grónska).
Absolútna maximálna teplota vzduchu na Zemi sa pozoruje v Afrike (Tripolis) - asi +58 °. Absolútne minimum je zaznamenané v Antarktíde (-88°).
Na základe rozloženia izoterm sa rozlišujú tepelné pásy na zemskom povrchu. Obratníky a polárne kruhy, obmedzujúce pásy s prudkou zmenou režimu osvetlenia (pozri kap. 1), sú v prvom priblížení hranicami zmeny tepelného režimu. Keďže skutočné teploty vzduchu sa líšia od slnečnej teploty, charakteristické izotermy sa berú ako tepelné zóny. Takéto izotermy sú: ročná 20° (hranica výrazných ročných období a malá teplotná amplitúda), najteplejší mesiac 10° (hranica rozšírenia lesa) a najteplejší mesiac 0° (hranica večného mrazu).
Medzi ročnými izotermami 20° oboch hemisfér sa nachádza horúci pás medzi ročnou izotermou 20° a izotermou
Zobrazenia príspevku: 873
Tepelná energia sa do spodných vrstiev atmosféry dostáva najmä z podložného povrchu. Tepelný režim týchto vrstiev
úzko súvisí s tepelným režimom zemského povrchu, preto je jeho štúdium aj jednou z dôležitých úloh meteorológie.
Hlavné fyzikálne procesy, pri ktorých pôda prijíma alebo odovzdáva teplo, sú: 1) prenos tepla sálaním; 2) turbulentná výmena tepla medzi podkladovým povrchom a atmosférou; 3) molekulárna výmena tepla medzi povrchom pôdy a spodnou fixovanou priľahlou vzduchovou vrstvou; 4) výmena tepla medzi vrstvami pôdy; 5) fázový prenos tepla: spotreba tepla na odparovanie vody, topenie ľadu a snehu na povrchu a v hĺbke pôdy, prípadne jeho uvoľňovanie pri spätných procesoch.
Tepelný režim povrchu zeme a vodných útvarov je určený ich termofyzikálnymi charakteristikami. Počas prípravy je potrebné venovať osobitnú pozornosť odvodeniu a analýze rovnice tepelnej vodivosti pôdy (Fourierova rovnica). Ak je pôda rovnomerná vertikálne, potom jej teplota t v hĺbke z v čase t možno určiť z Fourierovej rovnice
Kde A- tepelná difúznosť pôdy.
Dôsledkom tejto rovnice sú základné zákony šírenia teplotné výkyvy v pôde:
1. Zákon o invariancii periódy oscilácie s hĺbkou:
T(z) = const(2)
2. Zákon poklesu amplitúdy kmitov s hĺbkou:
(3)
kde a sú amplitúdy v hĺbkach 
A- tepelná difúznosť vrstvy pôdy ležiacej medzi hĺbkami;
3. Zákon fázového posunu kmitov s hĺbkou (zákon oneskorenia):
(4)
kde je meškanie, t.j. rozdiel medzi momentmi začiatku rovnakej fázy kmitov (napríklad maxima) v hĺbkach a Kolísanie teploty preniká do pôdy do hĺbky znp definovaný pomerom:
(5)
Okrem toho je potrebné venovať pozornosť niekoľkým dôsledkom zo zákona o znížení amplitúdy oscilácií s hĺbkou:
a) hĺbky v rôznych pôdach ( ) amplitúdy teplotných výkyvov s rovnakou periódou ( = T 2) pokles v rovnaké čísločasy sú vo vzájomnom vzťahu ako druhé odmocniny tepelnej difúznosti týchto pôd
b) hĺbky, v ktorých v tej istej pôde ( A= konštanta) amplitúdy teplotných výkyvov s rôznymi periódami ( ) znížiť o rovnakú sumu =konšt, spolu súvisia ako druhé odmocniny periód oscilácií
(7)
Je potrebné jasne pochopiť fyzikálny význam a vlastnosti tvorby toku tepla do pôdy.
Povrchová hustota tepelného toku v pôde je určená vzorcom:
kde λ je súčiniteľ tepelnej vodivosti vertikálneho teplotného gradientu pôdy.
Okamžitá hodnota R sú vyjadrené v kW/m zaokrúhlené na stotiny, súčty R - v MJ / m 2 (hodinové a denné - až stotiny, mesačné - až jednotky, ročné - až desiatky).
Priemerná hustota povrchového tepelného toku cez povrch pôdy za časový interval t je opísaná vzorcom
kde C je objemová tepelná kapacita pôdy; interval; z „ p- hĺbka prieniku teplotných výkyvov; ∆tcp- rozdiel medzi priemernými teplotami pôdnej vrstvy do hĺbky znp na konci a na začiatku intervalu m Uveďme hlavné príklady úloh na tému „Tepelný režim pôdy“.
Úloha 1. V akej hĺbke klesá e násobok amplitúdy denných výkyvov v pôde s koeficientom tepelnej difúznosti A\u003d 18,84 cm2/h?
Riešenie. Z rovnice (3) vyplýva, že amplitúda denných fluktuácií sa zníži o faktor e v hĺbke zodpovedajúcej stavu
Úloha 2. Zistite hĺbku prieniku denných teplotných výkyvov do žuly a suchého piesku, ak sú extrémne povrchové teploty priľahlých oblastí so žulovou pôdou 34,8 °C a 14,5 °C a so suchou piesočnatou pôdou 42,3 °C a 7,8 °C . tepelná difúznosť žuly A g \u003d 72,0 cm 2 / h, suchý piesok A n \u003d 23,0 cm2/h.
Riešenie. Amplitúda teploty na povrchu žuly a piesku sa rovná:
Hĺbka prieniku sa posudzuje podľa vzorca (5):
Vďaka väčšej tepelnej difúznosti žuly sme získali aj väčšiu hĺbku prieniku denných teplotných výkyvov.
Úloha 3. Za predpokladu, že teplota hornej vrstvy pôdy sa mení lineárne s hĺbkou, je potrebné vypočítať hustotu povrchového tepelného toku v suchom piesku, ak je jeho povrchová teplota 23,6 "S, a teplota v hĺbke 5 cm je 19,4 °C.
Riešenie. Teplotný gradient pôdy sa v tomto prípade rovná:
Tepelná vodivosť suchého piesku λ= 1,0 W/m*K. Tepelný tok do pôdy je určený vzorcom:
P = -A - = 1,0 84,0 10 "3 \u003d 0,08 kW / m 2
Tepelný režim povrchovej vrstvy atmosféry je determinovaný najmä turbulentným miešaním, ktorého intenzita závisí od dynamických faktorov (drsnosť zemského povrchu a gradienty rýchlosti vetra na rôznych úrovniach, miera pohybu) a tepelných faktorov (nehomogenita ohrev rôznych častí povrchu a vertikálne rozloženie teplôt).
Na charakterizáciu intenzity turbulentného miešania sa používa koeficient turbulentnej výmeny A a koeficient turbulencie TO. Sú príbuzné pomerom
K \u003d A / str(10)
Kde R - hustota vzduchu.
Koeficient turbulencie TO merané v m 2 / s s presnosťou na stotiny. Zvyčajne sa v povrchovej vrstve atmosféry používa koeficient turbulencie TO] na vysokej G"= 1 m. V rámci povrchovej vrstvy:
Kde z- výška (m).
Musíte poznať základné metódy určovania TO\.
Úloha 1. Vypočítajte povrchovú hustotu vertikálneho tepelného toku v povrchovej vrstve atmosféry cez oblasť, na úrovni ktorej je hustota vzduchu rovná normálu, koeficient turbulencie je 0,40 m 2 /s a vertikálny teplotný gradient je 30,0 ° C/100 m.
Riešenie. Plošnú hustotu vertikálneho tepelného toku vypočítame podľa vzorca
L=1,3*1005*0,40*
Študovať faktory ovplyvňujúce tepelný režim povrchovej vrstvy atmosféry, ako aj periodické a neperiodické zmeny teploty voľnej atmosféry. Rovnice tepelnej bilancie zemského povrchu a atmosféry popisujú zákon zachovania energie prijatej aktívnou vrstvou Zeme. Zvážte denný a ročný priebeh tepelnej bilancie a dôvody jej zmien.
Literatúra
kapitola Sh, ch. 2, § 1 -8.
Otázky na samovyšetrenie
1. Aké faktory určujú tepelný režim pôdy a vodných plôch?
2. Aký je fyzikálny význam termofyzikálnych charakteristík a ako ovplyvňujú teplotný režim pôdy, vzduchu, vody?
3. Od čoho a ako závisia amplitúdy denných a ročných výkyvov teploty povrchu pôdy?
4. Formulujte základné zákony rozloženia kolísania teploty v pôde?
5. Aké sú dôsledky základných zákonitostí rozloženia teplotných výkyvov v pôde?
6. Aké sú priemerné hĺbky prieniku denných a ročných teplotných výkyvov v pôde a vo vodných útvaroch?
7. Aký vplyv má vegetácia a snehová pokrývka na tepelný režim pôdy?
8. Aké sú znaky tepelného režimu vodných útvarov na rozdiel od tepelného režimu pôdy?
9. Aké faktory ovplyvňujú intenzitu turbulencií v atmosfére?
10. Aké kvantitatívne charakteristiky turbulencie poznáte?
11. Aké sú hlavné metódy stanovenia koeficientu turbulencie, ich výhody a nevýhody?
12. Nakreslite a analyzujte denný priebeh koeficientu turbulencie nad zemským a vodným povrchom. Aké sú dôvody ich odlišnosti?
13. Ako sa určuje povrchová hustota vertikálneho turbulentného tepelného toku v povrchovej vrstve atmosféry?
Povrch priamo ohrievaný slnečnými lúčmi a odovzdávajúci teplo podložným vrstvám a vzduchu je tzv aktívny. Teplotu aktívneho povrchu, jej hodnotu a zmenu (denné a ročné kolísanie) určuje tepelná bilancia.
Maximálna hodnota takmer všetkých zložiek tepelnej bilancie sa pozoruje v blízkosti poludnia. Výnimkou je maximálna výmena tepla v pôde, ktorá pripadá na ranné hodiny.
Maximálne amplitúdy denných variácií zložiek tepelnej bilancie sú uvedené v letný čas, minimum - v zime. IN denný kurz povrchová teplota, suchá a bez vegetácie, za jasného dňa sa maximum vyskytuje po 13:00 a minimum - približne v čase východu slnka. Oblačnosť narúša pravidelný priebeh povrchovej teploty a spôsobuje posun momentov maxím a miním. Vlhkosť a vegetačný kryt výrazne ovplyvňujú povrchovú teplotu. Maximálne denné povrchové teploty môžu byť + 80°C alebo viac. Denné výkyvy dosahujú 40°. Ich hodnota závisí od zemepisnej šírky miesta, ročného obdobia, oblačnosti, tepelných vlastností povrchu, jeho farby, drsnosti, vegetačného krytu, expozície svahu.
