Altta yatan yüzeyin sıcaklık rejimi. Atmosferin ve dünya yüzeyinin termal rejimi

Termal mod yeryüzü. Dünya'ya ulaşan güneş radyasyonu esas olarak yüzeyini ısıtır. Bu nedenle, dünya yüzeyinin termal durumu, atmosferin alt katmanlarının ısıtılması ve soğutulmasının ana kaynağıdır.

Dünya yüzeyinin ısınma koşulları ona bağlıdır. fiziki ozellikleri. Öncelikle kara yüzeyi ile su yüzeyinin ısınmasında keskin farklılıklar vardır. Karada ısı, esas olarak etkisiz moleküler termal iletkenlik yoluyla derinliğe yayılır. Bu nedenle kara yüzeyindeki günlük sıcaklık dalgalanmaları yalnızca 1 m derinliğe kadar uzanır. M, ve yıllık - 10-20'ye kadar M. Su yüzeyinde sıcaklık, esas olarak su kütlelerinin karışması yoluyla derinliğe yayılır; moleküler termal iletkenlik ihmal edilebilir düzeydedir. Ayrıca radyasyonun suya daha derin nüfuz etmesi ve suyun ısı kapasitesinin karaya göre daha yüksek olması burada rol oynuyor. Bu nedenle, günlük ve yıllık sıcaklık dalgalanmaları suda karaya göre daha derinlere kadar uzanır: günlük - onlarca metreye, yıllık - yüzlerce metreye kadar. Bunun sonucunda dünya yüzeyine gelen ve giden ısı, su yüzeyine göre daha ince bir kara tabakasına dağılır. Bu, kara yüzeyindeki günlük ve yıllık sıcaklık dalgalanmalarının su yüzeyinden çok daha büyük olması gerektiği anlamına gelir. Hava, yaz ve gündüz aynı güneş ışınımı değeriyle dünya yüzeyinden ısıtıldığından, karadaki hava sıcaklığı deniz üzerindekinden daha yüksek olacaktır ve bunun tersi de kışın ve gecedir.

Arazi yüzeyinin heterojenliği aynı zamanda ısınma koşullarını da etkiler. Bitki örtüsü, gündüzleri kuvvetli toprak ısınmasını önler, geceleri ise soğumasını azaltır. Kar örtüsü, toprağı kışın aşırı ısı kaybından korur. Böylece bitki örtüsü altındaki günlük sıcaklık genlikleri azalacaktır. Yaz aylarında bitki örtüsünün birleşik etkisi ve karlı kışÇıplak yüzeye kıyasla yıllık sıcaklık genliğini azaltır.

Kara yüzeyi sıcaklık dalgalanmasının ekstrem sınırları aşağıdaki gibidir. Subtropik çöllerde sıcaklık +80°'ye kadar çıkabiliyor, Antarktika'nın karlı yüzeyinde -90°'ye kadar düşebiliyor.

Su yüzeyinde günlük ve yıllık döngüdeki maksimum ve minimum sıcaklık anları karaya göre kaymaktadır. Günlük maksimum 15-16 civarında ortaya çıkar saat, en azından 2-3'te saat güneş doğduktan sonra. Kuzey yarımkürede yıllık maksimum okyanus yüzeyi sıcaklığı Ağustos ayında, yıllık minimum ise Şubat ayında görülür. Okyanus yüzeyinde gözlemlenen maksimum sıcaklık yaklaşık 27°, iç su havzalarının yüzeyi ise 45°'dir; minimum sıcaklık sırasıyla -2 ve -13°'dir.

Atmosferin termal rejimi.Hava sıcaklığındaki değişiklikler çeşitli nedenlerle belirlenir: güneş ve karasal radyasyon, moleküler termal iletkenlik, su buharının buharlaşması ve yoğunlaşması, adyabatik değişiklikler ve hava kütlesi ile ısı transferi.

Atmosferin alt katmanları için güneş ışınımının doğrudan soğurulmasının hiçbir etkisi yoktur. büyük önem, uzun dalga karasal radyasyonu absorbe etmeleri çok daha önemlidir. Moleküler termal iletkenlik, doğrudan dünya yüzeyine bitişik havayı ısıtır. Su buharlaştığında ısı tüketilir ve dolayısıyla hava soğur; su buharı yoğunlaştığında ısı açığa çıkar ve hava ısınır.

Hava sıcaklığının dağılımı üzerinde büyük etkisi vardır adyabatik değişim yani çevredeki havayla ısı alışverişi olmadan sıcaklıktaki değişiklik. Yükselen hava genişler; genleşme için iş harcanır ve bu da sıcaklığın düşmesine neden olur. Hava alçaldığında ters işlem gerçekleşir. Kuru hava veya su buharına doymamış hava her 100 saniyede bir adyabatik olarak soğutulur. M 1° artış. Su buharıyla doyurulmuş hava, daha az miktarda yükseldikçe soğur (ortalama olarak 100'de 0°,6). M yükselme), çünkü bu durumda, ısı salınımının eşlik ettiği su buharının yoğunlaşması meydana gelir.

Isının hava kütlesi ile birlikte aktarılmasının atmosferin termal rejimi üzerinde özellikle büyük etkisi vardır. Sonuç olarak genel dolaşım Atmosferde, hava kütlelerinin hem dikey hem de yatay hareketi her zaman meydana gelir, troposferin tüm kalınlığını yakalar ve alt stratosfere bile nüfuz eder. İlki denir konveksiyon, ikinci - tavsiye. Bunlar hava sıcaklığının kara ve deniz yüzeyinde ve farklı yüksekliklerde gerçek dağılımını belirleyen ana süreçlerdir. Adyabatik süreçler, atmosferik dolaşım yasalarına göre hareket eden havadaki sıcaklık değişimlerinin yalnızca fiziksel bir sonucudur. Hava kütlesi ile birlikte ısı transferinin rolü, konveksiyon sonucu havanın aldığı ısı miktarının, dünya yüzeyinden radyasyonla alınan ısıdan 4000 kat daha fazla ve 500.000 kat daha fazla olmasıyla değerlendirilebilir.

moleküler termal iletimle elde edilen ısıdan daha fazladır. Gazların durum denklemine göre sıcaklığın yükseklikle azalması gerekir. Ancak ne zaman Özel durumlar Havanın ısıtılması ve soğutulması nedeniyle sıcaklık rakımla birlikte artabilir. Bu fenomene denir sıcaklık inversiyonu. Ters dönme, radyasyonun bir sonucu olarak dünya yüzeyinin güçlü bir şekilde soğutulması, soğuk havanın çöküntülere akması ve havanın serbest bir atmosferde aşağıya, yani sürtünme seviyesinin üzerine doğru hareket etmesi durumunda meydana gelir. Sıcaklık dönüşümleri atmosferik dolaşımda büyük rol oynar ve hava ve iklimi etkiler. Hava sıcaklığının günlük ve yıllık değişimi güneş ışınımının değişimine bağlıdır. Ancak maksimum ve minimum sıcaklıkların başlangıcı, güneş ışınımının maksimum ve minimum değerlerinin gerisinde kalmaktadır. Öğleden sonra Güneş'ten gelen ısı akışı azalmaya başlar, ancak hava sıcaklığı bir süre daha yükselmeye devam eder çünkü güneş ışınımı kaybı, dünya yüzeyinden ısı emisyonu ile telafi edilir. Geceleri karasal ısı radyasyonu nedeniyle sıcaklıktaki düşüş gün doğumuna kadar devam eder (Şek. 11). Benzer bir model yıllık sıcaklık değişimi için de geçerlidir. Hava sıcaklığı dalgalanmalarının genliği dünya yüzeyinden daha azdır ve yüzeyden uzaklaştıkça dalgalanmaların genliği doğal olarak azalır ve maksimum ve minimum sıcaklık anları giderek daha fazla gecikir. Günlük sıcaklık dalgalanmalarının büyüklüğü, enlem arttıkça, bulutluluk ve yağış arttıkça azalır. Su yüzeyinde genlik karadakinden çok daha küçüktür.

Eğer dünyanın yüzeyi homojen olsaydı ve atmosfer ile hidrosfer sabit olsaydı, o zaman ısının yüzey üzerindeki dağılımı yalnızca güneş ışınımının akışıyla belirlenecek ve hava sıcaklığı ekvatordan kutuplara doğru kademeli olarak azalacak ve aynı sıcaklıkta kalacaktı. her paralelde aynı. Bu sıcaklığa denir güneş.

Gerçek sıcaklıklar yüzeyin doğasına ve enlemler arası ısı alışverişine bağlıdır ve güneş sıcaklıklarından önemli ölçüde farklılık gösterir.Farklı enlemlerde derece cinsinden ortalama yıllık sıcaklıklar Tablo'da gösterilmektedir. 1.

Hava sıcaklığının dünya yüzeyindeki dağılımının görsel bir temsili, izoterm haritaları - aynı sıcaklıklara sahip noktaları birleştiren çizgiler - ile gösterilmektedir (Şekil 12, 13).

Haritalardan görülebileceği gibi, izotermler paralelliklerden güçlü bir şekilde sapmaktadır, bu da bir takım nedenlerle açıklanmaktadır: kara ve denizin eşit olmayan ısınması, sıcak ve soğuk deniz akıntılarının varlığı, atmosferin genel dolaşımının etkisi (örneğin, örneğin, ılıman enlemlerde batıya doğru ulaşım), rahatlamanın etkisi (dağ sistemlerinin hareket havası üzerindeki bariyer etkisi, dağlararası havzalarda soğuk hava birikmesi, vb.), albedonun büyüklüğü (örneğin, kardaki büyük albedo) - Antarktika ve Grönland'ın buz yüzeyi).

Dünyadaki mutlak maksimum hava sıcaklığı Afrika'da (Trablus) gözlenir - yaklaşık +58°. Mutlak minimum değer Antarktika'da (-88°) kaydedildi.

İzotermlerin dağılımına göre dünya yüzeyinde termal bölgeler tanımlanır. Aydınlatma rejiminde keskin bir değişiklik olan bölgeleri sınırlayan tropikler ve kutup daireleri (bkz. Bölüm 1), ilk yaklaşımda termal rejimdeki değişimin sınırlarıdır. Gerçek hava sıcaklıkları güneş sıcaklıklarından farklı olduğundan karakteristik izotermler termal bölgeler olarak alınır. Bu tür izotermler şunlardır: yıllık 20° (yılın belirgin mevsimlerinin sınırı ve küçük sıcaklık genliği), en sıcak ay 10° (orman sınırı) ve en sıcak ay 0° (sonsuz don sınırı).

Her iki yarıkürenin yıllık 20° izotermleri arasında yer alır sıcak kemer 20°'lik yıllık izoterm ile

Gönderi Görüntülemeleri: 873

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

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

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

Dünya yüzeyinin ve su kütlelerinin termal rejimi, termofiziksel özelliklerine göre belirlenir. Hazırlık sırasında toprağın ısıl iletkenlik denkleminin (Fourier denklemi) türetilmesi ve analizine özel dikkat gösterilmelidir. Toprak dikey olarak homojen ise sıcaklığı T derinlikte z t zamanında Fourier denkleminden belirlenebilir

Nerede A- toprağın termal yayılımı.

Bu denklemin bir sonucu yayılmanın temel yasalarıdır. sıcaklık dalgalanmaları Toprakta:

1. Salınım periyodunun derinlikle değişmezliği yasası:

T(z) = yapı (2)

2. Salınımların genliğinin derinlikle azalması yasası:

(3)

derinliklerdeki genlikler nerede ve nerede A- derinlikler arasında uzanan toprak tabakasının termal yayılımı;

3. Salınımların derinlikle faz kayması yasası (gecikme yasası):

(4)

gecikme nerede, yani derinliklerde aynı salınım fazının (örneğin maksimum) başlangıç ​​anları arasındaki fark ve Sıcaklık dalgalanmaları toprağa derinliğe nüfuz eder z np, ilişki tarafından belirlenir:

(5)

Ek olarak, salınımların genliğinin derinlikle azalması yasasının bir takım sonuçlarına da dikkat etmek gerekir:

a) farklı topraklardaki derinlikler ( ) aynı periyottaki sıcaklık dalgalanmalarının genlikleri ( = T2) azalma aynı numara zamanlar bu toprakların termal yayılımının karekökleri olarak birbiriyle ilişkilidir.

b) aynı topraktaki derinlikler ( A= const) farklı periyotlardaki sıcaklık dalgalanmalarının genlikleri ( ) aynı sayıda azalma =sabit, salınım periyotlarının karekökleri olarak birbirleriyle ilişkilidir

(7)

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

Topraktaki ısı akışının yüzey yoğunluğu aşağıdaki formülle belirlenir:

burada λ toprağın ısıl iletkenlik katsayısı ve dikey sıcaklık gradyanıdır.

