Тепловой режим подстилающей поверхности. Тепловой режим подстилающей поверхности и атмосферы нагревание Тепловой режим подстилающей поверхности и атмосферы кратко

Поверхность, непосредственно нагреваемую солнечными лучами и отдающую тепло нижележащим слоям и воздуху, называют деятельной. Температура деятельной поверхности, ее величина и изменение (суточный и годовой ход) определяются тепловым балансом.

Максимальное значение почти всех составляющих теплового баланса наблюдается в околополуденные часы. Исключение представляет максимум теплообмена в почве, приходящийся на утренние часы.

Максимальные амплитуды суточного хода составляющих теплового баланса отмечаются в летнее время, минимальные - зимой. В суточном ходе температуры поверхности, сухой и лишенной растительности, в ясный день максимум наступает после 13 часов, а минимум - около момента восхода Солнца. Облачность нарушает правильный ход температуры поверхности и вызывает смещение моментов максимумов и минимумов. Большое влияние на температуру поверхности оказывают ее влажность и растительный покров. Дневные максимумы температуры поверхности могут составлять + 80°С и более. Суточные колебания достигают 40°. Их величина зависит от широты места, времени года, облачности, тепловых свойств поверхности, ее цвета, шероховатости, от растительного покрова, а также от экспозиции склонов.

Годовой ход температуры деятельного слоя различен на разных широтах. Максимум температуры в средних и высоких широтах обычно наблюдается в июне, минимум - в январе. Амплитуды годовых колебаний температуры деятельного слоя в низких широтах очень малы, в средних широтах на суше они достигают 30°. На годовые колебания температуры поверхности в умеренных и высоких широтах сильно влияет снежный покров.

На передачу тепла от слоя к слою затрачивается время, и моменты наступления максимальных и минимальных в течение суток температур запаздывают на каждые 10 см примерно на 3 часа. Если на поверхности наивысшая температура была около 13 часов, на глубине 10 см максимум температуры наступит около 16 часов, а на глубине 20 см - около 19 часов и т. д. При последовательном нагревании нижележащих слоев от вышележащих каждый слой поглощает некоторое количество тепла. Чем глубже слой, тем меньше тепла он получает и тем слабее в нем колебания температуры. Амплитуда суточных колебаний температуры с глубиной уменьшается на каждые 15 см в 2 раза. Это значит, что если на поверхности амплитуда равна 16°, то на глубине 15 см - 8°, а на глубине 30 см - 4°.

На глубине в среднем около 1 м суточные колебания температуры почвы ";затухают";. Слой, в котором эти колебания практически прекращаются, называется слоем постоянной суточной температуры.

Чем больше период колебания температур, тем глубже они распространяются. В средних широтах слой постоянной годовой температуры находится на глубине 19-20 м, в высоких широтах на глубине 25 м. В тропических широтах годовые амплитуды температуры невелики и слой постоянной годовой амплитуды расположен на глубине всего 5-10 м. Моменты наступления в течение года максимальных и минимальных температур запаздывают в среднем на 20-30 суток на каждый метр. Таким образом, если наименьшая температура на поверхности наблюдалась в январе, на глубине 2 м она наступает в начале марта. Наблюдения показывают, что температура в слое постоянной годовой температуры близка к средней годовой температуре воздуха над поверхностью.

Вода, обладая большей теплоемкостью и меньшей теплопроводностью, чем суша, медленнее нагревается и медленнее отдает тепло. Часть солнечных лучей, падающих на водную поверхность, поглощается самым верхним слоем, а часть их проникает на значительную глубину, нагревая непосредственно некоторый ее слой.

Подвижность воды делает возможным перенос тепла. Вследствие турбулентного перемешивания передача тепла вглубь происходит в 1000 - 10 000 раз быстрее, чем путем теплопроводности. При остывании поверхностных слоев воды возникает тепловая конвекция, сопровождающаяся перемешиванием. Суточные колебания температуры на поверхности Океана в высоких широтах в среднем всего 0,1°, в умеренных - 0,4°, в тропических - 0,5°. Глубина проникновения этих колебаний 15- 20м. Годовые амплитуды температуры на поверхности Океана от 1° в экваториальных широтах до 10,2° в умеренных. Годовые колебания температуры проникают на глубину 200-300 м. Моменты максимумов температуры водоемов запаздывают по сравнению с сушей. Максимум наступает около 15-16 часов, минимум - через 2-3 часа после восхода Солнца.

Тепловой режим нижнего слоя атмосферы.

Воздух нагревается в основном не солнечными лучами непосредственно, а за счет передачи ему тепла подстилающей поверхностью (процессы излучения и теплопроводности). Важнейшую роль в переносе тепла от поверхности в вышележащие слои тропосферы играют турбулентный теплообмен и передача скрытой теплоты парообразования. Беспорядочное движение частиц воздуха, вызванное его нагреванием неравномерно нагретой подстилающей поверхности, называют термической турбулентностью или термической конвекцией.

Если вместо мелких хаотических движущихся вихрей начинают преобладать мощные восходящие (термики) и менее мощные нисходящие движения воздуха, конвекция называется упорядоченной. Нагревающийся у поверхности воздух устремляется вверх, перенося тепло. Термическая конвекция может развиваться только до тех пор, пока воздух имеет температуру выше температуры той среды, в которой он поднимается (неустойчивое состояние атмосферы). Если температура поднимающегося воздуха окажется равной температуре окружающей его среды, поднятие прекратится (безразличное состояние атмосферы); если же воздух станет холоднее окружающей среды, он начнет опускаться (устойчивое состояние атмосферы).