Ročný chod teploty aktívnej vrstvy je v rôznych zemepisných šírkach rôzny. Maximálna teplota v stredných a vysokých zemepisných šírkach sa zvyčajne pozoruje v júni, minimálna - v januári. Amplitúdy ročných výkyvov teploty aktívnej vrstvy v nízkych zemepisných šírkach sú veľmi malé, v stredných zemepisných šírkach na súši dosahujú 30°. Ročné výkyvy povrchovej teploty v miernych a vysokých zemepisných šírkach sú silne ovplyvnené snehovou pokrývkou.
Čas sa vynakladá na prenos tepla z vrstvy do vrstvy a okamihy nástupu maximálnych a minimálnych teplôt počas dňa sa oneskorujú o každých 10 cm o približne 3 hodiny. Ak na povrchu najvyššia teplota bola asi 13 hodín, v hĺbke 10 cm maximálna teplota príde asi o 16 hodín a v hĺbke 20 cm - asi 19 hodín atď. Pri postupnom zahrievaní podkladových vrstiev od nadložných každá vrstva absorbuje určité množstvo tepla. Čím je vrstva hlbšia, tým menej tepla prijíma a tým slabšie sú v nej výkyvy teplôt. Amplitúda denných teplotných výkyvov s hĺbkou klesá 2-krát na každých 15 cm. To znamená, že ak je na povrchu amplitúda 16°, potom v hĺbke 15 cm je to 8° a v hĺbke 30 cm je to 4°.
V priemernej hĺbke okolo 1 m „doznievajú“ denné výkyvy teploty pôdy. Vrstva, v ktorej sa tieto kmity prakticky zastavia, sa nazýva vrstva stála denná teplota.
Čím dlhšie je obdobie teplotných výkyvov, tým hlbšie sa šíria. V stredných zemepisných šírkach sa vrstva konštantnej ročnej teploty nachádza v hĺbke 19-20 m, vo vysokých zemepisných šírkach v hĺbke 25 m.V tropických šírkach sú ročné amplitúdy teplôt malé a vrstva konštantnej ročnej amplitúdy je nachádza sa v hĺbke len 5-10 m a minimálne teploty sa oneskorujú v priemere o 20-30 dní na meter. Ak teda bola najnižšia teplota na povrchu pozorovaná v januári, v hĺbke 2 m sa vyskytuje začiatkom marca. Pozorovania ukazujú, že teplota vo vrstve konštantnej ročnej teploty je blízka priemernej ročnej teplote vzduchu nad povrchom.
Voda, ktorá má vyššiu tepelnú kapacitu a nižšiu tepelnú vodivosť ako pôda, sa ohrieva pomalšie a pomalšie uvoľňuje teplo. Časť slnečných lúčov dopadajúcich na vodnú hladinu je absorbovaná najvrchnejšou vrstvou a časť z nich preniká do značnej hĺbky, pričom priamo ohrieva časť jej vrstvy.
Pohyblivosť vody umožňuje prenos tepla. V dôsledku turbulentného miešania dochádza k prenosu tepla do hĺbky 1000 - 10 000 krát rýchlejšie ako pri vedení tepla. Pri ochladzovaní povrchových vrstiev vody dochádza k tepelnej konvekcii sprevádzanej miešaním. Denné teplotné výkyvy na povrchu oceánu vo vysokých zemepisných šírkach sú v priemere iba 0,1 °, v miernych šírkach - 0,4 °, v tropických šírkach - 0,5 °. Hĺbka prieniku týchto vibrácií je 15-20m. Ročné amplitúdy teplôt na povrchu oceánu sa pohybujú od 1° v rovníkových šírkach do 10,2° v miernych šírkach. Ročné teplotné výkyvy prenikajú do hĺbky 200-300 m.Momenty maximálnej teploty vo vodných útvaroch sú v porovnaní s pevninou oneskorené. Maximum nastáva asi 15-16 hodín, minimum - 2-3 hodiny po východe slnka.
Tepelný režim spodnej vrstvy atmosféry.
Vzduch sa ohrieva hlavne nie priamo slnečnými lúčmi, ale prenosom tepla do neho podkladovým povrchom (procesy sálania a vedenia tepla). Najdôležitejšiu úlohu pri prenose tepla z povrchu do nadložných vrstiev troposféry zohrávajú výmena tepla a prenos latentného tepla vyparovania. Náhodný pohyb častíc vzduchu spôsobený jeho zahrievaním nerovnomerne zohriateho podkladového povrchu sa nazýva tepelná turbulencia alebo tepelná konvekcia.
Ak namiesto malých chaotických pohybujúcich sa vírov začnú prevládať mohutné vzostupné (termické) a menej mohutné zostupné pohyby vzduchu, konvekcia je tzv. usporiadaný. Ohrievanie vzduchu v blízkosti povrchu sa ponáhľa nahor a prenáša teplo. Tepelná konvekcia sa môže rozvíjať len dovtedy, kým má vzduch vyššiu teplotu ako je teplota prostredia, v ktorom stúpa (nestabilný stav atmosféry). Ak sa teplota stúpajúceho vzduchu rovná teplote jeho okolia, stúpanie sa zastaví (ľahostajný stav atmosféry); ak je vzduch chladnejší ako prostredie, začne klesať (ustálený stav atmosféry).
S turbulentným pohybom vzduchu stále viac jeho častíc v kontakte s povrchom prijíma teplo a stúpaním a miešaním ho odovzdáva iným časticiam. Množstvo tepla prijatého vzduchom z povrchu prostredníctvom turbulencie, väčšie množstvo teplo, ktoré prijal v dôsledku žiarenia, 400-krát a v dôsledku prenosu molekulárnym vedením tepla - takmer 500 000-krát. Teplo sa prenáša z povrchu do atmosféry spolu s vlhkosťou, ktorá sa z neho odparuje, a potom sa uvoľňuje počas procesu kondenzácie. Každý gram vodnej pary obsahuje 600 kalórií latentného tepla vyparovania.
Pri stúpajúcom vzduchu sa teplota mení v dôsledku adiabatické procesu, t.j. bez výmeny tepla s životné prostredie, premenou vnútornej energie plynu na prácu a práce na vnútornú energiu. Keďže vnútorná energia je úmerná absolútnej teplote plynu, teplota sa mení. Stúpajúci vzduch sa rozpína, koná prácu, na ktorú vynakladá vnútornú energiu a jeho teplota klesá. Klesajúci vzduch sa naopak stláča, uvoľňuje sa energia vynaložená na expanziu a teplota vzduchu stúpa.
Množstvo ochladzovania nasýteného vzduchu pri jeho stúpaní o 100 m závisí od teploty vzduchu a na atmosferický tlak a značne sa líšia. Nenasýtený vzduch, ktorý klesá, sa ohrieva o 1 ° na 100 m, nasýtený menším množstvom, pretože v ňom dochádza k vyparovaniu, na ktoré sa spotrebuje teplo. Stúpajúci nasýtený vzduch zvyčajne počas zrážok stráca vlhkosť a stáva sa nenasýteným. Pri spustení sa takýto vzduch ohreje o 1 ° na 100 m.
Výsledkom je, že pokles teploty počas stúpania je menší ako jej nárast počas znižovania a vzduch, ktorý stúpa a potom klesá na rovnakej úrovni pri rovnakom tlaku, bude mať inú teplotu - konečná teplota bude vyššia ako počiatočná . Takýto proces sa nazýva pseudoadiabatický.
Keďže vzduch sa ohrieva hlavne z aktívneho povrchu, teplota v spodnej atmosfére spravidla klesá s výškou. Vertikálny gradient pre troposféru je v priemere 0,6° na 100 m. Považuje sa za pozitívny, ak teplota klesá s výškou, a za negatívny, ak stúpa. V spodnej povrchovej vrstve vzduchu (1,5-2 m) môžu byť vertikálne gradienty veľmi veľké.
Nárast teploty s výškou je tzv inverzia a vrstva vzduchu, v ktorej teplota stúpa s výškou, - inverzná vrstva. V atmosfére možno takmer vždy pozorovať vrstvy inverzie. Na zemskom povrchu, keď je silne ochladzovaný v dôsledku žiarenia, radiačná inverzia(inverzia žiarenia) . Objavuje sa v jasnom letné noci a môže pokryť vrstvu niekoľko stoviek metrov. V zime za jasného počasia inverzia pretrváva niekoľko dní až týždňov. Zimné inverzie môžu pokryť vrstvu až do 1,5 km.
Inverziu umocňujú reliéfne podmienky: studený vzduch prúdi do depresie a tam stagnuje. Takéto inverzie sa nazývajú orografický. Mocné inverzie tzv náhodný, sa tvoria v tých prípadoch, keď relatívne teplý vzduch prichádza na studený povrch a ochladzuje jeho spodné vrstvy. Denné advektívne inverzie sú slabo vyjadrené, v noci sú zosilnené radiačným ochladzovaním. Na jar tvorbu takýchto inverzií uľahčuje ešte neroztopená snehová pokrývka.
Mrazy sú spojené s javom teplotnej inverzie v povrchovej vrstve vzduchu. Zmraziť - pokles teploty vzduchu v noci na 0 ° a nižšie v čase, keď sú priemerné denné teploty nad 0 ° (jeseň, jar). Môže sa tiež stať, že mrazy sú pozorované iba na pôde, keď je teplota vzduchu nad nulou.
Tepelný stav atmosféry ovplyvňuje šírenie svetla v nej. V prípadoch, keď sa teplota prudko mení s výškou (zvyšuje sa alebo klesá), existujú fatamorgány.
Mirage - imaginárny obraz objektu, ktorý sa objaví nad ním (horná fatamorgána) alebo pod ňou (dolná fatamorgána). Menej časté sú bočné fatamorgány (obrázok sa objavuje zboku). Príčinou fatamorgánov je zakrivenie trajektórie svetelných lúčov prichádzajúcich z objektu do oka pozorovateľa v dôsledku ich lomu na hranici vrstiev s rôznou hustotou.
Denné a ročné kolísanie teploty v dolnej troposfére do výšky 2 km vo všeobecnosti odráža kolísanie povrchovej teploty. So vzdialenosťou od povrchu sa amplitúdy teplotných výkyvov znižujú a momenty maxima a minima sa oneskorujú. Denné výkyvy teploty vzduchu v zime sú viditeľné do výšky 0,5 km, v lete - do 2 km.
Amplitúda denných teplotných výkyvov klesá s rastúcou zemepisnou šírkou. Najväčšia denná amplitúda je v subtropických zemepisných šírkach, najmenšia - v polárnych. V miernych zemepisných šírkach sú denné amplitúdy v rôznych obdobiach roka rôzne. Vo vysokých zemepisných šírkach je najväčšia denná amplitúda na jar a na jeseň, v miernych šírkach - v lete.