Anlık değer R Yüzde birlere kadar doğrulukla kW/m cinsinden ifade edilen miktarlar R - MJ/m2 cinsinden (saatlik ve günlük - yüzde birlere kadar doğru, aylık - birimlere kadar, yıllık - onlarcaya kadar).

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

burada C toprağın hacimsel ısı kapasitesidir; aralık; z' p- sıcaklık dalgalanmalarının nüfuz derinliği; ∆t cp- Toprak tabakasının derinliğe kadar ortalama sıcaklıkları arasındaki fark z np t aralığının sonunda ve başında “Toprağın ısıl rejimi” konusundaki problemlerin ana örneklerini verelim.

Görev 1. Hangi derinlikte azalır? e termal yayılma katsayısına sahip topraktaki günlük dalgalanmaların genliğinin çarpımı A= 18,84 cm2 /saat?

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

Görev 2. Granit topraklı komşu alanların aşırı yüzey sıcaklıkları 34,8 °C ve 14,5 °C ve kuru kumlu topraklarda 42,3 °C ve 7,8 °C ise, günlük sıcaklık dalgalanmalarının granit ve kuru kuma nüfuz etme derinliğini bulun. Granitin termal yayılımı A g = 72,0 cm2/h, kuru kum A n = 23,0 cm2/saat.

Çözüm. Granit ve kum yüzeyindeki sıcaklık genliği:

Penetrasyon derinliği formül (5)'e göre değerlendirilir:

Granitin daha yüksek termal yayılımı nedeniyle, günlük sıcaklık dalgalanmalarına karşı daha büyük bir nüfuz derinliği elde ettik.

Görev 3. Toprağın üst katmanının sıcaklığının derinlikle doğrusal olarak değiştiğini varsayarsak, yüzey sıcaklığı 23,6 ise kuru kumdaki yüzey ısı akısı yoğunluğunu hesaplamak gerekir. "İLE, 5 cm derinlikteki sıcaklık ise 19,4 °C'dir.

Çözüm. Bu durumda toprağın sıcaklık gradyanı şuna eşittir:

Kuru kumun ısıl iletkenliği λ= 1,0 W/m*K. Toprağa ısı akışı aşağıdaki formülle belirlenir:

P = -λ - = 1,0 84,0 10" 3 = 0,08 kW/m2

Atmosferin yüzey katmanının termal rejimi esas olarak yoğunluğu dinamik faktörlere (dünya yüzeyinin pürüzlülüğü ve çeşitli seviyelerde rüzgar hızı gradyanları, hareket ölçeği) ve termal faktörlere (heterojenlik) bağlı olan türbülanslı karışımla belirlenir. yüzeyin farklı bölümlerinin ısıtılması ve dikey sıcaklık dağılımı).

Türbülanslı karışımın yoğunluğunu karakterize etmek için türbülanslı değişim katsayısı kullanılır A ve türbülans katsayısı İLE. Onlar ilişkiyle ilişkilidirler

K = A/p(10)

Nerede R - hava yoğunluğu.

Türbülans katsayısı İLE m 2 /s cinsinden ölçülür, yüzde birlere kadar doğrudur. Tipik olarak türbülans katsayısı atmosferin yüzey katmanında kullanılır. İLE] yüksekte G"= 1 m Yüzey katmanı içinde:

Nerede z- yükseklik (m).

Belirlemenin temel yöntemlerini bilmeniz gerekir. İLE\.

Görev 1. Hava yoğunluğunun normale eşit olduğu, türbülans katsayısının 0,40 m 2 / s ve dikey sıcaklık gradyanının 30,0 ° olduğu seviyedeki alan boyunca atmosferin yüzey katmanındaki dikey ısı akışının yüzey yoğunluğunu hesaplayın. C/100m.

Çözüm. Formülü kullanarak dikey ısı akışının yüzey yoğunluğunu hesaplıyoruz

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

Atmosferin yüzey katmanının termal rejimini etkileyen faktörlerin yanı sıra serbest atmosferin sıcaklığındaki periyodik ve periyodik olmayan değişiklikleri inceleyin. Dünya yüzeyinin ve atmosferinin ısı dengesi denklemleri, Dünyanın aktif katmanı tarafından alınan enerjinin korunumu yasasını tanımlar. Isı dengesinin günlük ve yıllık döngüsünü ve değişikliklerinin nedenlerini göz önünde bulundurun.

Edebiyat

Bölüm Sh, Ch. 2, § 1 -8.

Kendi kendine test soruları

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

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

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

4. Topraktaki sıcaklık dalgalanmalarının dağılımının temel yasalarını formüle edin?

5. Topraktaki sıcaklık dalgalanmalarının dağılımına ilişkin temel yasalardan ne gibi sonuçlar çıkmaktadır?

6. Günlük ve yıllık sıcaklık dalgalanmalarının toprak ve su kütlelerindeki ortalama nüfuz derinlikleri nelerdir?

7. Bitki örtüsünün ve kar örtüsünün toprağın termal rejimi üzerindeki etkisi nedir?

8. Toprağın termal rejiminin aksine rezervuarların termal rejiminin özellikleri nelerdir?

9. Atmosferdeki türbülansın yoğunluğunu hangi faktörler etkiler?

10. Türbülansın hangi niceliksel özelliklerini biliyorsunuz?

11. Türbülans katsayısını belirlemenin ana yöntemleri nelerdir, bunların avantajları ve dezavantajları nelerdir?

12. Türbülans katsayısının kara ve su kütlelerinin yüzeyi üzerindeki günlük değişimini çizin ve analiz edin. Farklılıklarının nedenleri nelerdir?

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

Güneş ışınlarıyla doğrudan ısıtılan ve alttaki katmanlara ve havaya ısı veren yüzeye denir. aktif. Aktif yüzeyin sıcaklığı, değeri ve değişimleri (günlük ve yıllık değişimler) ısı dengesi tarafından belirlenir.

Isı dengesinin neredeyse tüm bileşenlerinin maksimum değeri öğle saatlerinde gözlenir. Bunun istisnası, sabahları toprakta meydana gelen maksimum ısı değişimidir.

Isı dengesi bileşenlerinin günlük değişiminin maksimum genlikleri, yaz saati, minimum - kışın. İÇİNDE günlük kurs yüzey sıcaklığı, kuru ve bitki örtüsünden yoksun, açık bir günde maksimum 13 saat sonra meydana gelir ve minimum, gün doğumu sırasında meydana gelir. Bulutluluk yüzey sıcaklığının doğru seyrini bozarak maksimum ve minimum anlarında kaymaya neden olur. Yüzey sıcaklığı, nem ve bitki örtüsünden büyük ölçüde etkilenir. Gündüz maksimum yüzey sıcaklıkları +80°C veya daha fazla olabilir. Günlük dalgalanmalar 40°'ye ulaşıyor. Büyüklüğü yerin enlemine, yılın zamanına, bulutluluğa, yüzeyin termal özelliklerine, rengine, pürüzlülüğüne, bitki örtüsüne ve yamaçların maruziyetine bağlıdır.

Aktif katmanın sıcaklığının yıllık değişimi farklı enlemlerde farklıdır. Orta ve yüksek enlemlerde maksimum sıcaklık genellikle Haziran ayında, minimum sıcaklık ise Ocak ayında görülür. Düşük enlemlerde aktif katmanın sıcaklığındaki yıllık dalgalanmaların genlikleri çok küçüktür; karadaki orta enlemlerde 30°'ye ulaşır. Ilıman ve yüksek enlemlerde yüzey sıcaklıklarındaki yıllık değişiklikler kar örtüsünden büyük ölçüde etkilenir.

Isının katmandan katmana aktarılması zaman alır ve gün içindeki maksimum ve minimum sıcaklıkların başlama anları her 10 cm için yaklaşık 3 saat gecikir. Yüzeyde ise en yüksek sıcaklık yaklaşık 13 saatti, 10 cm derinlikte maksimum sıcaklık yaklaşık 16 saatte ve 20 cm derinlikte - yaklaşık 19 saat vb. Ortaya çıkacak. Alttaki katmanlar üstteki katmanlardan sırayla ısıtıldığında, her katman emer belli bir miktar ısı. Katman ne kadar derin olursa, o kadar az ısı alır ve içindeki sıcaklık dalgalanmaları o kadar zayıf olur. Derinliğe bağlı olarak günlük sıcaklık dalgalanmalarının genliği her 15 cm'de 2 kat azalır. Bu, eğer yüzeyde genlik 16° ise, 15 cm derinlikte 8° ve 30 cm derinlikte 4° olduğu anlamına gelir.

Ortalama 1 m derinlikte toprak sıcaklığındaki günlük dalgalanmalar "ortadan kalkar". Bu salınımların fiilen durduğu katmana katman adı verilir sabit günlük sıcaklık.

Sıcaklık dalgalanmalarının süresi ne kadar uzun olursa, o kadar derin yayılırlar. Orta enlemlerde, yıllık sabit sıcaklık katmanı 19-20 m derinlikte, yüksek enlemlerde 25 m derinlikte bulunur.Tropikal enlemlerde, yıllık sıcaklık genlikleri küçüktür ve sabit yıllık genlik katmanı, sadece 5-10 m derinlik Yıl boyunca maksimum sıcaklıkların ve minimum sıcaklıkların başlama anları metre başına ortalama 20-30 gün gecikir. Böylece yüzeyde en düşük sıcaklık Ocak ayında gözlenirse, 2 m derinlikte Mart ayı başlarında görülür. Gözlemler, sabit yıllık sıcaklık katmanındaki sıcaklığın, yüzey üzerindeki ortalama yıllık hava sıcaklığına yakın olduğunu göstermektedir.

Karaya göre daha büyük ısı kapasitesine ve daha düşük ısı iletkenliğine sahip olan su, daha yavaş ısınır ve daha yavaş ısı verir. Su yüzeyine düşen güneş ışınlarının bir kısmı en üstteki katman tarafından emilir, bir kısmı ise oldukça derinlere nüfuz ederek bazı katmanlarını doğrudan ısıtır.

Suyun hareketliliği ısı transferini mümkün kılar. Türbülanslı karışım nedeniyle derinliğe ısı transferi, termal iletimden 1000 - 10.000 kat daha hızlı gerçekleşir. Suyun yüzey katmanları soğuduğunda, karışımın eşlik ettiği termal konveksiyon meydana gelir. Yüksek enlemlerde okyanus yüzeyindeki günlük sıcaklık dalgalanmaları ortalama olarak yalnızca 0,1°, ılıman enlemlerde - 0,4°, tropikal enlemlerde - 0,5°'dir. Bu titreşimlerin nüfuz derinliği 15-20 m'dir. Okyanus yüzeyindeki yıllık sıcaklık genlikleri ekvator enlemlerinde 1° ile ılıman enlemlerde 10,2° arasında değişir. Yıllık sıcaklık dalgalanmaları 200-300 m derinliğe kadar nüfuz eder, su kütlelerindeki maksimum sıcaklık anları karaya göre daha gecikir. Maksimum 15-16 saat civarında, minimum ise gün doğumundan 2-3 saat sonra ortaya çıkar.

Atmosferin alt katmanının termal rejimi.

Hava esas olarak doğrudan güneş ışınlarıyla değil, alttaki yüzey tarafından ısının kendisine aktarılmasıyla (radyasyon ve termal iletkenlik süreçleri) ısıtılır. Isının yüzeyden troposferin üst katmanlarına aktarılmasındaki en önemli rol türbülans tarafından oynanır. ısı değişimi ve gizli buharlaşma ısısının transferi. Hava parçacıklarının eşit olmayan bir şekilde ısıtılan alt yüzeyin ısınmasından kaynaklanan rastgele hareketine denir. termal türbülans veya termal konveksiyon.