Ročný chod teploty vzduchu závisí predovšetkým od zemepisnej šírky miesta. Od rovníka k pólom sa ročná amplitúda kolísania teploty vzduchu zvyšuje.
Existujú štyri typy ročných teplotných zmien podľa veľkosti amplitúdy a času nástupu extrémnych teplôt.
rovníkový typ charakterizované dvoma maximami (po rovnodennosti) a dvoma minimami (po slnovratoch). Amplitúda nad oceánom je asi 1 °, nad pevninou - až 10 °. Teplota je počas celého roka pozitívna.
Tropický typ - jedno maximum (po letnom slnovrate) a jedno minimum (po zimnom slnovrate). Amplitúda nad oceánom je asi 5 °, na súši - až 20 °. Teplota je počas celého roka pozitívna.
Stredný typ - jedno maximum (na severnej pologuli nad pevninou v júli, nad oceánom v auguste) a jedno minimum (na severnej pologuli nad pevninou v januári, nad oceánom vo februári). Jasne sa rozlišujú štyri ročné obdobia: teplé, studené a dve prechodné. Ročná amplitúda teploty sa zvyšuje so zvyšujúcou sa zemepisnou šírkou, ako aj so vzdialenosťou od oceánu: na pobreží 10 °, preč od oceánu - až 60 ° a viac (v Jakutsku -62,5 °). Teplota v chladnom období je negatívna.
polárny typ - zima je veľmi dlhá a studená, leto krátke a chladné. Ročné amplitúdy sú 25° a viac (nad pevninou do 65°). Teploty sú väčšinu roka negatívne. Celkový obraz o ročnom chode teploty vzduchu komplikuje vplyv faktorov, medzi ktorými má osobitný význam podkladový povrch. Nad vodnou hladinou sa ročné kolísanie teplôt vyhladzuje, nad pevninou je naopak výraznejšie. Snehová a ľadová pokrývka výrazne znižuje ročné teploty. Ovplyvňuje aj výška miesta nad hladinou oceánu, reliéf, vzdialenosť od oceánu a oblačnosť. Hladký priebeh ročnej teploty vzduchu narúšajú poruchy spôsobené vpádom studeného alebo naopak teplého vzduchu. Príkladom môžu byť jarné návraty chladného počasia (studené vlny), jesenné návraty tepla, zimné topenia v miernych zemepisných šírkach.
Rozloženie teploty vzduchu na podkladovom povrchu.
Ak by bol zemský povrch homogénny a atmosféra a hydrosféra by boli stacionárne, distribúcia tepla po povrchu Zeme by bola určovaná iba prílevom slnečného žiarenia a teplota vzduchu by postupne klesala od rovníka k pólom a zostala by rovnaké pri každej paralele (teplota slnka). Naozaj priemerné ročné teploty vzduchu sú určené tepelnou bilanciou a závisia od charakteru podkladového povrchu a nepretržitej výmeny tepla medzi zemepisnými šírkami uskutočňovanej pohybom vzduchu a vôd oceánu, a preto sa výrazne líšia od solárnych.
Skutočné priemerné ročné teploty vzduchu pri zemskom povrchu v nízkych zemepisných šírkach sú nižšie a vo vysokých sú, naopak, vyššie ako slnečné. Na južnej pologuli sú skutočné priemerné ročné teploty vo všetkých zemepisných šírkach nižšie ako na severnej. priemerná teplota vzduch v blízkosti zemského povrchu na severnej pologuli v januári + 8 ° С, v júli + 22 ° С; na juhu - v júli + 10 ° C, v januári + 17 ° C. Ročné amplitúdy kolísania teploty vzduchu, zložky pre Severná hemisféra 14° a pre južnú len 7° indikujú menšiu kontinentalitu južnej pologule. Priemerná ročná teplota vzduchu na zemskom povrchu je +14 ° C ako celok.
Ak označíme najvyššie priemerné ročné alebo mesačné teploty na rôznych meridiánoch a spojíme ich, dostaneme čiaru tepelné maximum,často nazývaný tepelný rovník. Pravdepodobne je správnejšie považovať rovnobežku (zemepisnú kružnicu) s najvyššími normálnymi priemernými teplotami v roku alebo v ktoromkoľvek mesiaci za tepelný rovník. Tepelný rovník sa nezhoduje s geografickým a je „posunutý“; na sever. Počas roka sa pohybuje od 20° severnej šírky. sh. (v júli) na 0° (v januári). Existuje niekoľko dôvodov pre posun tepelného rovníka na sever: prevaha pevniny v tropických zemepisných šírkach severnej pologule, antarktický studený pól a možno aj trvanie letných záležitostí (leto na južnej pologuli je kratšie ).
Tepelné pásy.
Izotermy sa preberajú za hranice tepelných (teplotných) pásov. Existuje sedem tepelných zón:
horúci pás, ktorý sa nachádza medzi ročnou izotermou + 20 ° severnej a južnej pologule; dva mierne pásy, ohraničené zo strany rovníka ročnou izotermou + 20 °, zo strany pólov izotermou + 10 ° najteplejšieho mesiaca;
dva studené pásy, ktorý sa nachádza medzi izotermou + 10 ° a a najteplejším mesiacom;
dva mrazové pásy nachádza sa v blízkosti pólov a je ohraničená izotermou 0° najteplejšieho mesiaca. Na severnej pologuli je to Grónsko a priestor blízko severného pólu, na južnej pologuli - oblasť vo vnútri rovnobežky 60 ° j. sh.
Teplotné pásma sú základom klimatických pásiem. V rámci každého pásu sú pozorované veľké zmeny teploty v závislosti od podkladového povrchu. Na súši je vplyv reliéfu na teplotu veľmi veľký. Zmena teploty s výškou na každých 100 m nie je rovnaká v rôznych teplotných zónach. Vertikálny gradient v spodnej kilometrovej vrstve troposféry sa mení od 0° nad ľadovým povrchom Antarktídy do 0,8° v lete nad tropickými púšťami. Metóda privádzania teplôt na hladinu mora pomocou priemerného gradientu (6°/100 m) preto môže niekedy viesť k hrubým chybám. Zmena teploty s výškou je príčinou vertikálnej klimatickej zonality.
VODA V ATMOSFÉRE
Zemská atmosféra obsahuje asi 14 000 km 3 vodnej pary. Voda sa do atmosféry dostáva najmä v dôsledku vyparovania z povrchu Zeme. Vlhkosť kondenzuje v atmosfére, je unášaná vzdušnými prúdmi a padá späť na zemský povrch. Existuje neustály kolobeh vody, ktorý je možný vďaka jej schopnosti byť v troch skupenstvách (tuhá látka, kvapalina a para) a ľahko sa pohybovať z jedného stavu do druhého.
Charakteristika vlhkosti vzduchu.
Absolútna vlhkosť - obsah vodnej pary v atmosfére v gramoch na 1 m 3 vzduchu ("; a";).
Relatívna vlhkosť - pomer skutočného tlaku vodnej pary k elasticite nasýtenia, vyjadrený v percentách. Relatívna vlhkosť charakterizuje stupeň nasýtenia vzduchu vodnou parou.
Nedostatok vlhkosti- nedostatok nasýtenia pri danej teplote:
Rosný bod - teplota, pri ktorej ho vodná para vo vzduchu nasýti.
Odparovanie a vyparovanie. Vodná para vstupuje do atmosféry vyparovaním z podkladového povrchu (fyzikálnym vyparovaním) a transpiráciou. Proces fyzikálneho vyparovania spočíva v prekonaní kohéznych síl rýchlo sa pohybujúcich molekúl vody, v ich oddelení od povrchu a prechode do atmosféry. Čím vyššia je teplota odparovacieho povrchu, tým rýchlejší je pohyb molekúl a tým viac sa ich dostáva do atmosféry.
Keď je vzduch nasýtený vodnou parou, proces vyparovania sa zastaví.
Proces odparovania vyžaduje teplo: odparenie 1 g vody vyžaduje 597 cal, odparenie 1 g ľadu vyžaduje o 80 cal viac. V dôsledku toho sa teplota odparovacieho povrchu znižuje.
Výpar z oceánu vo všetkých zemepisných šírkach je oveľa väčší ako výpar z pevniny. Jeho maximálna hodnota pre oceán dosahuje 3000 cm za rok. V tropických zemepisných šírkach sú ročné množstvá vyparovania z povrchu oceánu najväčšie a počas roka sa menia len málo. V miernych zemepisných šírkach je maximálny výpar z oceánu v zime, v polárnych šírkach - v lete. Maximálny výpar z povrchu pôdy je 1000 mm. Jeho rozdiely v zemepisných šírkach sú určené bilanciou žiarenia a vlhkosťou. Vo všeobecnosti v smere od rovníka k pólom v súlade s poklesom teploty klesá odparovanie.
Pri nedostatku dostatočného množstva vlhkosti na odparovacej ploche nemôže byť odparovanie veľké ani pri vysokých teplotách a obrovskom deficite vlhkosti. Možné odparovanie - odparovanie- v tomto prípade je veľmi veľký. Nad vodnou hladinou sa vyparovanie a vyparovanie zhodujú. Na súši môže byť vyparovanie oveľa menšie ako vyparovanie. Výpar charakterizuje množstvo možného výparu z pôdy s dostatočnou vlhkosťou. Denné a ročné zmeny vlhkosti vzduchu. Vlhkosť vzduchu sa neustále mení v dôsledku zmien teploty vyparovacej plochy a vzduchu, pomeru procesov odparovania a kondenzácie a prenosu vlhkosti.
Denné kolísanie absolútnej vlhkosti vzduchu môžu byť jednoduché alebo dvojité. Prvý sa zhoduje s denným kolísaním teploty, má jedno maximum a jedno minimum a je typický pre miesta s dostatočným množstvom vlahy. Dá sa pozorovať nad oceánom av zime a na jeseň nad pevninou. Dvojitý ťah má dve výšky a dve minimá a je typický pre krajinu. Ranné minimum pred východom slnka sa vysvetľuje veľmi slabým vyparovaním (alebo aj jeho absenciou) v nočných hodinách. S nárastom príjmu žiarivá energia Vyparovanie slnka rastie absolútna vlhkosť dosahuje maximum okolo 9. hodiny. Výsledkom je, že rozvíjajúca sa konvekcia - prenos vlhkosti do horných vrstiev - nastáva rýchlejšie ako jej vstup do vzduchu z odparovacej plochy, preto asi o 16:00 nastáva druhé minimum. K večeru sa konvekcia zastaví a odparovanie z povrchu zohriateho cez deň je stále dosť intenzívne a vlhkosť sa hromadí v spodných vrstvách vzduchu, čím sa okolo 20-21 hodiny vytvára druhé (večerné) maximum.
Ročnému chodu absolútnej vlhkosti zodpovedá aj ročný chod teploty. V lete je absolútna vlhkosť najvyššia, v zime najnižšia. Denný a ročný chod relatívnej vlhkosti je takmer všade opačný ako priebeh teploty, pretože maximálny obsah vlhkosti stúpa so zvyšujúcou sa teplotou rýchlejšie ako absolútna vlhkosť.
Denné maximum relatívnej vlhkosti sa vyskytuje pred východom slnka, minimum - o 15-16 hodín. Počas roka spravidla najviac klesá maximálna relatívna vlhkosť chladný mesiac, minimum - na najteplejšom. Výnimkou sú oblasti, v ktorých v lete vanú vlhké vetry od mora a v zime suché vetry z pevniny.
Distribúcia vlhkosti vzduchu. Obsah vlhkosti vo vzduchu v smere od rovníka k pólom všeobecne klesá z 18-20 mb na 1-2. Maximálna absolútna vlhkosť (viac ako 30 g / m 3) bola zaznamenaná nad Červeným morom a v delte rieky. Mekong, najväčší priemerný ročný (viac ako 67 g / m 3) - nad Bengálskym zálivom, najmenší priemerný ročný (asi 1 g / m 3) a absolútne minimum (menej ako 0,1 g / m 3) - nad Antarktídou . Relatívna vlhkosť sa relatívne málo mení so zemepisnou šírkou: napríklad v zemepisných šírkach 0-10° je to maximálne 85%, v zemepisných šírkach 30-40° - 70% a v zemepisných šírkach 60-70° - 80%. Znateľný pokles relatívnej vlhkosti je pozorovaný len v zemepisných šírkach 30-40° na severnej a južnej pologuli. Najvyššia priemerná ročná hodnota relatívnej vlhkosti (90%) bola pozorovaná pri ústí Amazonky, najnižšia (28%) - v Chartúme (údolie Nílu).
kondenzácia a sublimácia. Vo vzduchu nasýtenom vodnou parou, keď jeho teplota klesne na rosný bod alebo sa v ňom zvýši množstvo vodnej pary, kondenzácii - voda sa mení z parného do kvapalného skupenstva. Pri teplotách nižších ako 0 °C môže voda, obchádzajúc kvapalné skupenstvo, prejsť do tuhého skupenstva. Tento proces sa nazýva sublimácia. Kondenzácia aj sublimácia môžu nastať vo vzduchu na jadrách kondenzácie, na zemskom povrchu a na povrchu rôznych predmetov. Keď teplota ochladzovania vzduchu z podkladového povrchu dosiahne rosný bod, na studenom povrchu sa usadzuje rosa, námraza, tekuté a pevné usadeniny a námraza.
rosa - drobné kvapôčky vody, často splývajúce. Zvyčajne sa objavuje v noci na povrchu, na listoch rastlín, ktoré sa ochladili v dôsledku tepelného žiarenia. V miernych zemepisných šírkach poskytuje rosa 0,1-0,3 mm za noc a 10-50 mm za rok.
námraza - tvrdá biela zrazenina. Vzniká za rovnakých podmienok ako rosa, ale pri teplotách pod 0° (sublimácia). Pri vzniku rosy sa uvoľňuje latentné teplo, pri námraze sa teplo naopak absorbuje.
Tekutý a pevný plak - tenký vodný alebo ľadový film, ktorý sa vytvára na zvislých plochách (steny, stožiare a pod.), keď sa chladné počasie mení na teplé v dôsledku kontaktu vlhkého a teplého vzduchu s ochladeným povrchom.
námraza - biely sypký sediment, ktorý sa usadzuje na stromoch, drôtoch a rohoch budov zo vzduchu nasýteného vlhkosťou pri teplote hlboko pod 0°. ľad. Zvyčajne sa tvorí na jeseň a na jar pri teplote 0°, -5°.
Hromadenie produktov kondenzácie alebo sublimácie (kvapôčky vody, ľadové kryštály) v povrchových vrstvách vzduchu sa nazýva hmla alebo opar. Hmla a opar sa líšia veľkosťou kvapiek a spôsobujú rôzne stupne zníženej viditeľnosti. V hmle je viditeľnosť 1 km alebo menej, v opare - viac ako 1 km. Keď sa kvapky zväčšia, opar sa môže zmeniť na hmlu. Odparovanie vlhkosti z povrchu kvapiek môže spôsobiť, že sa hmla zmení na opar.
Ak dôjde ku kondenzácii (alebo sublimácii) vodnej pary v určitej výške nad povrchom, mraky. Od hmly sa líšia svojou polohou v atmosfére, fyzická štruktúra a rozmanitosť foriem. Vznik oblačnosti je spôsobený najmä adiabatickým ochladzovaním stúpajúceho vzduchu. Stúpaním a zároveň postupným ochladzovaním sa vzduch dostáva na hranicu, pri ktorej sa jeho teplota rovná rosnému bodu. Táto hranica je tzv úroveň kondenzácie. Vyššie v prítomnosti kondenzačných jadier začína kondenzácia vodnej pary a môžu sa vytvárať oblaky. Spodná hranica oblakov sa teda prakticky zhoduje s úrovňou kondenzácie. Horná hranica oblakov je určená úrovňou konvekcie – hranicami rozloženia stúpavých prúdov vzduchu. Často sa zhoduje s vrstvami oneskorenia.
Vo vysokej nadmorskej výške, kde je teplota stúpajúceho vzduchu pod 0°, sa v oblaku objavujú ľadové kryštáliky. Ku kryštalizácii zvyčajne dochádza pri teplote -10° C, -15° C. Medzi umiestnením kvapalných a pevných prvkov v oblaku nie je ostrá hranica, existujú mohutné prechodné vrstvy. Kvapky vody a ľadové kryštály, ktoré tvoria oblak, sú unášané vzostupnými prúdmi a opäť klesajú pod vplyvom gravitácie. Pri poklese pod hranicu kondenzácie sa kvapky môžu odparovať. V závislosti od prevahy určitých prvkov sa oblaky delia na vodné, ľadové, zmiešané.
Voda Oblaky sú tvorené kvapôčkami vody. Pri negatívnej teplote sú kvapky v oblaku podchladené (až na -30 °C). Polomer kvapiek je najčastejšie od 2 do 7 mikrónov, zriedkavo až do 100 mikrónov. V 1 cm 3 vodného oblaku je niekoľko stoviek kvapiek.
Ľad Mraky sú tvorené ľadovými kryštálmi.
zmiešané obsahujú kvapôčky vody rôznych veľkostí a súčasne ľadové kryštály. V teplom období sa vodné oblaky objavujú hlavne v spodných vrstvách troposféry, zmiešané - v strede, ľad - v horných. Moderná medzinárodná klasifikácia oblakov je založená na ich delení podľa výšky a vzhľad.
Podľa vzhľadu a výšky sa oblaky delia na 10 rodov:
Ja rodina (vyššia vrstva):
1. druhu. Cirrus (C)- samostatné jemné obláčiky, vláknité alebo vláknité, bez „tieňov“, zvyčajne biele, často lesklé.
2. druhu. Cirrocumulus (CC) - vrstvy a hrebene priehľadných vločiek a guľôčok bez tieňov.
3. druhu. Cirrostratus (Čs) - tenký, biely, priesvitný plášť.
Všetky oblaky hornej vrstvy sú ľadové.
Rodina II (stredná vrstva):
4. druh. Altocumulus(AC) - vrstvy alebo hrebene bielych plátov a gúľ, hriadele. Sú tvorené malými kvapôčkami vody.
5. druh. Altostratus(Ako) - hladký alebo mierne zvlnený závoj šedej farby. Sú to zmiešané mraky.
Rodina III (nižšia úroveň):
6. druh. Stratocumulus(Sс) - vrstvy a hrebene blokov a driekov sivej farby. Skladá sa z vodných kvapiek.
7. druh. vrstvené(St) - závoj sivých oblakov. Zvyčajne sú to vodné oblaky.
8. druh. Nimbostratus(Ns) - beztvará sivá vrstva. Často “; tieto oblaky sú sprevádzané podložným prudkým dažďom (fn),
Strato-nimbové oblaky zmiešané.
IV rodina (oblaky vertikálneho vývoja):
9. druh. Kumulus(Si) - husté oblačné palice a haldy s takmer vodorovnou základňou. Kumulové oblaky sú voda Kumulové oblaky s roztrhnutými okrajmi sa nazývajú roztrhané kupovité oblaky. (Fc).
10. druh. Cumulonimbus(Sv) - husté palice vyvinuté vertikálne, v spodnej časti vodnaté, v hornej ľadové.
Povaha a tvar oblakov sú určené procesmi, ktoré spôsobujú ochladzovanie vzduchu, čo vedie k tvorbe oblakov. Ako výsledok konvekcia, Heterogénny povrch, ktorý vzniká pri zahrievaní, vytvára kupovité oblaky (skupina IV). Líšia sa v závislosti od intenzity konvekcie a od polohy úrovne kondenzácie: čím intenzívnejšia je konvekcia, tým vyššia je jej úroveň, tým väčšia je vertikálna sila kupovitých oblakov.
Keď sa stretnú masy teplého a studeného vzduchu, teplý vzduch má vždy tendenciu stúpať studeným vzduchom. Pri stúpaní sa v dôsledku adiabatického ochladzovania vytvárajú oblaky. Ak teplý vzduch pomaly stúpa po mierne naklonenom (1-2 km vo vzdialenosti 100-200 km) rozhraní medzi teplou a studenou hmotou (proces vzostupného sklzu), vytvorí sa súvislá vrstva oblakov siahajúca stovky kilometrov (700- 900 km). Objavuje sa charakteristický systém oblakov: pod nimi sa často nachádzajú roztrhané dažďové mraky (fn), nad nimi - vrstvený dážď (Ns), vyššie - vysokovrstvové (Ako), cirrostratus (Cs) a cirrové oblaky (S).
V prípade, že teplý vzduch prúdiacim studeným vzduchom prúdiacim pod ním prudko tlačí nahor, vzniká iný oblačný systém. Keďže sa povrchové vrstvy studeného vzduchu v dôsledku trenia pohybujú pomalšie ako nadložné vrstvy, rozhranie v jeho spodnej časti sa prudko ohýba, teplý vzduch stúpa takmer kolmo a tvoria sa v ňom kupovité oblaky. (Cb). Ak sa vyššie pozoruje kĺzanie teplého vzduchu nad studeným vzduchom, potom (ako v prvom prípade) sa vyvinú oblaky nimbostratus, altostratus a cirrostratus (ako v prvom prípade). Ak sa zosuv nahor zastaví, oblaky sa netvoria.