Küçük, kaotik, hareketli girdaplar yerine, güçlü yükselen (termaller) ve daha az güçlü olan alçalan hava hareketleri hakim olmaya başlarsa, konveksiyona konveksiyon denir. sipariş edildi. Yüzeyde ısıtılan hava yukarıya doğru hareket ederek ısıyı aktarır. Termal konveksiyon ancak havanın sıcaklığı, yükseldiği ortamın sıcaklığından daha yüksek olduğu sürece (atmosferin kararsız durumu) gelişebilir. Yükselen havanın sıcaklığı, çevresinin sıcaklığına eşit çıkarsa yükseliş duracaktır (atmosferin kayıtsız hali); hava ortamdan soğursa alçalmaya başlayacaktır (atmosferin kararlı durumu).

Havanın türbülanslı hareketi ile yüzeyle temas eden daha fazla parçacık ısı alır ve yükselip karışarak bunu diğer parçacıklara verir. Havanın türbülans yoluyla yüzeyden aldığı ısı miktarı daha fazla miktar radyasyon sonucu aldığı ısı 400 kat, moleküler termal iletim yoluyla iletim sonucunda ise neredeyse 500.000 kattır. Isı, yüzeyden buharlaşan nemle birlikte atmosfere aktarılır ve daha sonra yoğunlaşma işlemi yoluyla serbest bırakılır. Her gram su buharı 600 cal gizli buharlaşma ısısı içerir.

Yükselen havada sıcaklık değişir adyabatik işlem, yani ısı alışverişi olmadan çevre, iç gaz enerjisinin işe ve işin iç enerjiye dönüştürülmesi nedeniyle. İç enerji gazın mutlak sıcaklığıyla orantılı olduğundan sıcaklıkta bir değişiklik meydana gelir. Yükselen hava genişler, iç enerji harcayan iş üretir ve sıcaklığı düşer. Aşağıya inen hava ise tam tersine sıkıştırılır, genleşme için harcanan enerji açığa çıkar ve hava sıcaklığı artar.

Doymuş havanın 100 m yükseldiğinde soğuma miktarı hava sıcaklığına ve atmosferik basınç ve önemli sınırlar içerisinde değişmektedir. Alçalan doymamış hava, 100 m'de 1 ° ısınır, doymuş hava daha az miktarda ısınır, çünkü içinde ısı tüketen buharlaşma meydana gelir. Yükselen doymuş hava genellikle yağış nedeniyle nemini kaybeder ve doymamış hale gelir. Alçalırken bu hava her 100 metrede 1° ısınır.

Sonuç olarak, çıkış sırasında sıcaklıktaki azalmanın iniş sırasındaki artıştan daha az olduğu ortaya çıkıyor ve aynı basınçta aynı seviyede yükselen ve sonra alçalan hava farklı sıcaklıklara sahip olacak - son sıcaklık başlangıçtan daha yüksek olacak bir. Bu süreç denir sözde adiyabatik.

Hava esas olarak aktif yüzeyden ısıtıldığından, atmosferin alt katmanındaki sıcaklık kural olarak yükseklikle azalır. Troposferin dikey eğimi 100 metrede ortalama 0,6°'dir. Sıcaklık yükseklikle birlikte azalırsa pozitif, artarsa ​​negatif kabul edilir. Alttaki yüzey hava katmanında (1,5-2 m), dikey eğimler çok büyük olabilir.

Yükseklikle sıcaklığın artmasına denir ters çevirme ve sıcaklığın yükseklikle arttığı hava tabakası ters çevirme katmanı.İnversiyon katmanları atmosferde neredeyse her zaman gözlemlenebilir. Dünya yüzeyinde radyasyonun bir sonucu olarak kuvvetli bir şekilde soğuduğunda, radyasyonun ters çevrilmesi(radyasyonun ters çevrilmesi). Açıkça görünüyor yaz geceleri ve birkaç yüz metrelik bir katmanı kaplayabilir. Kışın, açık havalarda, inversiyon birkaç gün, hatta haftalarca devam eder. Kış inversiyonları 1,5 km'ye kadar bir katmanı kapsayabilir.

Ters çevirme, rahatlama koşullarıyla güçlendirilir: soğuk hava çöküntülere akar ve orada durur. Bu tür ters çevrilmelere denir orografik. Güçlü ters çevirmeler çağrıldı maceracı, nispeten sıcak havanın soğuk bir yüzeye gelerek alt katmanlarını soğutması durumunda oluşur. Gündüzün olumlu tersine çevrilmeleri zayıf bir şekilde ifade edilir; geceleri ise radyasyonun soğuması ile güçlendirilirler. İlkbaharda henüz erimemiş kar örtüsü bu tür terslenmelerin oluşmasını kolaylaştırır.

Donlar, havanın yüzey katmanındaki sıcaklığın ters çevrilmesi olgusuyla ilişkilidir. Don - ortalama günlük sıcaklıkların 0°'nin üzerinde olduğu bir zamanda (sonbahar, ilkbahar) gece hava sıcaklığının 0° ve altına düşmesi. Ayrıca donların yalnızca toprakta, üzerindeki hava sıcaklığı sıfırın üzerinde olduğunda gözlemlenmesi de mümkündür.

Atmosferin termal durumu, içindeki ışığın yayılmasını etkiler. Sıcaklığın rakımla birlikte keskin bir şekilde değiştiği (arttığı veya azaldığı) durumlarda, seraplar.

Serap, üzerinde (üstün serap) veya altında (düşük serap) görünen bir nesnenin hayali görüntüsüdür. Daha az yaygın olan yan seraplardır (görüntü yandan görünür). Serapların nedeni, bir nesneden gözlemcinin gözüne gelen ışık ışınlarının farklı yoğunluktaki katmanların sınırında kırılması sonucu yörüngesinin eğriliğidir.

Troposferin alt katmanında 2 km yüksekliğe kadar günlük ve yıllık sıcaklık değişimi genellikle yüzey sıcaklığının değişimini yansıtır. Yüzeyden uzaklaştıkça sıcaklık dalgalanmalarının genlikleri azalır ve maksimum ve minimum anları gecikir. Kışın hava sıcaklığındaki günlük dalgalanmalar, yaz aylarında 2 km'ye kadar 0,5 km yüksekliğe kadar fark edilir.

Günlük sıcaklık dalgalanmalarının genliği enlem arttıkça azalır. En büyük günlük genlik subtropikal enlemlerde, en küçük genlik ise kutup enlemlerindedir. Ilıman enlemlerde günlük genlikler yılın farklı zamanlarında değişiklik gösterir. Yüksek enlemlerde en büyük günlük genlik ilkbahar ve sonbaharda, ılıman enlemlerde ise yaz aylarında görülür.

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

Aşırı sıcaklıkların büyüklüğüne ve başlangıç ​​zamanına bağlı olarak dört tür yıllık sıcaklık değişimi vardır.

Ekvator tipi iki maksimum (ekinokslardan sonra) ve iki minimum (gündönümünden sonra) ile karakterize edilir. Okyanus üzerinde genlik yaklaşık 1°, karada ise 10°'ye kadardır. Sıcaklık tüm yıl boyunca pozitiftir.

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

Orta tip - bir maksimum (Kuzey Yarımküre'de kara üzerinden Temmuz'da, Okyanus üzerinden Ağustos'ta) ve bir minimum (Kuzey Yarımküre'de kara üzerinden Ocak'ta, Okyanus üzerinden Şubat'ta). Dört mevsim açıkça ayırt edilir: sıcak, soğuk ve iki geçiş. Yıllık sıcaklık genliği enlemle ve Okyanustan uzaklıkla artar: kıyıda 10°, Okyanustan uzak - 60° veya daha fazla (Yakutsk'ta - -62,5°). Soğuk mevsimde sıcaklık negatiftir.

Kutup tipi - kışlar çok uzun ve soğuk, yazlar ise kısa ve serin geçer. Yıllık genlikler 25° ve daha fazladır (karada 65°'ye kadar). Sıcaklıklar yılın büyük bölümünde negatiftir. Hava sıcaklığının yıllık değişiminin genel tablosu, altta yatan yüzeyin özellikle önemli olduğu faktörlerin etkisiyle karmaşıklaşmaktadır. Su yüzeyinde yıllık sıcaklık değişimi yumuşar, karada ise tam tersine daha belirgindir. Kar ve buz örtüsü yıllık sıcaklıkları büyük ölçüde azaltır. Yerin okyanus seviyesinden yüksekliği, yüksekliği, okyanusa uzaklığı ve bulutluluğu da etkiliyor. Yıllık hava sıcaklığının düzgün seyri, soğuk veya tersine sıcak havanın istilasından kaynaklanan rahatsızlıklar nedeniyle bozulur. Buna bir örnek, soğuk havanın ilkbaharda geri dönüşü (soğuk dalgalar), sıcaklığın sonbaharda geri dönüşü, ılıman enlemlerde kışın erime olabilir.

Alttaki yüzeye yakın hava sıcaklığının dağılımı.

Eğer dünya yüzeyi homojen olsaydı, atmosfer ve hidrosfer hareketsiz olsaydı, dünya yüzeyindeki ısının dağılımı yalnızca güneş ışınımının akışıyla belirlenecek ve hava sıcaklığı ekvatordan kutuplara doğru kademeli olarak azalacak ve aynı kalacaktı. her paralelde (güneş sıcaklıkları). Gerçekten yıllık ortalama sıcaklıklar hava, termal denge ile belirlenir ve alttaki yüzeyin doğasına ve hava ve okyanus sularının hareketi yoluyla gerçekleştirilen sürekli enlemler arası ısı alışverişine bağlıdır ve bu nedenle güneş enerjisinden önemli ölçüde farklıdır.

Alçak enlemlerde dünya yüzeyindeki gerçek ortalama yıllık hava sıcaklıkları daha düşüktür, yüksek enlemlerde ise tam tersine güneş sıcaklıklarından daha yüksektir. Güney yarımkürede, tüm enlemlerde fiili ortalama yıllık sıcaklıklar, kuzey yarımkürede olduğundan daha düşüktür. ortalama sıcaklık kuzey yarımkürede dünya yüzeyine yakın hava Ocak'ta +8° C, Temmuz'da +22° C; güneyde - Temmuz'da +10° C, Ocak'ta +17° C. Hava sıcaklığı dalgalanmalarının yıllık genlikleri, bileşenleri Kuzey yarımküre 14° ve güney için yalnızca 7°, güney yarımkürenin daha az kıtasallığını gösterir. Bir bütün olarak dünya yüzeyindeki ortalama yıllık hava sıcaklığı +14° C'dir.

Çeşitli meridyenlerde yıllık veya aylık en yüksek ortalama sıcaklıkları işaretleyip birleştirirsek bir doğru elde ederiz. termal maksimum, sıklıkla termal ekvator olarak da adlandırılır. Termal ekvatoru, yılın veya herhangi bir ayın en yüksek normal ortalama sıcaklıklarına sahip paralel (enlemsel daire) olarak düşünmek muhtemelen daha doğrudur. Termal ekvator coğrafi ekvatorla çakışmıyor ve “kaymış” Kuzey'e. Yıl boyunca 20° Kuzey'den hareket eder. w. (Temmuz'da) ila 0° (Ocak'ta). Termal ekvatorun kuzeye kaymasının birkaç nedeni vardır: kuzey yarımkürenin tropik enlemlerindeki arazilerin baskınlığı, Antarktika'nın soğuk kutbu ve belki de yaz mevsiminin süresi (güney yarımkürenin yazları daha kısadır) ).

Termal bölgeler.

İzotermler termal (sıcaklık) bölgelerin sınırları olarak alınır. Yedi termal bölge vardır:

sıcak kemer, kuzey ve güney yarımkürelerin yıllık izotermi +20° arasında yer alır; iki ılıman bölgeler, ekvator tarafında yıllık +20° izotermiyle, kutup tarafında ise en sıcak ayın +10° izotermiyle sınırlıdır;

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

iki don kemerleri, kutupların yakınında bulunur ve en sıcak ayın 0° izotermiyle sınırlıdır. Kuzey yarımkürede burası Grönland ve kuzey kutbuna yakın alandır; güney yarımkürede ise 60° güney paralelindeki alandır. w.