Oblaky, ktoré vznikajú, keď teplý vzduch stúpa nad studený, sa nazývajú čelný. Ak je stúpanie vzduchu spôsobené jeho prúdením na svahy hôr a kopcov, vznikajúce oblaky sa v tomto prípade nazývajú tzv. orografický. Na spodnej hranici inverznej vrstvy, ktorá oddeľuje hustejšie a menej husté vrstvy vzduchu, sa objavujú vlny dlhé niekoľko sto metrov a vysoké 20-50 m. Na hrebeňoch týchto vĺn, kde sa vzduch pri stúpaní ochladzuje, sa tvoria oblaky; v priehlbinách medzi hrebeňmi nedochádza k tvorbe oblakov. Takže existujú dlhé paralelné pásy alebo hriadele. zvlnené mraky. V závislosti od výšky ich umiestnenia sú to altocumulus alebo stratocumulus.
Ak boli v atmosfére oblaky už pred začiatkom pohybu vĺn, na hrebeňoch vĺn sa stávajú hustejšie a hustota klesá v depresiách. Výsledkom je často pozorované striedanie tmavších a svetlejších oblačných pásov. Pri turbulentnom miešaní vzduchu na veľkej ploche, napríklad v dôsledku zvýšenia trenia na povrchu pri jeho prechode z mora na pevninu, vzniká vrstva oblakov, ktorá sa vyznačuje nerovnakou silou v rôzne časti a dokonca aj prestávky. Strata tepla sálaním v noci v zime a na jeseň spôsobuje vo vzduchu tvorbu oblačnosti s vysokým obsahom vodnej pary. Keďže tento proces prebieha pokojne a nepretržite, objavuje sa súvislá vrstva oblakov, ktorá sa počas dňa roztápa.
Búrka. Proces tvorby oblakov je vždy sprevádzaný elektrifikáciou a hromadením voľných nábojov v oblakoch. Elektrifikácia je pozorovaná aj v malých kupovitých oblakoch, ale obzvlášť intenzívna je v mohutných kupovitých oblakoch vertikálneho vývoja s nízkou teplotou v hornej časti (t
Medzi časťami oblaku s rôznym nábojom alebo medzi oblakom a zemou dochádza k elektrickým výbojom - blesk, sprevádzaný hrom. Toto je búrka. Trvanie búrky je maximálne niekoľko hodín. Každú hodinu sa na Zemi vyskytne asi 2000 búrok. Priaznivými podmienkami pre výskyt búrok je silná konvekcia a vysoká vodnatosť oblačnosti. Preto sú búrky obzvlášť časté nad pevninou v tropických zemepisných šírkach (až 150 dní v roku s búrkami), v miernych zemepisných šírkach nad pevninou - s búrkami 10-30 dní v roku, nad morom - 5-10. Búrky sú v polárnych oblastiach veľmi zriedkavé.
Svetelné javy v atmosfére. V dôsledku odrazu, lomu a difrakcie svetelných lúčov v kvapôčkach a ľadových kryštáloch oblakov, svätožiary, koruny, dúhy sa objavujú.
Haló - sú to kruhy, oblúky, svetlé škvrny (falošné slnká), farebné a bezfarebné, vznikajúce v ľadových oblakoch hornej vrstvy, častejšie v cirrostratus. Rozmanitosť halo závisí od tvaru ľadových kryštálov, ich orientácie a pohybu; na výške slnka nad obzorom záleží.
koruny - svetlé, mierne sfarbené prstence obklopujúce Slnko alebo Mesiac, ktoré sú priesvitné cez tenké vodné oblaky. K svietidlu môže priliehať jedna korunka (halo) a môže existovať niekoľko "ďalších krúžkov" oddelených medzerami. Každá korunka má vnútornú stranu smerujúcu k hviezde modrú, vonkajšiu stranu červenú. Dôvodom vzniku korún je difrakcia svetla pri prechode medzi kvapôčkami a kryštálmi oblaku. Rozmery korunky závisia od veľkosti kvapiek a kryštálov: čím sú kvapky (kryštály) väčšie, tým je korunka menšia a naopak. Ak sa prvky oblaku v oblaku zväčšia, polomer koruny sa postupne zmenšuje a keď sa veľkosť prvkov oblaku zmenšuje (vyparovanie), zväčšuje sa. Veľké biele koruny okolo Slnka alebo Mesiaca "falošné slnká", stĺpy - známky dobrého počasia.
Rainbow Je viditeľný na pozadí oblaku osvetleného Slnkom, z ktorého padajú kvapky dažďa. Je to svetlý oblúk, maľovaný v spektrálnych farbách: vonkajší okraj oblúka je červený, vnútorný okraj je fialový. Tento oblúk je časťou kruhu, ktorého stred je spojený "; osou"; (jedna priamka) s okom pozorovateľa a so stredom slnečného disku. Ak je Slnko nízko nad horizontom, pozorovateľ vidí polovicu kruhu, ak Slnko vychádza, oblúk sa zmenšuje, keď stred kruhu klesá pod horizont. Keď je slnko >42°, dúhu nie je vidieť. Z lietadla môžete pozorovať dúhu vo forme takmer úplného kruhu.
Okrem hlavnej dúhy sú vedľajšie, mierne sfarbené. Dúha vzniká lomom a odrazom slnečného svetla v kvapkách vody. Lúče dopadajúce na kvapky vychádzajú z kvapiek, akoby sa rozbiehali, farbili a takto ich vidí pozorovateľ. Keď sa lúče lámu dvakrát v kvapke, objaví sa sekundárna dúha. Farba dúhy, jej šírka a typ sekundárnych oblúkov závisia od veľkosti kvapiek. Veľké kvapky dávajú menšiu, ale jasnejšiu dúhu; keď sa kvapky zmenšujú, dúha sa rozširuje, jej farby sú rozmazané; s veľmi malými kvapkami je takmer biela. Svetelné javy v atmosfére, spôsobené zmenami svetelného lúča pod vplyvom kvapiek a kryštálov, umožňujú posúdiť štruktúru a stav oblakov a dajú sa využiť pri predpovediach počasia.
Oblačnosť, denné a ročné kolísanie, rozloženie oblačnosti.
Oblačnosť - miera oblačnosti oblohy: 0 - jasná obloha, 10 - zamračené, 5 - polovica oblohy je pokrytá mrakmi, 1 - oblačnosť pokrýva 1/10 oblohy atď. Pri výpočte priemernej oblačnosti desatiny jednotky sa tiež používajú, napríklad: 0,5 5,0, 8,7 atď. V dennom priebehu oblačnosti nad pevninou sa nachádzajú dve maximá - skoro ráno a popoludní. V dopoludňajších hodinách sa na tvorbe stratusovej oblačnosti podieľa pokles teploty a zvýšenie relatívnej vlhkosti, poobede sa v dôsledku rozvoja konvekcie objavuje kopovitá oblačnosť. V lete je denné maximum výraznejšie ako ranné. V zime prevláda vrstevnatá oblačnosť a maximum oblačnosti sa vyskytuje v ranných a nočných hodinách. Nad oceánom je denný priebeh oblačnosti opačný ako nad pevninou: maximálna oblačnosť sa vyskytuje v noci, minimálna - počas dňa.
Ročný chod oblačnosti je veľmi rôznorodý. V nízkych zemepisných šírkach sa oblačnosť počas roka výrazne nemení. Nad kontinentmi dochádza k maximálnemu rozvoju konvekčnej oblačnosti v lete. Letné maximum oblačnosti je zaznamenané v oblasti monzúnového vývoja, ako aj nad oceánmi vo vysokých zemepisných šírkach. Vo všeobecnosti je v rozložení oblačnosti na Zemi viditeľné členenie na zóny, predovšetkým v dôsledku prevládajúceho pohybu vzduchu - jeho stúpania alebo klesania. Zaznamenajú sa dve maximá - nad rovníkom v dôsledku silných pohybov vlhkého vzduchu nahor a nad 60-70 ° s. a y.sh. v súvislosti so stúpaním vzduchu v cyklónach prevládajúcich v miernych zemepisných šírkach. Nad pevninou je oblačnosť menšia ako nad oceánom a jej zonalita je menej výrazná. Minimálna oblačnosť je obmedzená na 20 - 30 ° S. a s. sh. a k pólom; sú spojené so znižovaním vzduchu.
Priemerná ročná oblačnosť pre celú Zem je 5,4; nad zemou 4,9; nad oceánom 5.8. Minimálna priemerná ročná oblačnosť je zaznamenaná v Asuáne (Egypt) 0,5. Maximálna priemerná ročná oblačnosť (8,8) bola pozorovaná v Bielom mori; severné oblasti Atlantického a Tichého oceánu a pobrežie Antarktídy sa vyznačujú veľkou oblačnosťou.
Oblaky zohrávajú veľmi dôležitú úlohu geografická obálka. Prenášajú vlhkosť, sú s nimi spojené zrážky. Oblačná pokrývka odráža a rozptyľuje slnečné žiarenie a zároveň oneskoruje tepelné vyžarovanie zemského povrchu, čím reguluje teplotu spodných vrstiev vzduchu: bez oblačnosti by sa kolísanie teploty vzduchu stalo veľmi prudkým.
Zrážky. Atmosférické zrážky nazývaná voda, ktorá spadla na povrch z atmosféry vo forme dažďa, mrholenia, obilnín, snehu, krúp. Zrážky padajú hlavne z mrakov, ale nie každý oblak dáva zrážky. Kvapky vody a ľadové kryštály v oblaku sú veľmi malé, vzduch ich ľahko drží a dokonca aj slabé stúpajúce prúdy ich nesú nahor. Zrážky vyžadujú, aby prvky oblačnosti narástli dostatočne veľké na to, aby prekonali stúpavé prúdy a odpor vzduchu. K zväčšovaniu niektorých prvkov oblaku dochádza na úkor iných, po prvé v dôsledku splynutia kvapiek a adhézie kryštálov, a po druhé, a to je hlavná vec, v dôsledku odparovania niektorých prvkov oblaku. oblak, difúzny prenos a kondenzácia vodnej pary na iných.
K zrážke kvapiek alebo kryštálov dochádza pri náhodných (turbulentných) pohyboch alebo keď padajú rôznou rýchlosťou. Procesu zlučovania bráni vzdušný film na povrchu kvapôčok, ktorý spôsobuje odskakovanie kolidujúcich kvapôčok, ako aj elektrické náboje. Rast niektorých prvkov oblačnosti na úkor iných v dôsledku difúzneho prenosu vodnej pary je obzvlášť intenzívny v zmiešaných oblakoch. Keďže maximálny obsah vlhkosti vo vode je väčší ako nad ľadom, v prípade ľadových kryštálov v oblaku môže vodná para nasýtiť priestor, zatiaľ čo v prípade kvapiek vody k nasýteniu nedôjde. V dôsledku toho sa kvapky začnú odparovať a kryštály budú rýchlo rásť v dôsledku kondenzácie vlhkosti na ich povrchu.
V prítomnosti kvapôčok rôznych veľkostí vo vodnom oblaku začína pohyb vodnej pary k väčším kvapkám a začína ich rast. Ale keďže je tento proces veľmi pomalý, z vodných oblakov (stratus, stratocumulus) vypadávajú veľmi malé kvapky (v priemere 0,05-0,5 mm). Oblaky, ktoré majú homogénnu štruktúru, zvyčajne nevytvárajú zrážky. Zvlášť priaznivé podmienky pre výskyt zrážok v oblačnosti vertikálneho vývoja. V spodnej časti takéhoto oblaku sú kvapky vody, v hornej časti ľadové kryštály, v strednej zóne sú podchladené kvapky a kryštály.
V zriedkavých prípadoch, keď je prítomný vo veľmi vlhkom vzduchu Vysoké číslo kondenzačných jadier možno pozorovať zrážanie jednotlivých dažďových kvapiek bez oblačnosti. Dažďové kvapky majú priemer 0,05 až 7 mm (priemerne 1,5 mm), väčšie kvapky sa na vzduchu rozpadajú. Vo forme kvapiek do priemeru 0,5 mm mrholenie.
Padajúce kvapky mrholenia sú pre oko nepostrehnuteľné. Skutočný dážď je tým väčší, čím silnejšie stúpajúce prúdy vzduchu prekonávajú padajúce kvapky Pri stúpajúcej rýchlosti vzduchu 4 m/s dopadajú na zemský povrch kvapky s priemerom aspoň 1 mm: stúpavé prúdy rýchlosťou 8 m/s nedokáže prekonať ani tie najväčšie kvapky. Teplota padajúcich dažďových kvapiek je vždy o niečo nižšia ako teplota vzduchu. Ak sa ľadové kryštály padajúce z oblaku neroztopia vo vzduchu, padnú na povrch tuhé zrážky(sneh, obilie, krupobitie).
Snehové vločky sú šesťhranné ľadové kryštály s lúčmi vznikajúcimi v procese sublimácie. Vlhké snehové vločky sa zlepia a vytvoria snehové vločky. Snehová peleta je sférokryštály vznikajúce náhodným rastom ľadových kryštálov v podmienkach vysokej relatívnej vlhkosti (vyššej ako 100 %). Ak je snehová peleta pokrytá tenkou škrupinou ľadu, zmení sa na ľadová drť.
krupobitie padá v teplom období zo silných oblakov cumulonimbus . Pád krupobitia je zvyčajne krátkodobý. Krupobitie sa tvorí v dôsledku opakovaného pohybu ľadových peliet v oblaku hore a dole. Zrná padajúce dolu padajú do zóny podchladených kvapiek vody a sú pokryté priehľadnou ľadovou škrupinou; potom opäť stúpajú do zóny ľadových kryštálikov a na ich povrchu sa vytvára nepriehľadná vrstva drobných kryštálikov.
Krupobitie má snehové jadro a sériu striedajúcich sa priehľadných a nepriehľadných ľadových škrupín. Počet mušlí a veľkosť krúpy závisí od toho, koľkokrát stúpala a padala v oblaku. Najčastejšie vypadávajú krúpy s priemerom 6-20 mm, niekedy sú oveľa väčšie. Krupobitie zvyčajne padá v miernych zemepisných šírkach, ale najintenzívnejšie krúpy padajú v trópoch. V polárnych oblastiach krúpy nepadajú.
Zrážky sa merajú z hľadiska hrúbky vodnej vrstvy v milimetroch, ktorá by sa mohla vytvoriť v dôsledku zrážok na vodorovnom povrchu bez vyparovania a infiltrácie do pôdy. Podľa intenzity (počet milimetrov zrážok za 1 minútu) sa zrážky delia na slabé, mierne a silné. Povaha zrážok závisí od podmienok ich vzniku.
horné zrážky, charakterizované rovnomernosťou a trvaním, zvyčajne padajú vo forme dažďa z oblakov nimbostratus.
výdatné zrážky charakterizované rýchlou zmenou intenzity a krátkym trvaním. Padajú z oblakov cumulus stratus vo forme dažďa, snehu a občasného dažďa a krupobitia. Boli zaznamenané samostatné prehánky s intenzitou až 21,5 mm/min (Havajské ostrovy).
Mrholiace zrážky vypadnúť z oblakov stratocumulus a stratocumulus. Kvapky, ktoré ich tvoria (v chladnom počasí - najmenšie kryštály), sú sotva viditeľné a zdá sa, že sú zavesené vo vzduchu.
Denný chod zrážok sa zhoduje s denným chodom oblačnosti. Existujú dva typy denných zrážok – kontinentálne a morské (pobrežné). kontinentálneho typu má dve maximá (ráno a popoludní) a dve minimá (v noci a predpoludním). morský typ- jedno maximum (noc) a jedno minimum (deň). Ročný chod zrážok je rozdielny v rôznych zemepisných pásmach a v rôznych častiach toho istého pásma. Závisí to od množstva tepla, tepelného režimu, pohybu vzduchu, rozloženia vody a pôdy a vo veľkej miere od topografie. Všetku rozmanitosť ročného chodu zrážok nemožno zredukovať na niekoľko typov, ale možno ju zaznamenať vlastnosti pre rôzne zemepisné šírky, čo nám umožňuje hovoriť o jeho zonalite. Pre rovníkové zemepisné šírky sú charakteristické dve obdobia dažďov (po rovnodennosti) oddelené dvoma obdobiami sucha. Smerom k trópom dochádza k zmenám v ročnom režime zrážok, vyjadreným zbližovaním vlhkých období a ich sútokom v blízkosti trópov do jednej sezóny s výdatnými dažďami, trvajúcimi 4 mesiace v roku. V subtropických zemepisných šírkach (35-40°) je aj jedno obdobie dažďov, ktoré však pripadá na zimu. V miernych zemepisných šírkach je ročný chod zrážok odlišný v oceáne, vo vnútrozemí kontinentov a na pobreží. Nad oceánom prevládajú zimné zrážky a nad kontinentmi letné. Letné zrážky sú typické aj pre polárne zemepisné šírky. Ročný chod zrážok v každom jednotlivom prípade možno vysvetliť len zohľadnením cirkulácie atmosféry.
Zrážky sú najhojnejšie v rovníkových šírkach, kde ročná suma sú prekonané o 1000-2000 mm. Na rovníkových ostrovoch Tichý oceán spadne do 4000-5000 mm za rok a na náveterných svahoch hôr tropických ostrovov do 10000 mm. Výdatné zrážky spôsobujú silné konvekčné prúdy veľmi vlhkého vzduchu. Na sever a juh od rovníkových šírok množstvo zrážok klesá a dosahuje minimum v blízkosti 25-35 ° rovnobežky, kde ich priemerné ročné množstvo nie je väčšie ako 500 mm. Vo vnútrozemí kontinentov a na západných pobrežiach už niekoľko rokov miestami neprší. V miernych zemepisných šírkach sa množstvo zrážok opäť zvyšuje a priemerne 800 mm za rok; vo vnútornej časti kontinentov je ich menej (500, 400 a dokonca 250 mm ročne); na brehoch oceánu viac (až 1000 mm za rok). Vo vysokých zemepisných šírkach, pri nízkych teplotách a nízkom obsahu vlhkosti vo vzduchu ročné množstvo zrážok
Maximálne priemerné ročné zrážky padajú v Cherrapunji (India) - asi 12 270 mm. Najväčšie ročné zrážky sú asi 23 000 mm, najmenšie - viac ako 7 000 mm. Minimálne zaznamenané priemerné ročné zrážky sú v Asuáne (0).
Celkové množstvo zrážok, ktoré spadne na zemský povrch za rok, môže na ňom vytvoriť súvislú vrstvu vysokú až 1000 mm.
Snehová pokrývka. Snehová pokrývka vzniká padaním snehu na zemský povrch pri dostatočne nízkej teplote na jej udržanie. Vyznačuje sa výškou a hustotou.
Výška snehovej pokrývky, meraná v centimetroch, závisí od množstva zrážok, ktoré spadlo na jednotku povrchu, od hustoty snehu (pomer hmotnosti k objemu), od terénu, od vegetačnej pokrývky, aj na vietor, ktorý posúva sneh. V miernych zemepisných šírkach je zvyčajná výška snehovej pokrývky 30 - 50 cm. Jeho najvyššia výška v Rusku je zaznamenaná v povodí stredného toku Jenisej - 110 cm. V horách môže dosiahnuť niekoľko metrov.
Snehová pokrývka s vysokým albedom a vysokou radiáciou prispieva k zníženiu teploty povrchových vrstiev vzduchu, najmä za jasného počasia. Minimálne a maximálne teploty vzduch nad snehovou pokrývkou je nižší ako za rovnakých podmienok, ale v jeho neprítomnosti.
V polárnych a vysokohorských oblastiach je snehová pokrývka trvalá. V miernych zemepisných šírkach sa trvanie jeho výskytu líši v závislosti od klimatickými podmienkami. Snehová pokrývka, ktorá pretrváva mesiac, sa nazýva stabilná. Takáto snehová pokrývka sa tvorí každoročne na väčšine územia Ruska. Na Ďalekom severe trvá 8-9 mesiacov, v centrálnych oblastiach - 4-6, na pobreží Azovského a Čierneho mora je snehová pokrývka nestabilná. Topenie snehu je spôsobené najmä vystavením teplému vzduchu prichádzajúcemu z iných oblastí. Pôsobením slnečného žiarenia sa roztopí asi 36 % snehovej pokrývky. Teplý dážď pomáha topeniu. Kontaminovaný sneh sa topí rýchlejšie.
Sneh sa nielen topí, ale v suchom vzduchu aj vyparuje. Ale odparovanie snehovej pokrývky je menej dôležité ako topenie.
Hydratácia. Na odhad podmienok zvlhčovania povrchu nestačí poznať iba množstvo zrážok. Pri rovnakom množstve zrážok, ale odlišnej evapotranspirácii môžu byť podmienky zvlhčovania veľmi odlišné. Na charakterizáciu podmienok vlhkosti použite koeficient vlhkosti (K), predstavujúci pomer množstva zrážok (r) k vyparovaniu (jesť) za rovnaké obdobie.
Vlhkosť sa zvyčajne vyjadruje v percentách, ale môže byť vyjadrená ako zlomok. Ak je množstvo zrážok menšie ako výpar, t.j. TO menej ako 100 % (resp TO menej ako 1), vlhkosť je nedostatočná. O TO viac ako 100% vlhkosť môže byť nadmerná, pri K=100% je to normálne. Ak K=10% (0,1) alebo menej ako 10%, hovoríme o zanedbateľnej vlhkosti.
V polopúšti je K 30%, ale 100% (100-150%).
Počas roka spadne na zemský povrch v priemere 511 tisíc km 3 zrážok, z toho 108 tisíc km 3 (21 %) spadne na pevninu, zvyšok do Oceánu. Takmer polovica všetkých zrážok spadne medzi 20° severnej šírky. sh. a 20° j sh. Polárne oblasti predstavujú len 4 % zrážok.