Sıcaklık bölgeleri iklim bölgelerinin temelini oluşturur. Her bölgede, alttaki yüzeye bağlı olarak çok çeşitli sıcaklıklar vardır. Karada rahatlamanın sıcaklık üzerindeki etkisi çok büyüktür. Her 100 m'de yükseklikle sıcaklık değişimi farklı sıcaklık bölgelerinde aynı değildir. Troposferin alt kilometrelik katmanındaki dikey eğim, Antarktika'nın buz yüzeyi üzerinde 0° ile tropik çöllerde yaz aylarında 0,8° arasında değişmektedir. Bu nedenle, ortalama bir eğim (6°/100 m) kullanarak sıcaklıkları deniz seviyesine göre normalleştirme yöntemi bazen büyük hatalara yol açabilir. Yüksekliğe bağlı sıcaklık değişiklikleri dikey iklim bölgelemesinin nedenidir.

ATMOSFERDEKİ SU

Dünya atmosferi yaklaşık 14.000 km3 su buharı içerir. Su, atmosfere esas olarak Dünya yüzeyinden buharlaşma yoluyla girer. Atmosferde nem yoğunlaşır, hava akımlarıyla taşınır ve tekrar yeryüzüne düşer. Suyun üç durumda (katı, sıvı ve buhar) bulunabilmesi ve bir durumdan diğerine kolayca geçebilmesi nedeniyle mümkün olan sabit bir su döngüsü vardır.

Hava neminin özellikleri.

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

Bağıl nem - Yüzde olarak ifade edilen, gerçek su buharı basıncının doyma basıncına oranı. Bağıl nem, havanın su buharına doyma derecesini karakterize eder.

Nem eksikliği- belirli bir sıcaklıkta doygunluğun olmaması:

Çiy noktası - havadaki su buharının onu doyurduğu sıcaklık.

Buharlaşma ve uçuculuk. Su buharı, alttaki yüzeyden buharlaşma (fiziksel buharlaşma) ve terleme yoluyla atmosfere girer. Fiziksel buharlaşma süreci, hızla hareket eden su moleküllerinin yapışma kuvvetlerinin üstesinden gelmesi, onları yüzeyden koparması ve atmosfere doğru hareket etmesinden oluşur. Buharlaşan yüzeyin sıcaklığı ne kadar yüksek olursa moleküllerin hareketi o kadar hızlı olur ve atmosfere o kadar fazla girer.

Hava su buharına doyduğunda buharlaşma işlemi durur.

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

Okyanustan gelen buharlaşma tüm enlemlerde karadaki buharlaşmadan önemli ölçüde daha fazladır. Okyanus için maksimum değeri yılda 3000 cm'ye ulaşır. Tropikal enlemlerde, okyanus yüzeyinden yıllık buharlaşma miktarı en fazladır ve yıl boyunca çok az değişir. Ilıman enlemlerde, Okyanustan maksimum buharlaşma kışın, kutup enlemlerinde ise yazın görülür. Arazi yüzeyinden maksimum buharlaşma değerleri 1000 mm'dir. Enlemler arasındaki farklılıklar radyasyon dengesi ve nem tarafından belirlenir. Genel olarak ekvatordan kutuplara doğru sıcaklığın azalmasına bağlı olarak buharlaşma azalır.

Buharlaşan yüzeyde yeterli miktarda nem bulunmadığında, yüksek sıcaklıklarda ve büyük nem eksikliğinde bile buharlaşma büyük olamaz. Olası buharlaşma - oynaklık- bu durumda çok büyük. Su yüzeyinin üstünde buharlaşma ve buharlaşma çakışır. Kara üzerinde buharlaşma, buharlaşmadan önemli ölçüde daha az olabilir. Buharlaşma, yeterli neme sahip karadan olası buharlaşma miktarını karakterize eder. Hava neminin günlük ve yıllık değişimi. Buharlaşan yüzeyin ve havanın sıcaklığındaki değişiklikler, buharlaşma ve yoğuşma işlemlerinin oranı ve nem transferinden dolayı havanın nemi sürekli değişmektedir.

Mutlak hava neminin günlük değişimi basit veya çift olabilir. Birincisi, sıcaklığın günlük değişimine denk gelir, bir maksimum ve bir minimuma sahiptir ve yeterli neme sahip yerler için tipiktir. Okyanus üzerinde, kış ve sonbaharda karada gözlemlenebilir. Çift vuruşun iki maksimumu ve iki minimumu vardır ve suşinin karakteristiğidir. Gün doğumundan önceki sabah minimumu, gece saatlerinde çok az buharlaşma (veya hiç buharlaşma olmaması) ile açıklanmaktadır. Gelişin artmasıyla radyant enerji Güneşin buharlaşması artıyor mutlak nem saat 9 civarında maksimuma ulaşır. Sonuç olarak, gelişen konveksiyon - nemin üst katmanlara aktarımı - buharlaşan yüzeyden havaya girişinden daha hızlı gerçekleşir, böylece saat 16:00 civarında ikinci bir minimum meydana gelir. Akşama doğru konveksiyon durur ve gün içinde ısıtılan yüzeyden buharlaşma hala oldukça yoğundur ve havanın alt katmanlarında nem birikerek yaklaşık 20-21 saatte ikinci (akşam) maksimum oluşturur.

Mutlak nemin yıllık değişimi aynı zamanda sıcaklığın yıllık değişimine de karşılık gelir. Yaz aylarında mutlak nem en yüksek, kışın ise en düşüktür. Maksimum nem içeriği artan sıcaklıkla mutlak nemden daha hızlı arttığından, bağıl nemin günlük ve yıllık değişimi neredeyse her yerde sıcaklık değişiminin tersidir.

Günlük maksimum bağıl nem güneş doğmadan önce, minimum ise 15-16 saatte meydana gelir. Yıl boyunca maksimum bağıl nem genellikle en çok soğuk ay, minimum - en sıcak olana kadar. Bunun istisnası yazın denizden ıslak rüzgarların, kışın ise anakaradan kuru rüzgarların estiği bölgelerdir.

Hava nemi dağılımı. Ekvatordan kutuplara doğru havadaki nem miktarı genel olarak 18-20 mb'den 1-2 mb'a düşmektedir. Maksimum mutlak nem (30 g/m3'ten fazla) Kızıldeniz ve nehir deltasında kaydedildi. Mekong'da yıllık en yüksek ortalama (67 g/m3'ten fazla) Bengal Körfezi'nde, en düşük yıllık ortalama (yaklaşık 1 g/m3) ve mutlak minimum (0,1 g/m3'ten az) Antarktika'dadır. Bağıl nem, enlemdeki değişikliklerle nispeten az değişir: örneğin, 0-10° enlemlerinde maksimum %85, 30-40° - %70 enlemlerinde ve 60-70° - %80 enlemlerinde. Bağıl nemde gözle görülür bir azalma yalnızca kuzey ve güney yarımkürelerde 30-40° enlemlerinde görülür. Yıllık ortalama bağıl nem oranı en yüksek (%90) Amazon ağzında, en düşük ise (%28) Hartum'da (Nil Vadisi) gözlendi.

Yoğunlaşma ve süblimleşme. Su buharına doymuş havanın sıcaklığı çiğlenme noktasına düştüğünde veya içindeki su buharı miktarı arttığında, yoğunlaşma - su buhar halinden sıvı hale geçer. 0°C'nin altındaki sıcaklıklarda su, sıvı halini atlayarak katı hale gelebilir. Bu süreç denir süblimasyon. Havada, yoğunlaşma çekirdeklerinde, dünya yüzeyinde ve çeşitli nesnelerin yüzeyinde hem yoğunlaşma hem de süblimleşme meydana gelebilir. Alttaki yüzeyden soğuyan havanın sıcaklığı çiğlenme noktasına ulaştığında, çiy, don, sıvı ve katı birikintiler ve don, soğuk yüzeye yerleşir.

Rosa... genellikle birleşen küçük su damlacıkları. Genellikle geceleri yüzeyde, ısı radyasyonu sonucu soğuyan bitkilerin yapraklarında görülür. Ilıman enlemlerde çiy, gece boyunca 0,1-0,3 mm, yılda ise 10-50 mm nem verir.

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

Sıvı ve katı plak - Nemli ve sıcak havanın soğutulmuş bir yüzeyle teması sonucu soğuk havanın sıcaktan sıcağa dönüşmesi sonucu dikey yüzeyler (duvarlar, sütunlar vb.) üzerinde oluşan ince bir su veya buz tabakası.

Don - 0°'nin çok altında bir sıcaklıkta neme doymuş havadan ağaçlara, tellere ve binaların köşelerine yerleşen beyaz, gevşek bir tortu Dünya yüzeyinde sürekli bir yoğun buz tabakası ve aşırı soğumuş yağmur veya sis damlacıkları düştüğünde ortaya çıkan çeşitli nesneler 0°'nin altına soğutulmuş bir yüzey üzerine buz. Genellikle sonbahar ve ilkbaharda 0°, -5° sıcaklıklarda oluşur.

Havanın yüzey katmanlarında yoğunlaşma veya süblimleşme ürünlerinin (su damlacıkları, buz kristalleri) birikmesine denir. sis veya pus. Sis ve pus, damlacık boyutuna göre değişir ve görüş mesafesinin değişen derecelerde azalmasına neden olur. Sisli havalarda görünürlük 1 km veya daha az, sisli havalarda ise 1 km'den fazladır. Damlacıklar büyüdükçe pus sise dönüşebilir. Damlacıkların yüzeyinden nemin buharlaşması sisin pusa dönüşmesine neden olabilir.

Su buharının yoğunlaşması (veya süblimleşmesi) yüzeyden belirli bir yükseklikte meydana gelirse, bulutlar. Atmosferdeki konumları nedeniyle sisten farklılık gösterirler. fiziksel yapı ve çeşitli formlar. Bulutların oluşumu esas olarak yükselen havanın adyabatik soğumasından kaynaklanmaktadır. Yükselen ve yavaş yavaş soğuyan hava, sıcaklığının çiğlenme noktasına eşit olduğu sınıra ulaşır. Bu sınıra denir yoğunlaşma seviyesi. Daha yukarıda, yoğunlaşma çekirdeklerinin varlığında su buharının yoğunlaşması başlar ve bulutlar oluşabilir. Böylece bulut tabanı pratik olarak yoğunlaşma seviyesine denk gelir. Bulutların üst sınırı, artan hava akımlarının yayılma sınırı olan konveksiyon seviyesine göre belirlenir. Genellikle gecikme katmanlarıyla çakışır.

Yükselen havanın sıcaklığının 0°'nin altında olduğu yüksek rakımlarda bulutta buz kristalleri belirir. Kristalleşme genellikle -10°C, -15°C sıcaklıklarda meydana gelir. Bulutta sıvı ve katı elementlerin konumu arasında keskin bir sınır yoktur, kalın geçiş katmanları vardır. Bulutu oluşturan su damlacıkları ve buz kristalleri, yükselen akıntılarla yukarıya doğru taşınır ve yerçekiminin etkisiyle tekrar düşer. Yoğuşma sınırının altına düşen damlacıklar buharlaşabilir. Belirli elementlerin baskınlığına bağlı olarak bulutlar su, buz ve karışık olarak ikiye ayrılır.

Mermen bulutlar su damlacıklarından oluşur. Negatif sıcaklıklarda buluttaki damlacıklar aşırı soğutulur (-30°C'ye kadar). Damlacıkların yarıçapı çoğunlukla 2 ila 7 mikron arasındadır, nadiren 100 mikrona kadar çıkar. 1 cm3 su bulutunda birkaç yüz damlacık bulunur.

Buzlu bulutlar buz kristallerinden oluşur.

Karışık aynı anda farklı boyutlarda su damlacıkları ve buz kristalleri içerir. Sıcak mevsimde, su bulutları esas olarak troposferin alt katmanlarında, karışık bulutlar orta katmanlarda ve buz bulutları üst katmanlarda görülür. Bulutların modern uluslararası sınıflandırması, bulutların yüksekliğe ve dış görünüş.

Görünümlerine ve yüksekliklerine göre bulutlar 10 cinse ayrılır:

Ben ailem (üst kademe):

1. nesil Sirüs (C)- tek tek hassas bulutlar, lifli veya ipliksi, "gölgeleri" olmayan, genellikle beyaz, çoğunlukla parlak.

2. tür. Sirokümülüs (Cc) - gölgesiz şeffaf pul ve toplardan oluşan katmanlar ve sırtlar.

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

Üst düzey bulutların tümü buzludur.

II ailesi (orta kademe):

4. tür. Altokümülüs(AC) - beyaz plakaların ve topların, şaftların katmanları veya sırtları. Küçük su damlacıklarından oluşur.

5. tür. alt tabakalı(Gibi) - gri renkte pürüzsüz veya hafif dalgalı örtü. Karışık bulutları ifade eder.

III ailesi (alt kademe):

6. nesil Stratokümülüs(Sc) - gri renkli blokların ve şaftların katmanları ve sırtları. Su damlacıklarından oluşur.

7. nesil Katmanlı(St.) - gri bulutlardan oluşan bir örtü. Genellikle bunlar su bulutlarıdır.

8. nesil Nimbostratus(N'ler) - şekilsiz gri katman. Çoğu zaman "bu bulutlara altta kırık yağmur bulutları eşlik eder (Fn),

Karışık nimbostratus bulutları.

IV ailesi (dikey gelişim bulutları):

9. nesil Kümülüs(Si) - neredeyse yatay bir tabana sahip yoğun bulut şişkinlikleri ve yığınları. Kümülüs bulutları suda yaşayanlardır. Kenarları yırtık olan kümülüs bulutlarına fraktokümülüs adı verilir. (FC).

10. nesil Kümülonimbüs(St) - dikey olarak gelişen, alt kısmında su ve üst kısmında buz bulunan yoğun bulutlar.

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

Sıcak ve soğuk hava kütleleri karşılaştığında sıcak hava her zaman soğuk havanın üzerine çıkma eğilimindedir. Yükseldiğinde adyabatik soğumanın bir sonucu olarak bulutlar oluşur. Sıcak hava, sıcak ve soğuk kütleler arasındaki hafif eğimli (100-200 km mesafede 1-2 km) bir arayüzey boyunca yavaş yavaş yükselirse (yukarı doğru kayma işlemi), yüzlerce kilometre (700-200 km) uzanan sürekli bir bulut tabakası oluşur. 900 kilometre). Karakteristik bir bulut sistemi ortaya çıkıyor: Aşağıda genellikle kırık yağmur bulutları var (Fn), üstlerinde - nimbostratus (N'ler), daha yüksek - yüksek katmanlı (Gibi), cirrostratus (Cs) ve cirrus bulutları (İLE).

Sıcak hava, altından akan soğuk hava tarafından enerjik bir şekilde yukarı doğru itildiğinde başka bir bulut sistemi oluşur. Soğuk havanın yüzey katmanları sürtünme nedeniyle üstteki katmanlara göre daha yavaş hareket ettiğinden, alt kısmındaki arayüz keskin bir şekilde bükülür, sıcak hava neredeyse dikey olarak yükselir ve içinde kümülonimbüs bulutları belirir. (Cb). Yukarıda sıcak havanın soğuk hava üzerinde yukarı doğru kayması gözlenirse (ilk durumda olduğu gibi) nimbostratus, altostratus ve cirrostratus bulutları gelişir. Yukarıya doğru kayma durursa bulutlar oluşmaz.

Sıcak havanın soğuk hava üzerine yükselmesiyle oluşan bulutlara denir önden. Havanın yükselmesi dağların ve tepelerin yamaçlarına doğru akışından kaynaklanıyorsa, ortaya çıkan bulutlara denir. orografik.İnversiyon katmanının alt sınırında, havanın daha yoğun ve daha az yoğun katmanlarını ayıran, birkaç yüz metre uzunluğunda ve 20-50 m yüksekliğinde dalgalar belirir.Bu dalgaların tepelerinde, havanın yükseldikçe soğuduğu yerde bulutlar oluşur; Sırtlar arasındaki çöküntülerde bulut oluşumu meydana gelmez. Birbirine paralel uzun şeritler veya şaftlar bu şekilde ortaya çıkar dalgalı bulutlar. Konumlarının yüksekliğine bağlı olarak altocumulus veya stratocumulus'lardır.

Eğer dalga hareketi oluşmadan önce atmosferde bulutlar varsa, dalgaların tepe noktalarında yoğunlaşır, çöküntü noktalarında ise yoğunluk azalır. Sonuç, sıklıkla gözlemlenen koyu ve açık renkli bulut bantlarının değişimidir. Havanın geniş bir alan üzerinde türbülanslı bir şekilde karıştırılmasıyla, örneğin denizden karaya hareket ederken yüzeyde artan sürtünmenin bir sonucu olarak, eşit olmayan kalınlıkla karakterize edilen bir bulut tabakası oluşur. farklı parçalar ve hatta kırılıyor. Kış ve sonbahar aylarında geceleri radyasyon yoluyla ısı kaybı, havada su buharı içeriği yüksek bulut oluşumuna neden olur. Bu süreç sakin ve sürekli ilerlediğinden gün içinde eriyen sürekli bir bulut tabakası ortaya çıkar.

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

Bulutun farklı yüklere sahip bölümleri arasında veya bulut ile yer arasında elektrik boşalmaları meydana gelir. yıldırım, eşlik etti gök gürültüsü. Bu bir fırtına. Fırtınanın süresi maksimum birkaç saattir. Dünya üzerinde her saat yaklaşık 2.000 fırtına meydana geliyor. Fırtınanın oluşması için uygun koşullar, güçlü konveksiyon ve bulutların yüksek su içeriğidir. Bu nedenle, gök gürültülü fırtınalar özellikle tropik enlemlerde karada (yılda 150 güne kadar gök gürültülü sağanak yağışlı), ılıman enlemlerde karada - yılda 10-30 gün, denizde - 5-10 gün gök gürültülü sağanak yağışlarda görülür. Kutup bölgelerinde fırtınalar çok nadir görülür.

Atmosferdeki ışık olayları. Işık ışınlarının yansıması, kırılması ve kırınması sonucunda bulut damlacıkları ve buz kristalleri, haleler, taçlar ve gökkuşağı ortaya çıkar.

Halo - bunlar, üst kademedeki buz bulutlarında, çoğunlukla cirrostratusta görünen, renkli ve renksiz daireler, yaylar, ışık noktalarıdır (sahte güneşler). Halenin çeşitliliği buz kristallerinin şekline, yönelimlerine ve hareketlerine bağlıdır; Önemli olan Güneş'in ufkun üzerindeki yüksekliğidir.

Kronlar - Güneşi veya Ay'ı çevreleyen, ince su bulutlarının arasından görülebilen hafif, hafif renkli halkalar. Armatüre bitişik bir taç (hale) olabilir ve aralıklarla ayrılmış birkaç "ilave halka" olabilir. Her bir tepenin armatüre bakan mavi bir iç tarafı ve kırmızı bir dış tarafı vardır. Taçların ortaya çıkmasının nedeni, ışığın bulut damlacıkları ve kristalleri arasından geçerken kırınmasıdır. Tacın boyutu damlaların ve kristallerin boyutuna bağlıdır: damlalar (kristaller) ne kadar büyük olursa taç o kadar küçük olur ve bunun tersi de geçerlidir. Bir bulutta bulut elemanları büyüdükçe tepenin yarıçapı giderek azalır; bulut elemanlarının boyutu azaldığında (buharlaşma) artar. Güneş veya Ay'ın etrafındaki büyük beyaz taçlar, "sahte güneşler" sütunları, iyi havanın devam ettiğinin işaretleridir.

Gökkuşağı yağmur damlalarının düştüğü güneşli bir bulutun arka planında görülebilir. Bu, spektral renklerle boyanmış hafif bir yaydır: yayın dış kenarı kırmızı, iç kenarı mordur. Bu yay, merkezi bir "eksen" ile bağlanan bir dairenin parçasıdır (bir düz çizgi) gözlemcinin gözüyle ve güneş diskinin merkeziyle. Güneş ufkun üzerinde alçaktaysa gözlemci yarım daire görür; Güneş yükselirse dairenin merkezi ufkun altına düştüğü için yay küçülür. Güneşin yüksekliği >42° olduğunda gökkuşağı görünmez. Bir uçaktan neredeyse tam bir daire şeklindeki gökkuşağını gözlemleyebilirsiniz.

Ana gökkuşağının yanı sıra ikincil, hafif renkli olanlar da var. Güneş ışığının su damlacıklarında kırılması ve yansımasıyla gökkuşağı oluşur. Damlaların üzerine düşen ışınlar damlalardan sanki birbirinden ayrılıyormuş gibi, renkli çıkıyor ve gözlemci onları bu şekilde görüyor. Işınlar bir damlada iki kez kırıldığında ikincil bir gökkuşağı ortaya çıkar. Gökkuşağının rengi, genişliği ve ikincil yayların türü damlacıkların boyutuna bağlıdır. Büyük damlacıklar daha küçük ama daha parlak bir gökkuşağı oluşturur; damlalar azaldıkça gökkuşağı genişler, renkleri bulanıklaşır; çok küçük damlalarla neredeyse beyazdır. Damlacıkların ve kristallerin etkisi altında ışık ışınındaki değişikliklerin neden olduğu atmosferdeki ışık olayları, bulutların yapısını ve durumunu değerlendirmeyi mümkün kılar ve hava tahminlerinde kullanılabilir.

Bulutluluk, günlük ve yıllık döngü, bulut dağılımı.

Bulutluluk - gökyüzünün bulutlarla kaplanma derecesi: 0 - açık gökyüzü, 10 - tamamen bulutlu, 5 - gökyüzünün yarısı bulutlarla kaplı, 1 - bulutlar gökyüzünün 1/10'unu kaplıyor vb. Ortalama bulutluluk hesaplanırken, Bir birimin onda biri de kullanılır, örneğin: 0,5 5,0, 8,7, vb. Karadaki bulutluluğun günlük değişiminde, sabahın erken saatlerinde ve öğleden sonra olmak üzere iki maksimum tespit edilir. Sabah, sıcaklıktaki bir düşüş ve bağıl nemdeki artış, stratus bulutlarının oluşumuna katkıda bulunur, öğleden sonra ise konveksiyonun gelişmesi nedeniyle kümülüs bulutları ortaya çıkar. Yaz aylarında gündüz maksimumu sabaha göre daha belirgindir. Kış aylarında stratus bulutları hakimdir ve maksimum bulutluluk sabah ve gece saatlerinde meydana gelir. Okyanus üzerinde, bulutluluğun günlük değişimi karadaki değişiminin tersidir: maksimum bulutluluk geceleri, minimum bulutluluk gündüzleri meydana gelir.

Yıllık bulutluluk döngüsü çok çeşitlidir. Alçak enlemlerde bulutluluk yıl boyunca önemli ölçüde değişmez. Kıtalar üzerinde konveksiyon bulutlarının maksimum gelişimi yaz aylarında meydana gelir. Muson gelişimi alanında ve yüksek enlemlerdeki Okyanuslar üzerinde yazın maksimum bulutluluk gözlenir. Genel olarak, Dünya üzerindeki bulutluluğun dağılımında, öncelikle havanın hakim hareketi - yükselişi veya düşüşü - tarafından belirlenen bölgesellik fark edilir. Nemli havanın güçlü yukarı doğru hareketleri nedeniyle ekvatorun üzerinde ve 60-70°'nin üzerinde olmak üzere iki maksimum not edilmiştir. İle. ve S. ılıman enlemlerde hüküm süren siklonlarda havanın yükselmesiyle bağlantılı olarak. Karada, okyanusta olduğundan daha az bulutluluk vardır ve bölgeselliği daha az belirgindir. Bulutluluk minimumları 20-30° G ile sınırlıdır. ve s. w. ve kutuplara; havanın alçalması ile ilişkilidirler.

Tüm Dünya için ortalama yıllık bulutluluk 5,4'tür; karada 4,9; Okyanusun Üzerinde 5.8. Minimum ortalama yıllık bulutluluk Asvan'da (Mısır) 0,5 olarak kaydedildi. Yıllık ortalama maksimum bulutluluk (8,8) Beyaz Deniz'de gözlendi; Atlantik ve Pasifik okyanuslarının kuzey bölgeleri ve Antarktika kıyıları büyük bulutlarla karakterize edilir.

Bulutlar çok önemli bir rol oynuyor coğrafi zarf. Nem taşırlar ve yağışla ilişkilidirler. Bulut örtüsü güneş radyasyonunu yansıtır ve dağıtır ve aynı zamanda dünya yüzeyinden gelen termal radyasyonu geciktirerek havanın alt katmanlarının sıcaklığını düzenler: bulutlar olmasaydı, hava sıcaklığı dalgalanmaları çok keskin hale gelirdi.