V priemere sa za rok z povrchu Zeme vyparí toľko vody, koľko naň spadne. Hlavný ";zdroj"; vlhkosť v atmosfére je Oceán v subtropických zemepisných šírkach, kde povrchové zahrievanie vytvára podmienky pre maximálne vyparovanie pri danej teplote. V rovnakých zemepisných šírkach na súši, kde je vyparovanie vysoké a nie je čo vyparovať, vznikajú bezodtokové oblasti a púšte. Pre oceán ako celok je vodná bilancia negatívna (výpar je viac zrážok), na súši je pozitívna (výpar je menej zrážok). Celková bilancia sa vyrovnáva pomocou odtokového „prebytku“; voda z pevniny do oceánu.
režim atmosféru Zem bola skúmaná ako ... vplyv na žiarenie a tepelnýrežimatmosféru určenie počasia a... povrchy. Väčšina z tepelný energiu, ktorú dostáva atmosféru, pochádza podkladovýpovrchy ...
Jeho hodnota a zmena na povrchu, ktorý je priamo ohrievaný slnečnými lúčmi. Pri zahriatí tento povrch odovzdáva teplo (v oblasti dlhých vĺn) tak podložným vrstvám, ako aj atmosfére. Samotný povrch je tzv aktívny povrch.
Maximálna hodnota všetkých prvkov tepelnej bilancie sa pozoruje v blízkosti poludnia. Výnimkou je maximálna výmena tepla v pôde, ktorá pripadá na ranné hodiny. Maximálne amplitúdy denných variácií zložiek tepelnej bilancie sa pozorujú v lete a minimálne v zime.
V dennom chode povrchovej teploty, suchej a bez vegetácie, za jasného dňa nastáva maximum po 14 hodiny a minimum je okolo východu slnka. Oblačnosť môže narušiť denné kolísanie teploty, čo spôsobí posun maxima a minima. Veľký vplyv na priebeh teploty má vlhkosť a povrchová vegetácia.
Denné maximá povrchovej teploty môžu byť +80 o C a viac. Denné výkyvy dosahujú 40 o. Hodnoty extrémnych hodnôt a teplotných amplitúd závisia od zemepisnej šírky miesta, ročného obdobia, oblačnosti, tepelných vlastností povrchu, jeho farby, drsnosti, charakteru vegetačného krytu, orientácie svahu (expozície).
Šírenie tepla z aktívneho povrchu závisí od zloženia podkladového substrátu a bude určené jeho tepelnou kapacitou a tepelnou vodivosťou. Na povrchu kontinentov je podkladovým substrátom pôda, v oceánoch (moriach) - voda.
Pôdy majú vo všeobecnosti nižšiu tepelnú kapacitu ako voda a vyššiu tepelnú vodivosť. Preto sa zahrievajú a ochladzujú rýchlejšie ako voda.
Čas sa vynakladá na prenos tepla z vrstvy na vrstvu a okamihy nástupu maximálnych a minimálnych hodnôt teploty počas dňa sa oneskorujú o každých 10 cm o približne 3 hodiny. Čím je vrstva hlbšia, tým menej tepla prijíma a tým slabšie sú v nej výkyvy teplôt. Amplitúda denných teplotných výkyvov s hĺbkou klesá 2-krát na každých 15 cm. V priemernej hĺbke okolo 1 m „doznievajú“ denné výkyvy teploty pôdy. Vrstva, kde sa zastavujú, sa nazýva vrstva stálej dennej teploty.
Čím dlhšie je obdobie teplotných výkyvov, tým hlbšie sa šíria. V stredných zemepisných šírkach je teda vrstva konštantnej ročnej teploty v hĺbke 19–20 m, vo vysokých zemepisných šírkach v hĺbke 25 m a v tropických zemepisných šírkach, kde sú ročné amplitúdy teplôt malé, v hĺbke 5–10 m.rokov sa oneskoruje v priemere o 20–30 dní na meter.
Teplota vo vrstve konštantnej ročnej teploty je blízka priemernej ročnej teplote vzduchu nad povrchom.
TEPELNÝ REŽIM PODKLADOVÉHO POVRCHU A ATMOSFÉRY
Povrch priamo ohrievaný slnečnými lúčmi a odovzdávajúci teplo podložným vrstvám a vzduchu je tzv aktívny. Teplotu aktívneho povrchu, jej hodnotu a zmenu (denné a ročné kolísanie) určuje tepelná bilancia.
Maximálna hodnota takmer všetkých zložiek tepelnej bilancie sa pozoruje v blízkosti poludnia. Výnimkou je maximálna výmena tepla v pôde, ktorá pripadá na ranné hodiny.
Maximálne amplitúdy dennej variácie zložiek tepelnej bilancie sa pozorujú v lete, minimálne v zime. V dennom chode povrchovej teploty, suchá a bez vegetácie, za jasného dňa je maximum po 13:00, minimum je okolo východu slnka. Oblačnosť narúša pravidelný priebeh povrchovej teploty a spôsobuje posun momentov maxím a miním. Vlhkosť a vegetačný kryt výrazne ovplyvňujú povrchovú teplotu. Maximálne denné povrchové teploty môžu byť + 80°C alebo viac. Denné výkyvy dosahujú 40°. Ich hodnota závisí od zemepisnej šírky miesta, ročného obdobia, oblačnosti, tepelných vlastností povrchu, jeho farby, drsnosti, vegetačného krytu, expozície svahu.
Ročný chod teploty aktívnej vrstvy je v rôznych zemepisných šírkach rôzny. Maximálna teplota v stredných a vysokých zemepisných šírkach sa zvyčajne pozoruje v júni, minimálna - v januári. Amplitúdy ročných výkyvov teploty aktívnej vrstvy v nízkych zemepisných šírkach sú veľmi malé, v stredných zemepisných šírkach na súši dosahujú 30°. Ročné výkyvy povrchovej teploty v miernych a vysokých zemepisných šírkach sú silne ovplyvnené snehovou pokrývkou.
Čas sa vynakladá na prenos tepla z vrstvy do vrstvy a okamihy nástupu maximálnych a minimálnych teplôt počas dňa sa oneskorujú o každých 10 cm o približne 3 hodiny. Ak bola najvyššia teplota na povrchu okolo 13:00, v hĺbke 10 cm teplota dosiahne maximum okolo 16:00 a v hĺbke 20 cm - asi o 19:00 atď. zahrievanie podkladových vrstiev od nadložných, každá vrstva absorbuje určité množstvo tepla. Čím je vrstva hlbšia, tým menej tepla prijíma a tým slabšie sú v nej výkyvy teplôt. Amplitúda denných teplotných výkyvov s hĺbkou klesá 2-krát na každých 15 cm. To znamená, že ak je na povrchu amplitúda 16°, potom v hĺbke 15 cm je to 8° a v hĺbke 30 cm je to 4°.
V priemernej hĺbke okolo 1 m „doznievajú“ denné výkyvy teploty pôdy. Vrstva, v ktorej sa tieto kmity prakticky zastavia, sa nazýva vrstva stála denná teplota.
Čím dlhšie je obdobie teplotných výkyvov, tým hlbšie sa šíria. V stredných zemepisných šírkach sa vrstva konštantnej ročnej teploty nachádza v hĺbke 19-20 m, vo vysokých zemepisných šírkach v hĺbke 25 m.V tropických šírkach sú ročné amplitúdy teplôt malé a vrstva konštantnej ročnej amplitúdy je nachádza sa v hĺbke len 5-10 m a minimálne teploty sa oneskorujú v priemere o 20-30 dní na meter. Ak teda bola najnižšia teplota na povrchu pozorovaná v januári, v hĺbke 2 m sa vyskytuje začiatkom marca. Pozorovania ukazujú, že teplota vo vrstve konštantnej ročnej teploty je blízka priemernej ročnej teplote vzduchu nad povrchom.
Voda, ktorá má vyššiu tepelnú kapacitu a nižšiu tepelnú vodivosť ako pôda, sa ohrieva pomalšie a pomalšie uvoľňuje teplo. Časť slnečných lúčov dopadajúcich na vodnú hladinu je absorbovaná najvrchnejšou vrstvou a časť z nich preniká do značnej hĺbky a priamo ohrieva časť jej vrstvy.
Pohyblivosť vody umožňuje prenos tepla. V dôsledku turbulentného miešania dochádza k prenosu tepla do hĺbky 1000 - 10 000 krát rýchlejšie ako pri vedení tepla. Pri ochladzovaní povrchových vrstiev vody dochádza k tepelnej konvekcii sprevádzanej miešaním. Denné teplotné výkyvy na povrchu oceánu vo vysokých zemepisných šírkach sú v priemere iba 0,1 °, v miernych šírkach - 0,4 °, v tropických šírkach - 0,5 °. Hĺbka prieniku týchto vibrácií je 15-20m. Ročné amplitúdy teplôt na povrchu oceánu sa pohybujú od 1° v rovníkových šírkach do 10,2° v miernych šírkach. Ročné teplotné výkyvy prenikajú do hĺbky 200-300 m.Momenty maximálnej teploty vo vodných útvaroch sú v porovnaní s pevninou oneskorené. Maximum nastáva asi 15-16 hodín, minimum - 2-3 hodiny po východe slnka.
Tepelný režim spodnej vrstvy atmosféry.
Vzduch sa ohrieva hlavne nie priamo slnečnými lúčmi, ale prenosom tepla do neho podkladovým povrchom (procesy sálania a vedenia tepla). Najdôležitejšiu úlohu pri prenose tepla z povrchu do nadložných vrstiev troposféry zohrávajú výmena tepla a prenos latentného tepla vyparovania. Náhodný pohyb častíc vzduchu spôsobený jeho zahrievaním nerovnomerne zohriateho podkladového povrchu sa nazýva tepelná turbulencia alebo tepelná konvekcia.
Ak namiesto malých chaotických pohybujúcich sa vírov začnú prevládať mohutné vzostupné (termické) a menej mohutné zostupné pohyby vzduchu, konvekcia je tzv. usporiadaný. Ohrievanie vzduchu v blízkosti povrchu sa ponáhľa nahor a prenáša teplo. Tepelná konvekcia sa môže rozvíjať len dovtedy, kým má vzduch vyššiu teplotu ako je teplota prostredia, v ktorom stúpa (nestabilný stav atmosféry). Ak sa teplota stúpajúceho vzduchu rovná teplote jeho okolia, stúpanie sa zastaví (ľahostajný stav atmosféry); ak je vzduch chladnejší ako prostredie, začne klesať (ustálený stav atmosféry).