Yağış. atmosferik yağış atmosferden yeryüzüne yağmur, çiseleyen yağmur, tahıl, kar ve dolu şeklinde düşen suya denir. Yağış esas olarak bulutlardan düşer, ancak her bulut yağış oluşturmaz. Buluttaki su damlacıkları ve buz kristalleri çok küçüktür, hava tarafından kolayca tutulurlar ve yükselen zayıf akımlar bile onları yukarı doğru taşır. Yağışın oluşabilmesi için bulut elemanlarının yükselen akıntıları ve hava direncini yenebilecek kadar büyümesi gerekir. Bazı bulut elemanlarının genişlemesi diğerlerinin pahasına meydana gelir, ilk olarak damlacıkların birleşmesi ve kristallerin yapışması sonucu ve ikinci olarak ve bu en önemlisi bazı bulut elemanlarının buharlaşması sonucu dağılır. su buharının başkalarına aktarılması ve yoğunlaşması.

Damlaların veya kristallerin çarpışması, rastgele (türbülanslı) hareket ettiklerinde veya farklı hızlarda düştüklerinde meydana gelir. Birleşme süreci, damlacıkların yüzeyindeki bir hava filmi tarafından engelleniyor ve çarpışan damlacıkların ve aynı adı taşıyan damlacıkların geri sıçramasına neden oluyor. elektrik ücretleri. Su buharının yaygın taşınması nedeniyle bazı bulut elemanlarının diğerlerinin pahasına büyümesi, özellikle karışık bulutlarda yoğundur. Suyun üzerindeki maksimum nem içeriği buzun üzerindekinden daha büyük olduğundan, buluttaki buz kristalleri için su buharı alanı doyurabilirken, su damlacıkları için doygunluk olmayacaktır. Sonuç olarak damlacıklar buharlaşmaya başlayacak ve yüzeylerindeki nemin yoğunlaşması nedeniyle kristaller hızla büyüyecektir.

Bir su bulutunda farklı boyutlarda damlacıklar varsa, su buharı daha büyük damlacıklara doğru hareket etmeye ve onların büyümesine başlar. Ancak bu işlem çok yavaş olduğundan su bulutlarından (stratus, stratocumulus) çok küçük (0,05-0,5 mm çapında) damlacıklar düşer. Yapısı homojen olan bulutlar genellikle yağış üretmezler. Koşullar özellikle dikey gelişim bulutlarında yağış oluşması için uygundur. Böyle bir bulutun alt kısmında su damlaları, üst kısmında buz kristalleri, ara bölgede ise aşırı soğutulmuş damlalar ve kristaller bulunur.

Nadir durumlarda çok nemli havada büyük miktar yoğunlaşma çekirdekleri, tek tek yağmur damlalarının bulutsuz yağışını gözlemleyebilirsiniz. Yağmur damlalarının çapı 0,05 ila 7 mm (ortalama 1,5 mm) arasındadır, daha büyük damlalar havada parçalanır. 0,5 mm'ye kadar çapa sahip damlalar çiseleyen yağmur.

Çiseleyen yağmur damlacıklarının düşüşü gözle fark edilemiyor. Gerçek yağmur ne kadar büyük olursa, düşen damlaların üstesinden gelen yükselen hava akımları da o kadar güçlü olur. 4 m/sn'lik yükselen hava hızıyla, en az 1 mm çapındaki damlalar dünya yüzeyine düşer: en büyüğü bile damlalar 8 m/sn hızla yükselen akıntıları yenemez. Düşen yağmur damlalarının sıcaklığı her zaman hava sıcaklığından biraz daha düşüktür. Buluttan düşen buz kristalleri havada erimezse yüzeye düşer katı yağış(kar, tahıl, dolu).

Kar taneleri Süblimleşme işlemi sırasında oluşan ışınlara sahip altıgen buz kristalleridir. Islak kar taneleri birbirine yapışarak kar tanelerini oluşturur. Kar taneleri Yüksek bağıl nem koşullarında (%100'den fazla) buz kristallerinin rastgele büyümesinden kaynaklanan küresel kristaller. Kar taneleri ince bir buz kabuğuyla kaplanırsa buz topakları.

dolu sıcak mevsimde güçlü kümülonimbus bulutlarından düşer . Dolu genellikle uzun sürmez. Dolu taneleri, bir bulut içindeki buz tanelerinin tekrar tekrar aşağıya ve yukarıya hareketi sonucu oluşur. Düşerken, taneler aşırı soğutulmuş su damlacıkları bölgesine düşer ve şeffaf bir buz kabuğuyla kaplanır; daha sonra tekrar buz kristalleri bölgesine yükselirler ve yüzeylerinde opak, küçük kristallerden oluşan bir tabaka oluşur.

Dolu tanesinde bir kar çekirdeği ve bir dizi alternatif şeffaf ve opak buz kabuğu bulunur. Dolu tanesinin kabuk sayısı ve boyutu, bulutta kaç kez yükselip alçaldığına bağlıdır. Çoğu zaman 6-20 mm çapında dolu taneleri düşer, bazen çok daha büyükleri de bulunur. Dolu genellikle ılıman enlemlerde meydana gelir, ancak en yoğun dolu olayları tropik bölgelerde meydana gelir. Kutup bölgelerinde dolu oluşmaz.

Yağış miktarı, buharlaşma ve toprağa sızma olmadığında yatay bir yüzeyde yağış sonucu oluşabilecek su tabakasının milimetre cinsinden kalınlığı ile ölçülür. Yoğunluğa (dakikadaki milimetre yağış miktarı) bağlı olarak yağışlar hafif, orta ve şiddetli olarak ayrılır. Yağışın doğası, oluşum koşullarına bağlıdır.

Örtü yağışı, tekdüzelik ve süre ile karakterize edilen, genellikle nimbostratus bulutlarından yağmur şeklinde düşer.

yağış Yoğunlukta hızlı değişiklikler ve kısa süre ile karakterizedir. Kümülostratus bulutlarından yağmur, kar, bazen de yağmur ve dolu olarak düşerler. Yoğunluğu 21,5 mm/dk'ya varan izole sağanak yağışlar kaydedildi (Hawaii Adaları).

Çiseleyen yağmur stratus ve stratocumulus bulutlarından düşer. Bunları oluşturan damlacıklar (soğuk havalarda - minik kristaller) zar zor görülebilir ve havada asılı kalmış gibi görünürler.

Yağışın günlük değişimi bulutluluğun günlük değişimiyle örtüşmektedir. İki tür günlük yağış değişimi vardır - kıtasal ve deniz (kıyı). Kıta tipi iki maksimum (sabah ve öğleden sonra) ve iki minimum (gece ve öğleden önce) vardır. Deniz tipi- bir maksimum (gece) ve bir minimum (gündüz). Yıllık yağış seyri farklı enlem bölgelerinde ve aynı bölgenin farklı kısımlarında farklılık gösterir. Isı miktarına, termal rejime, hava hareketine, su ve toprağın dağılımına ve büyük ölçüde topoğrafyaya bağlıdır. Yıllık yağış döngüsünün tüm çeşitliliği birkaç türe indirgenemez, ancak not edilebilir özellikler farklı enlemler için, bölgeselliği hakkında konuşmamıza izin veriyor. Ekvator enlemleri, iki kurak mevsimle ayrılan iki yağışlı mevsim (ekinokslardan sonra) ile karakterize edilir. Tropik bölgelere doğru, yıllık yağış rejiminde, yağışlı mevsimlerin yakınlaşması ve tropik bölgelerde bunların yılda 4 ay süren şiddetli yağışlarla tek bir mevsim halinde birleşmesi ile ifade edilen değişiklikler meydana gelir. Subtropikal enlemlerde (35-40°) de bir yağmur mevsimi vardır, ancak bu kış aylarında meydana gelir. Ilıman enlemlerde yağışın yıllık seyri okyanuslara, kıtaların iç kesimlerine ve kıyılara göre değişiklik gösterir. Kış yağışları Okyanusta, yaz yağışları ise kıtalarda hakimdir. Yaz yağışları kutup enlemleri için de tipiktir. Her durumda yağışın yıllık seyri yalnızca atmosferik sirkülasyon dikkate alınarak açıklanabilir.

Yağışlar ekvatoral enlemlerde en yoğundur. Yıllık miktar 1000-2000 mm'yi aşarlar. Ekvator adalarında Pasifik Okyanusu yılda 4000-5000 mm'ye kadar, tropik ada dağlarının rüzgârlı yamaçlarında ise 10.000 mm'ye kadar düşer. Yoğun yağış, çok nemli havanın güçlü konvektif akımlarından kaynaklanır. Ekvator enlemlerinin kuzey ve güneyine doğru yağış miktarı azalarak 25-35° paralelinde minimum seviyeye ulaşır ve yıllık ortalama yağış miktarı 500 mm'yi geçmez. Kıtaların iç kesimlerinde ve batı kıyılarında bazı yerlerde birkaç yıldır yağmur yağmıyor. Ilıman enlemlerde yağışlar yeniden artar ve yılda ortalama 800 mm; kıtaların iç kısımlarında daha azı vardır (yılda 500, 400 ve hatta 250 mm); Okyanusun kıyısında daha fazlası var (yılda 1000 mm'ye kadar). Düşük sıcaklık ve düşük nem içeriğine sahip yüksek enlemlerde yıllık yağış miktarı

Maksimum yıllık ortalama yağış miktarı Cherrapunji'de (Hindistan) görülür - yaklaşık 12.270 mm. Yıllık en yüksek yağış yaklaşık 23.000 mm, en az yağış ise 7.000 mm'den fazladır. Minimum kaydedilen ortalama yıllık yağış Asvan'dadır (0).

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

Kar kaplı. Kar örtüsü, kar örtüsünü koruyacak kadar düşük koşullarda yeryüzüne düşen kar nedeniyle oluşur. Yükseklik ve yoğunluk ile karakterizedir.

Kar örtüsünün santimetre cinsinden derinliği birim yüzey alanına düşen yağış miktarına, kar yoğunluğuna (kütle/hacim oranı), araziye, bitki örtüsüne ve kar örtüsünü hareket ettiren rüzgara bağlıdır. kar. Ilıman enlemlerde kar örtüsünün normal yüksekliği 30-50 cm'dir, Rusya'daki en yüksek yüksekliği Yenisey'in orta kesimlerindeki havzada - 110 cm - dağlarda birkaç metreye ulaşabilir.

Büyük bir albedo ve yüksek radyasyona sahip olan kar örtüsü, özellikle açık havalarda havanın yüzey katmanlarının sıcaklığının düşürülmesine yardımcı olur. Asgari ve maksimum sıcaklıklar kar örtüsünün üzerindeki hava aynı koşullar altında olduğundan daha düşüktür, ancak yokluğunda.

Kutup ve yüksek dağlık bölgelerde sürekli kar örtüsü vardır. Ilıman enlemlerde oluşma süresi, iklime bağlı olarak değişir. iklim koşulları. Bir ay boyunca devam eden kar örtüsüne sabit denir. Bu tür kar örtüsü her yıl Rusya'nın çoğunda oluşur. Uzak Kuzey'de 8-9 ay, orta bölgelerde - 4-6 ay sürer ve Azak ve Karadeniz kıyılarında kar örtüsü dengesizdir. Kar erimesi esas olarak diğer bölgelerden gelen sıcak havanın etkisinden kaynaklanmaktadır. Güneş ışığının etkisiyle kar örtüsünün yaklaşık %36'sı eriyor. Sıcak yağmur erimeyi hızlandırır. Kirlenmiş kar daha hızlı erir.

Kar sadece erimez, aynı zamanda kuru havada da buharlaşır. Ancak kar örtüsünün buharlaşması erimesinden daha az önemlidir.

Hidrasyon. Yüzey nem koşullarını değerlendirmek için yalnızca yağış miktarını bilmek tamamen yetersizdir. Aynı miktarda yağış fakat farklı buharlaşma ile nem koşulları çok farklı olabilir. Nemlendirme koşullarını karakterize etmek için şunu kullanın: nemlendirme katsayısı (K), yağış miktarının oranını temsil eden (R) oynaklığa (Yemek yemek) aynı dönem için.

Nem genellikle yüzde olarak ifade edilir, ancak kesir olarak da ifade edilebilir. Yağış miktarı buharlaşmadan az ise; İLE%100'den az (veya İLE 1'den az), nem yetersiz. Şu tarihte: İLE%100'den fazla hidrasyon aşırı olabilir ancak K = %100 olması normaldir. K = %10 (0,1) veya %10'dan az ise ihmal edilebilir nemden söz ederler.

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

Yıl içerisinde dünya yüzeyine ortalama 511 bin km3 yağış düşmekte olup, bunun 108 bin km3'ü (%21) karaya, geri kalanı okyanuslara düşmektedir. Tüm yağışların neredeyse yarısı 20°K arasına düşer. w. ve 20° G. w. Kutup bölgeleri yağışın yalnızca %4'ünü oluşturur.

Ortalama olarak, her yıl Dünya yüzeyinden üzerine düşen su miktarıyla aynı miktarda su buharlaşır. Ana kaynak" Atmosferdeki nem, yüzey ısıtmanın belirli bir sıcaklıkta maksimum buharlaşma için koşullar yarattığı subtropikal enlemlerdeki okyanustur. Buharlaşmanın yüksek olduğu ve buharlaşacak hiçbir şeyin bulunmadığı karadaki aynı enlemlerde susuz alanlar ve çöller ortaya çıkar. Okyanusun tamamı için su dengesi negatiftir (buharlaşma yağıştan daha fazladır), karada ise pozitiftir (buharlaşma daha az yağıştır). Genel denge, "fazlalık"ın boşaltılması yoluyla eşitlenir karadan okyanusa su.

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

Güneş ışınlarının doğrudan ısıttığı yüzeydeki büyüklüğü ve değişimi. Bu yüzey ısıtıldığında ısıyı (uzun dalga aralığında) hem alttaki katmanlara hem de atmosfere aktarır. Yüzeyin kendisi denir aktif yüzey.

Isı dengesinin tüm unsurlarının maksimum değeri öğlen saatlerinde gözlenir. Bunun istisnası, sabahları toprakta meydana gelen maksimum ısı değişimidir. Isı dengesi bileşenlerinin günlük değişiminin maksimum genlikleri yaz aylarında, minimum genlikleri ise kış aylarında görülmektedir.

Kuru ve bitki örtüsünden yoksun yüzey sıcaklığının günlük değişiminde, açık bir günde maksimum, 14 saattir ve minimumu gün doğumu civarındadır. Bulutluluk günlük sıcaklık düzenini bozarak maksimum ve minimum değerlerde kaymaya neden olabilir. Yüzey nemi ve bitki örtüsü sıcaklığın seyri üzerinde büyük etkiye sahiptir.

Gündüz maksimum yüzey sıcaklıkları +80 o C veya daha fazla olabilir. Günlük dalgalanmalar 40 dereceye ulaşıyor. Aşırı değerlerin büyüklüğü ve sıcaklık genlikleri, yerin enlemine, yılın zamanına, bulutluluğa, yüzeyin termal özelliklerine, rengine, pürüzlülüğüne, bitki örtüsünün doğasına ve eğim yönüne (maruz kalma) bağlıdır.

Isının aktif yüzeyden yayılması, alttaki alt tabakanın bileşimine bağlıdır ve ısı kapasitesi ve termal iletkenliği ile belirlenecektir. Kıtaların yüzeyinde altta yatan alt tabaka topraktır, okyanuslarda (deniz) ise sudur.

Topraklar genellikle sudan daha düşük ısı kapasitesine ve daha yüksek ısı iletkenliğine sahiptir. Bu nedenle suya göre daha hızlı ısınıp soğurlar.

Isının katmandan katmana aktarılması zaman alır ve gün içindeki maksimum ve minimum sıcaklık değerlerinin başlama anları her 10 cm için yaklaşık 3 saat gecikir. Katman ne kadar derin olursa, o kadar az ısı alır ve içindeki sıcaklık dalgalanmaları o kadar zayıf olur. Derinliğe bağlı olarak günlük sıcaklık dalgalanmalarının genliği her 15 cm'de 2 kat azalır. Ortalama 1 m derinlikte toprak sıcaklığındaki günlük dalgalanmalar "ortadan kalkar". Durdukları katmana denir sabit günlük sıcaklık tabakası.

Sıcaklık dalgalanmalarının süresi ne kadar uzun olursa, o kadar derin yayılırlar. Böylece, orta enlemlerde, sabit yıllık sıcaklık katmanı 19-20 m derinlikte, yüksek enlemlerde - 25 m derinlikte ve yıllık sıcaklık genliklerinin küçük olduğu tropikal enlemlerde - derinlikte bulunur. 5-10 m Yıllar boyunca maksimum ve minimum sıcaklıkların başlama anları metre başına ortalama 20-30 gün gecikir.

Sabit yıllık sıcaklık katmanındaki sıcaklık, yüzey üzerindeki ortalama yıllık hava sıcaklığına yakındır.

ALT YÜZEYİN VE ATMOSFERİN ISI REJİMİ

Güneş ışınlarıyla doğrudan ısıtılan ve alttaki katmanlara ve havaya ısı veren yüzeye denir. aktif. Aktif yüzeyin sıcaklığı, değeri ve değişimleri (günlük ve yıllık değişimler) ısı dengesi tarafından belirlenir.

Isı dengesinin neredeyse tüm bileşenlerinin maksimum değeri öğle saatlerinde gözlenir. Bunun istisnası, sabahları toprakta meydana gelen maksimum ısı değişimidir.

Isı dengesi bileşenlerinin günlük değişiminin maksimum genlikleri yaz aylarında, minimum - kışın gözlenir. Kuru ve bitki örtüsünden yoksun yüzey sıcaklığının günlük değişiminde, açık bir günde maksimum 13 saat sonra, minimum ise gün doğumu civarında meydana gelir. Bulutluluk yüzey sıcaklığının doğru seyrini bozarak maksimum ve minimum anlarında kaymaya neden olur. Yüzey sıcaklığı, nem ve bitki örtüsünden büyük ölçüde etkilenir. Gündüz maksimum yüzey sıcaklıkları +80°C veya daha fazla olabilir. Günlük dalgalanmalar 40°'ye ulaşıyor. Büyüklüğü yerin enlemine, yılın zamanına, bulutluluğa, yüzeyin termal özelliklerine, rengine, pürüzlülüğüne, bitki örtüsüne ve yamaçların maruziyetine bağlıdır.

Aktif katmanın sıcaklığının yıllık değişimi farklı enlemlerde farklıdır. Orta ve yüksek enlemlerde maksimum sıcaklık genellikle Haziran ayında, minimum sıcaklık ise Ocak ayında görülür. Düşük enlemlerde aktif katmanın sıcaklığındaki yıllık dalgalanmaların genlikleri çok küçüktür; karadaki orta enlemlerde 30°'ye ulaşır. Ilıman ve yüksek enlemlerde yüzey sıcaklıklarındaki yıllık değişiklikler kar örtüsünden büyük ölçüde etkilenir.

Isının katmandan katmana aktarılması zaman alır ve gün içindeki maksimum ve minimum sıcaklıkların başlama anları her 10 cm için yaklaşık 3 saat gecikir. Yüzeydeki en yüksek sıcaklık saat 13 civarındaysa, 10 cm derinlikte maksimum sıcaklık saat 16 civarında ve 20 cm derinlikte saat 19 civarında vb. meydana gelecektir. alttaki katmanlar üstteki katmanlardan sırayla ısıtılır, her katman belirli bir miktarda ısıyı emer. Katman ne kadar derin olursa, o kadar az ısı alır ve içindeki sıcaklık dalgalanmaları o kadar zayıf olur. Derinliğe bağlı olarak günlük sıcaklık dalgalanmalarının genliği her 15 cm'de 2 kat azalır. Bu, eğer yüzeyde genlik 16° ise, 15 cm derinlikte 8° ve 30 cm derinlikte 4° olduğu anlamına gelir.

Ortalama 1 m derinlikte toprak sıcaklığındaki günlük dalgalanmalar "ortadan kalkar". Bu salınımların fiilen durduğu katmana katman adı verilir sabit günlük sıcaklık.

Sıcaklık dalgalanmalarının süresi ne kadar uzun olursa, o kadar derin yayılırlar. Orta enlemlerde, yıllık sabit sıcaklık katmanı 19-20 m derinlikte, yüksek enlemlerde 25 m derinlikte bulunur.Tropikal enlemlerde, yıllık sıcaklık genlikleri küçüktür ve sabit yıllık genlik katmanı, sadece 5-10 m derinlik Yıl boyunca maksimum sıcaklıkların ve minimum sıcaklıkların başlama anları metre başına ortalama 20-30 gün gecikir. Böylece yüzeyde en düşük sıcaklık Ocak ayında gözlenirse, 2 m derinlikte Mart ayı başlarında görülür. Gözlemler, sabit yıllık sıcaklık katmanındaki sıcaklığın, yüzey üzerindeki ortalama yıllık hava sıcaklığına yakın olduğunu göstermektedir.

Karaya göre daha büyük ısı kapasitesine ve daha düşük ısı iletkenliğine sahip olan su, daha yavaş ısınır ve daha yavaş ısı verir. Su yüzeyine düşen güneş ışınlarının bir kısmı en üstteki katman tarafından emilir, bir kısmı ise oldukça derinlere nüfuz ederek bazı katmanlarını doğrudan ısıtır.

Suyun hareketliliği ısı transferini mümkün kılar. Türbülanslı karışım nedeniyle derinliğe ısı transferi, termal iletimden 1000 - 10.000 kat daha hızlı gerçekleşir. Suyun yüzey katmanları soğuduğunda, karışımın eşlik ettiği termal konveksiyon meydana gelir. Yüksek enlemlerde okyanus yüzeyindeki günlük sıcaklık dalgalanmaları ortalama olarak yalnızca 0,1°, ılıman enlemlerde - 0,4°, tropikal enlemlerde - 0,5°'dir. Bu titreşimlerin nüfuz derinliği 15-20 m'dir. Okyanus yüzeyindeki yıllık sıcaklık genlikleri ekvator enlemlerinde 1° ile ılıman enlemlerde 10,2° arasında değişir. Yıllık sıcaklık dalgalanmaları 200-300 m derinliğe kadar nüfuz eder, su kütlelerindeki maksimum sıcaklık anları karaya göre daha gecikir. Maksimum 15-16 saat civarında, minimum ise gün doğumundan 2-3 saat sonra ortaya çıkar.

Atmosferin alt katmanının termal rejimi.

Hava esas olarak doğrudan güneş ışınlarıyla değil, alttaki yüzey tarafından ısının kendisine aktarılmasıyla (radyasyon ve termal iletkenlik süreçleri) ısıtılır. Isının yüzeyden troposferin üst katmanlarına aktarılmasındaki en önemli rol türbülans tarafından oynanır. ısı değişimi ve gizli buharlaşma ısısının transferi. Hava parçacıklarının eşit olmayan bir şekilde ısıtılan alt yüzeyin ısınmasından kaynaklanan rastgele hareketine denir. termal türbülans veya termal konveksiyon.

Küçük, kaotik, hareketli girdaplar yerine, güçlü yükselen (termaller) ve daha az güçlü olan alçalan hava hareketleri hakim olmaya başlarsa, konveksiyona konveksiyon denir. sipariş edildi. Yüzeyde ısıtılan hava yukarıya doğru hareket ederek ısıyı aktarır. Termal konveksiyon ancak havanın sıcaklığı, yükseldiği ortamın sıcaklığından daha yüksek olduğu sürece (atmosferin kararsız durumu) gelişebilir. Yükselen havanın sıcaklığı, çevresinin sıcaklığına eşit çıkarsa yükseliş duracaktır (atmosferin kayıtsız hali); hava ortamdan soğursa alçalmaya başlayacaktır (atmosferin kararlı durumu).

Havanın türbülanslı hareketiyle, yüzeyle temas eden parçacıklarının giderek daha fazlası ısı alır ve yükselerek ve karışarak onu diğer parçacıklara verir. Havanın türbülans yoluyla yüzeyden aldığı ısı miktarı, radyasyon sonucu ve moleküler termal iletim yoluyla aktarım sonucunda aldığı ısı miktarından 400 kat daha fazladır - neredeyse 500.000 kat. Isı, yüzeyden buharlaşan nemle birlikte atmosfere aktarılır ve daha sonra yoğunlaşma işlemi yoluyla serbest bırakılır. Her gram su buharı 600 cal gizli buharlaşma ısısı içerir.