S turbulentným pohybom vzduchu stále viac jeho častíc v kontakte s povrchom prijíma teplo a stúpaním a miešaním ho odovzdáva iným časticiam. Množstvo tepla prijatého vzduchom z povrchu prostredníctvom turbulencie je 400-krát väčšie ako množstvo tepla, ktoré prijíma v dôsledku žiarenia a v dôsledku prenosu molekulárnym vedením tepla - takmer 500 000-krát. Teplo sa prenáša z povrchu do atmosféry spolu s vlhkosťou, ktorá sa z neho odparuje, a potom sa uvoľňuje počas procesu kondenzácie. Každý gram vodnej pary obsahuje 600 kalórií latentného tepla vyparovania.
Pri stúpajúcom vzduchu sa teplota mení v dôsledku adiabatické proces, t.j. bez výmeny tepla s okolím, v dôsledku premeny vnútornej energie plynu na prácu a práce na vnútornú energiu. Keďže vnútorná energia je úmerná absolútnej teplote plynu, teplota sa mení. Stúpajúci vzduch sa rozpína, koná prácu, na ktorú vynakladá vnútornú energiu a jeho teplota klesá. Klesajúci vzduch sa naopak stláča, uvoľňuje sa energia vynaložená na expanziu a teplota vzduchu stúpa.
Suchý alebo vodnými parami obsahujúci, ale nimi nenasýtený vzduch stúpajúci, ochladzuje sa adiabaticky o 1° na každých 100 m. Vzduch nasýtený vodnou parou sa pri stúpaní do 100 m ochladzuje o menej ako 1°, keďže v ňom dochádza ku kondenzácii uvoľnením tepla, ktoré čiastočne kompenzuje teplo vynaložené na expanziu.
Množstvo ochladenia nasýteného vzduchu pri jeho stúpaní o 100 m závisí od teploty vzduchu a atmosférického tlaku a pohybuje sa v širokých medziach. Nenasýtený vzduch, ktorý klesá, sa ohrieva o 1 ° na 100 m, nasýtený menším množstvom, pretože v ňom dochádza k vyparovaniu, na ktoré sa spotrebuje teplo. Stúpajúci nasýtený vzduch zvyčajne počas zrážok stráca vlhkosť a stáva sa nenasýteným. Pri spustení sa takýto vzduch ohreje o 1 ° na 100 m.
Výsledkom je, že pokles teploty počas stúpania je menší ako jej nárast počas znižovania a vzduch, ktorý stúpa a potom klesá na rovnakej úrovni pri rovnakom tlaku, bude mať inú teplotu - konečná teplota bude vyššia ako počiatočná . Takýto proces sa nazýva pseudoadiabatický.
Keďže vzduch sa ohrieva hlavne z aktívneho povrchu, teplota v spodnej atmosfére spravidla klesá s výškou. Vertikálny gradient pre troposféru je v priemere 0,6° na 100 m. Považuje sa za pozitívny, ak teplota klesá s výškou, a za negatívny, ak stúpa. V spodnej povrchovej vrstve vzduchu (1,5-2 m) môžu byť vertikálne gradienty veľmi veľké.
Nárast teploty s výškou je tzv inverzia a vrstva vzduchu, v ktorej teplota stúpa s výškou, - inverzná vrstva. V atmosfére možno takmer vždy pozorovať vrstvy inverzie. Na zemskom povrchu, keď je silne ochladzovaný v dôsledku žiarenia, radiačná inverzia(inverzia žiarenia) . Objavuje sa za jasných letných nocí a môže pokryť vrstvu niekoľko stoviek metrov. V zime za jasného počasia inverzia pretrváva niekoľko dní až týždňov. Zimné inverzie môžu pokryť vrstvu až do 1,5 km.
Inverziu umocňujú reliéfne podmienky: studený vzduch prúdi do depresie a tam stagnuje. Takéto inverzie sa nazývajú orografický. Mocné inverzie tzv náhodný, sa tvoria v tých prípadoch, keď relatívne teplý vzduch prichádza na studený povrch a ochladzuje jeho spodné vrstvy. Denné advektívne inverzie sú slabo vyjadrené, v noci sú zosilnené radiačným ochladzovaním. Na jar tvorbu takýchto inverzií uľahčuje ešte neroztopená snehová pokrývka.
Mrazy sú spojené s javom teplotnej inverzie v povrchovej vrstve vzduchu. Zmraziť - pokles teploty vzduchu v noci na 0 ° a nižšie v čase, keď sú priemerné denné teploty nad 0 ° (jeseň, jar). Môže sa tiež stať, že mrazy sú pozorované iba na pôde, keď je teplota vzduchu nad nulou.
Tepelný stav atmosféry ovplyvňuje šírenie svetla v nej. V prípadoch, keď sa teplota prudko mení s výškou (zvyšuje sa alebo klesá), existujú fatamorgány.
Mirage - imaginárny obraz objektu, ktorý sa objaví nad ním (horná fatamorgána) alebo pod ňou (dolná fatamorgána). Menej časté sú bočné fatamorgány (obrázok sa objavuje zboku). Príčinou fatamorgánov je zakrivenie trajektórie svetelných lúčov prichádzajúcich z objektu do oka pozorovateľa v dôsledku ich lomu na hranici vrstiev s rôznou hustotou.
Denné a ročné kolísanie teploty v dolnej troposfére do výšky 2 km vo všeobecnosti odráža kolísanie povrchovej teploty. So vzdialenosťou od povrchu sa amplitúdy teplotných výkyvov znižujú a momenty maxima a minima sa oneskorujú. Denné výkyvy teploty vzduchu v zime sú viditeľné do výšky 0,5 km, v lete - do 2 km.
Amplitúda denných teplotných výkyvov klesá s rastúcou zemepisnou šírkou. Najväčšia denná amplitúda je v subtropických zemepisných šírkach, najmenšia - v polárnych. V miernych zemepisných šírkach sú denné amplitúdy v rôznych obdobiach roka rôzne. Vo vysokých zemepisných šírkach je najväčšia denná amplitúda na jar a na jeseň, v miernych šírkach - v lete.
Ročný chod teploty vzduchu závisí predovšetkým od zemepisnej šírky miesta. Od rovníka k pólom sa ročná amplitúda kolísania teploty vzduchu zvyšuje.
Existujú štyri typy ročných teplotných zmien podľa veľkosti amplitúdy a času nástupu extrémnych teplôt.
rovníkový typ charakterizované dvoma maximami (po rovnodennosti) a dvoma minimami (po slnovratoch). Amplitúda nad oceánom je asi 1 °, nad pevninou - až 10 °. Teplota je počas celého roka pozitívna.
Tropický typ - jedno maximum (po letnom slnovrate) a jedno minimum (po zimnom slnovrate). Amplitúda nad oceánom je asi 5 °, na súši - až 20 °. Teplota je počas celého roka pozitívna.
Stredný typ - jedno maximum (na severnej pologuli nad pevninou v júli, nad oceánom v auguste) a jedno minimum (na severnej pologuli nad pevninou v januári, nad oceánom vo februári). Jasne sa rozlišujú štyri ročné obdobia: teplé, studené a dve prechodné. Ročná amplitúda teploty sa zvyšuje so zvyšujúcou sa zemepisnou šírkou, ako aj so vzdialenosťou od oceánu: na pobreží 10 °, preč od oceánu - až 60 ° a viac (v Jakutsku -62,5 °). Teplota v chladnom období je negatívna.
Rozloženie teploty vzduchu na podkladovom povrchu.
Ak by bol zemský povrch homogénny a atmosféra a hydrosféra by boli stacionárne, distribúcia tepla po povrchu Zeme by bola určovaná iba prílevom slnečného žiarenia a teplota vzduchu by postupne klesala od rovníka k pólom a zostala by rovnaké pri každej paralele (teplota slnka). V skutočnosti sú priemerné ročné teploty vzduchu určené tepelnou bilanciou a závisia od charakteru podkladového povrchu a nepretržitej výmeny tepla medzi zemepisnými šírkami uskutočňovanej pohybom vzduchu a vôd oceánu, a preto sa výrazne líšia od solárnych.
Skutočné priemerné ročné teploty vzduchu pri zemskom povrchu v nízkych zemepisných šírkach sú nižšie a vo vysokých sú, naopak, vyššie ako slnečné. Na južnej pologuli sú skutočné priemerné ročné teploty vo všetkých zemepisných šírkach nižšie ako na severnej. Priemerná teplota vzduchu pri zemskom povrchu na severnej pologuli v januári je +8°C, v júli +22°C; na juhu - +10° C v júli, +17° C v januári. Priemerná ročná teplota vzduchu na zemskom povrchu je +14 ° C ako celok.
Ak označíme najvyššie priemerné ročné alebo mesačné teploty na rôznych meridiánoch a spojíme ich, dostaneme čiaru tepelné maximum,často nazývaný tepelný rovník. Pravdepodobne je správnejšie považovať rovnobežku (zemepisnú kružnicu) s najvyššími normálnymi priemernými teplotami v roku alebo v ktoromkoľvek mesiaci za tepelný rovník. Tepelný rovník sa nezhoduje s geografickým a je „posunutý“ na sever. Počas roka sa pohybuje od 20° severnej šírky. sh. (v júli) na 0° (v januári). Existuje niekoľko dôvodov pre posun tepelného rovníka na sever: prevaha pevniny v tropických zemepisných šírkach severnej pologule, antarktický studený pól a možno aj trvanie letných záležitostí (leto na južnej pologuli je kratšie ).
Tepelné pásy.
Izotermy sa preberajú za hranice tepelných (teplotných) pásov. Existuje sedem tepelných zón:
horúci pás, nachádzajúce sa medzi ročnou izotermou + 20 ° severnej a južnej pologule, dve mierne pásma, ohraničené zo strany rovníka ročnou izotermou + 20 °, od pólov izotermou + 10 ° najteplejšieho mesiaca;
Dva studené pásy, ktorý sa nachádza medzi izotermou + 10 ° a a najteplejším mesiacom;
Dva mrazové pásy nachádza sa v blízkosti pólov a je ohraničená izotermou 0° najteplejšieho mesiaca. Na severnej pologuli je to Grónsko a priestor blízko severného pólu, na južnej pologuli - oblasť vo vnútri rovnobežky 60 ° j. sh.
Teplotné pásma sú základom klimatických pásiem. V rámci každého pásu sú pozorované veľké zmeny teploty v závislosti od podkladového povrchu. Na súši je vplyv reliéfu na teplotu veľmi veľký. Zmena teploty s výškou na každých 100 m nie je rovnaká v rôznych teplotných zónach. Vertikálny gradient v spodnej kilometrovej vrstve troposféry sa mení od 0° nad ľadovým povrchom Antarktídy do 0,8° v lete nad tropickými púšťami. Metóda privádzania teplôt na hladinu mora pomocou priemerného gradientu (6°/100 m) preto môže niekedy viesť k hrubým chybám. Zmena teploty s výškou je príčinou vertikálnej klimatickej zonality.
Načítava...