Yükselen havada sıcaklık değişir adyabatik süreç, yani iç gaz enerjisinin işe ve işin iç enerjiye dönüştürülmesi nedeniyle çevre ile ısı alışverişi olmadan. İç enerji gazın mutlak sıcaklığıyla orantılı olduğundan sıcaklıkta bir değişiklik meydana gelir. Yükselen hava genişler, iç enerji harcayan iş üretir ve sıcaklığı düşer. Aşağıya doğru inen hava ise tam tersine sıkışır, genleşme için harcanan enerji açığa çıkar ve hava sıcaklığı yükselir.

Kuru veya su buharı içeren ancak buna doymamış hava, yükselirken her 100 m'de adyabatik olarak 1° soğur. Su buharına doymuş hava, 100 m yükseldiğinde, yoğuşma meydana geldiğinden 1°'den daha az soğur. açığa çıkan ısıyla birlikte genleşme için harcanan ısıyı kısmen telafi eder.

Doymuş havanın 100 m'ye yükseldiğinde soğuma miktarı, hava sıcaklığına ve atmosfer basıncına bağlıdır ve önemli sınırlar içinde değişir. Alçalan doymamış hava, 100 m'de 1 ° ısınır, doymuş hava daha az miktarda ısınır, çünkü içinde ısı tüketen buharlaşma meydana gelir. Yükselen doymuş hava genellikle yağış nedeniyle nemini kaybeder ve doymamış hale gelir. Alçalırken bu hava her 100 metrede 1° ısınır.

Sonuç olarak, çıkış sırasında sıcaklıktaki azalmanın iniş sırasındaki artıştan daha az olduğu ortaya çıkıyor ve aynı basınçta aynı seviyede yükselen ve sonra alçalan hava farklı sıcaklıklara sahip olacak - son sıcaklık başlangıçtan daha yüksek olacak bir. Bu süreç denir sözde adiyabatik.

Hava esas olarak aktif yüzeyden ısıtıldığından, atmosferin alt katmanındaki sıcaklık kural olarak yükseklikle azalır. Troposferin dikey eğimi 100 metrede ortalama 0,6°'dir. Sıcaklık yükseklikle birlikte azalırsa pozitif, artarsa ​​negatif kabul edilir. Alttaki yüzey hava katmanında (1,5-2 m), dikey eğimler çok büyük olabilir.

Yükseklikle sıcaklığın artmasına denir ters çevirme ve sıcaklığın yükseklikle arttığı hava tabakası ters çevirme katmanı.İnversiyon katmanları atmosferde neredeyse her zaman gözlemlenebilir. Dünya yüzeyinde radyasyonun bir sonucu olarak kuvvetli bir şekilde soğuduğunda, radyasyonun ters çevrilmesi(radyasyonun ters çevrilmesi). Açık yaz gecelerinde ortaya çıkar ve birkaç yüz metrelik bir katmanı kaplayabilir. Kışın, açık havalarda, inversiyon birkaç gün, hatta haftalarca devam eder. Kış inversiyonları 1,5 km'ye kadar bir katmanı kapsayabilir.

Ters çevirme, rahatlama koşullarıyla güçlendirilir: soğuk hava çöküntülere akar ve orada durur. Bu tür ters çevrilmelere denir orografik. Güçlü ters çevirmeler çağrıldı maceracı, nispeten sıcak havanın soğuk bir yüzeye gelerek alt katmanlarını soğutması durumunda oluşur. Günlerin olumlu tersine çevrilmeleri zayıf bir şekilde ifade edilir; geceleri ise radyasyon soğuması ile yoğunlaşırlar. İlkbaharda henüz erimemiş kar örtüsü bu tür terslenmelerin oluşmasını kolaylaştırır.

Donlar, havanın yüzey katmanındaki sıcaklığın ters çevrilmesi olgusuyla ilişkilidir. Don - ortalama günlük sıcaklıkların 0°'nin üzerinde olduğu bir zamanda (sonbahar, ilkbahar) gece hava sıcaklığının 0° ve altına düşmesi. Ayrıca donların yalnızca toprakta, üzerindeki hava sıcaklığı sıfırın üzerinde olduğunda gözlemlenmesi de mümkündür.

Atmosferin termal durumu, içindeki ışığın yayılmasını etkiler. Sıcaklığın rakımla birlikte keskin bir şekilde değiştiği (arttığı veya azaldığı) durumlarda, seraplar.

Serap, üzerinde (üstün serap) veya altında (düşük serap) görünen bir nesnenin hayali görüntüsüdür. Daha az yaygın olan yan seraplardır (görüntü yandan görünür). Serapların nedeni, bir nesneden gözlemcinin gözüne gelen ışık ışınlarının farklı yoğunluktaki katmanların sınırında kırılması sonucu yörüngesinin eğriliğidir.

Troposferin alt katmanında 2 km yüksekliğe kadar günlük ve yıllık sıcaklık değişimi genellikle yüzey sıcaklığının değişimini yansıtır. Yüzeyden uzaklaştıkça sıcaklık dalgalanmalarının genlikleri azalır ve maksimum ve minimum anları gecikir. Kışın hava sıcaklığındaki günlük dalgalanmalar, yaz aylarında 2 km'ye kadar 0,5 km yüksekliğe kadar fark edilir.

Günlük sıcaklık dalgalanmalarının genliği enlem arttıkça azalır. En büyük günlük genlik subtropikal enlemlerde, en küçük genlik ise kutup enlemlerindedir. Ilıman enlemlerde günlük genlikler yılın farklı zamanlarında değişiklik gösterir. Yüksek enlemlerde en büyük günlük genlik ilkbahar ve sonbaharda, ılıman enlemlerde ise yaz aylarında görülür.

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

Aşırı sıcaklıkların büyüklüğüne ve başlangıç ​​zamanına bağlı olarak dört tür yıllık sıcaklık değişimi vardır.

Ekvator tipi iki maksimum (ekinokslardan sonra) ve iki minimum (gündönümünden sonra) ile karakterize edilir. Okyanus üzerinde genlik yaklaşık 1°, karada ise 10°'ye kadardır. Sıcaklık tüm yıl boyunca pozitiftir.

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

Orta tip - bir maksimum (Kuzey Yarımküre'de kara üzerinden Temmuz'da, Okyanus üzerinden Ağustos'ta) ve bir minimum (Kuzey Yarımküre'de kara üzerinden Ocak'ta, Okyanus üzerinden Şubat'ta). Dört mevsim açıkça ayırt edilir: sıcak, soğuk ve iki geçiş. Yıllık sıcaklık genliği enlemle ve Okyanustan uzaklıkla artar: kıyıda 10°, Okyanustan uzak - 60° veya daha fazla (Yakutsk'ta - -62,5°). Soğuk mevsimde sıcaklık negatiftir.

Kutup tipi - Kışlar çok uzun ve soğuk, yazlar ise kısa ve serin geçer. Yıllık genlikler 25° ve daha fazladır (karada 65°'ye kadar). Sıcaklıklar yılın büyük bölümünde negatiftir. Hava sıcaklığının yıllık değişiminin genel tablosu, altta yatan yüzeyin özellikle önemli olduğu faktörlerin etkisiyle karmaşıklaşmaktadır. Su yüzeyinde yıllık sıcaklık değişimi yumuşar, karada ise tam tersine daha belirgindir. Kar ve buz örtüsü yıllık sıcaklıkları büyük ölçüde azaltır. Yerin okyanus seviyesinden yüksekliği, yüksekliği, okyanusa uzaklığı ve bulutluluğu da etkiliyor. Yıllık hava sıcaklığının düzgün seyri, soğuk veya tersine sıcak havanın istilasından kaynaklanan rahatsızlıklar nedeniyle bozulur. Buna bir örnek, soğuk havanın ilkbaharda geri dönüşü (soğuk dalgalar), sıcaklığın sonbaharda geri dönüşü, ılıman enlemlerde kışın erime olabilir.

Alttaki yüzeye yakın hava sıcaklığının dağılımı.

Eğer dünya yüzeyi homojen olsaydı, atmosfer ve hidrosfer hareketsiz olsaydı, dünya yüzeyindeki ısının dağılımı yalnızca güneş ışınımının akışıyla belirlenecek ve hava sıcaklığı ekvatordan kutuplara doğru kademeli olarak azalacak ve aynı kalacaktı. her paralelde (güneş sıcaklıkları). Aslında, ortalama yıllık hava sıcaklıkları ısı dengesi tarafından belirlenir ve alttaki yüzeyin doğasına ve hava ve okyanus sularının hareketi yoluyla gerçekleştirilen sürekli enlemler arası ısı alışverişine bağlıdır ve bu nedenle güneş sıcaklıklarından önemli ölçüde farklılık gösterir.

Alçak enlemlerde dünya yüzeyindeki gerçek ortalama yıllık hava sıcaklıkları daha düşüktür, yüksek enlemlerde ise tam tersine güneş sıcaklıklarından daha yüksektir. Güney yarımkürede, tüm enlemlerde fiili ortalama yıllık sıcaklıklar, kuzey yarımkürede olduğundan daha düşüktür. Kuzey yarımkürede dünya yüzeyindeki ortalama hava sıcaklığı Ocak ayında +8° C, Temmuz ayında +22° C; güneyde - Temmuz'da +10° C, Ocak'ta +17° C. Kuzey yarımkürede 14° ve güneyde yalnızca 7° olan hava sıcaklığı dalgalanmalarının yıllık genlikleri, güney yarımkürenin daha az kıtasal olduğunu gösterir. . Bir bütün olarak dünya yüzeyindeki ortalama yıllık hava sıcaklığı +14° C'dir.

Çeşitli meridyenlerde yıllık veya aylık en yüksek ortalama sıcaklıkları işaretleyip birleştirirsek bir doğru elde ederiz. termal maksimum, sıklıkla termal ekvator olarak da adlandırılır. Termal ekvatoru, yılın veya herhangi bir ayın en yüksek normal ortalama sıcaklıklarına sahip paralel (enlemsel daire) olarak düşünmek muhtemelen daha doğrudur. Termal ekvator coğrafi ekvatorla çakışmaz ve kuzeye doğru “kaydırılır”. Yıl boyunca 20° Kuzey'den hareket eder. w. (Temmuz'da) ila 0° (Ocak'ta). Termal ekvatorun kuzeye kaymasının birkaç nedeni vardır: kuzey yarımkürenin tropik enlemlerindeki arazilerin baskınlığı, Antarktika'nın soğuk kutbu ve belki de yaz mevsiminin süresi (güney yarımkürenin yazları daha kısadır) ).

Termal bölgeler.

İzotermler termal (sıcaklık) bölgelerin sınırları olarak alınır. Yedi termal bölge vardır:

sıcak kemer Kuzey ve güney yarımkürelerin yıllık izotermi +20° arasında yer alır; ekvatorda yıllık +20° izotermiyle, kutuplarda en sıcak ayın +10° izotermiyle sınırlanan iki ılıman bölge;

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

İki don kemerleri, kutupların yakınında bulunur ve en sıcak ayın 0° izotermiyle sınırlıdır. Kuzey yarımkürede burası Grönland ve kuzey kutbuna yakın alandır; güney yarımkürede ise 60° güney paralelindeki alandır. w.

Sıcaklık bölgeleri iklim bölgelerinin temelini oluşturur. Her bölgede, alttaki yüzeye bağlı olarak çok çeşitli sıcaklıklar vardır. Karada rahatlamanın sıcaklık üzerindeki etkisi çok büyüktür. Her 100 m'de yükseklikle sıcaklık değişimi farklı sıcaklık bölgelerinde aynı değildir. Troposferin alt kilometrelik katmanındaki dikey eğim, Antarktika'nın buz yüzeyi üzerinde 0° ile tropik çöllerde yaz aylarında 0,8° arasında değişmektedir. Bu nedenle, ortalama bir eğim (6°/100 m) kullanarak sıcaklıkları deniz seviyesine göre normalleştirme yöntemi bazen büyük hatalara yol açabilir. Yüksekliğe bağlı sıcaklık değişiklikleri dikey iklim bölgelemesinin nedenidir.