При турбулентном движении воздуха все новые и новые его частицы, соприкасаясь с поверхностью, получают тепло, а поднимаясь и перемешиваясь, отдают его другим частицам. Количество тепла, получаемое воздухом от поверхности посредством турбулентности, больше количества тепла, получаемого им в результате излучения, в 400 раз и в результате передачи путем молекулярной теплопроводности - почти в 500 000 раз. Тепло переносится от поверхности в атмосферу вместе с испарившейся с нее влагой, а затем выделяется в процессе конденсации. Каждый грамм водяного пара содержит 600 кал скрытой теплоты парообразования.

В поднимающемся воздухе температура изменяется вследствие адиабатического процесса, т. е. без обмена теплом с окружающей средой, за счет преобразования внутренней энергии газа в работу и работы во внутреннюю энергию. Так как внутренняя энергия пропорциональна абсолютной температуре газа, происходит изменение температуры. Поднимающийся воздух расширяется, производит работу, на которую затрачивает внутреннюю энергию, и температура его понижается. Опускающийся воздух, наоборот, сжимается, затраченная на расширение энергия освобождается, и температура воздуха растет.

Величина охлаждения насыщенного воздуха при подъеме его на 100 м зависит от температуры воздуха и от атмосферного давления и изменяется в значительных пределах. Ненасыщенный воздух, опускаясь нагревается на 1° на 100 м, насыщенный на меньшую величину, так как в нем происходит испарение, на которое затрачивается тепло. Поднимающийся насыщенный воздух обычно теряет влагу в процессе выпадения осадков и становится ненасыщенным. При опускании такой воздух нагревается на 1° на 100 м.

В результате понижение температуры при подъеме оказывается меньше, чем ее повышение при опускании, и поднявшийся, а затем опустившийся воздух на одном и том же уровне при одном и том же давлении, будет иметь разную температуру - конечная температура будет выше начальной. Такой процесс называется псевдоадиабатическим.

Так как воздух нагревается главным образом от деятельной поверхности, температура с высотой в нижнем слое атмосферы, как правило, понижается. Вертикальный градиент для тропосферы в среднем составляет 0,6° на 100 м. Он считается положительным, если температура с высотой убывает, и отрицательным, если она повышается. В нижнем, приземном слое воздуха (1,5-2 м) вертикальные градиенты могут быть очень большими.

Возрастание температуры с высотой называется инверсией , а слой воздуха, в котором температура с высотой возрастает,- слоем инверсии. В атмосфере почти всегда можно наблюдать слои инверсии. У земной поверхности при сильном ее охлаждении в результате излучения возникает радиационная инверсия (инверсия излучения) . Она появляется в ясные летние ночи и может охватить слой в несколько сотен метров. Зимой в ясную погоду инверсия сохраняется несколько суток и даже недель. Зимние инверсии могут охватывать слой до 1,5 км.

Усилению инверсии способствуют условия рельефа: холодный воздух стекает в понижение и там застаивается. Такие инверсии называются орографическими. Мощные инверсии, называемые адвентивными, образуются в тех случаях, когда сравнительно теплый воздух приходит на холодную поверхность, охлаждающую нижние его слои. Адвективные инверсии дней выражены слабо, ночью они усиливаются радиационным выхолаживанием. Весной образованию таких инверсий способствует еще не стаявший снежный покров.

С явлением инверсии температуры в приземном слое воздуха связаны заморозки. Заморозки - понижение температуры воздуха ночью до 0° и ниже в то время, когда средние суточные температуры выше 0° (осень, весна). Может быть и так, что заморозки наблюдаются только на почве при температуре воздуха над ней выше нуля.

Тепловое состояние атмосферы оказывает влияние на распространение в ней света. В тех случаях, когда температура с высотой резко изменяется (повышается или понижается), возникают миражи.

Мираж - мнимое изображение предмета, появляющееся над ним (верхний мираж) или под ним (нижний мираж). Реже бывают боковые миражи (изображение появляется сбоку). Причина миражей - искривление траектории световых лучей, идущих от предмета к глазу наблюдателя, в результате их преломления на границе слоев с разной плотностью.

Суточный и годовой ход температуры в нижнем слое тропосферы до высоты 2 км в общем отражает ход температуры поверхности. С удалением от поверхности амплитуды колебаний температуры уменьшаются, а моменты максимума и минимума запаздывают. Суточные колебания температуры воздуха зимой заметны до высоты 0,5 км, летом - до 2 км.

Амплитуда суточных колебаний температуры с увеличением широты места уменьшается. Наибольшая суточная амплитуда - в субтропических широтах, наименьшая - в полярных. В умеренных широтах суточные амплитуды различны в разные времена года. В высоких широтах наибольшая суточная амплитуда весной и осенью, в умеренных - летом.

Годовой ход температуры воздуха зависит прежде всего от широты места. От экватора к полюсам годовая амплитуда колебаний температуры воздуха увеличивается.

Выделяют четыре типа годового хода температуры по величине амплитуды и по времени наступления крайних температур.

Экваториальный тип характеризуется двумя максимумами (после моментов равноденствия) и двумя минимумами (после моментов солнцестояния). Амплитуда над Океаном около 1°, над сушей - до 10°. Температура весь год положительная.

Тропический тип - один максимум (после летнего солнцестояния) и одни минимум (после зимнего солнцестояния). Амплитуда над Океаном - около 5°, на суше - до 20°. Температура весь год положительная.

Умеренный тип - один максимум (в северном полушарии над сушей в июле, над Океаном в августе) и один минимум (в северном полушарии над сушей в январе, над Океаном в феврале). Отчетливо выделяются четыре сезона: теплый, холодный и два переходных. Годовая амплитуда температуры увеличивается с увеличением широты, а также по мере удаления от Океана: на побережье 10°, вдали от Океана - до 60° и более (в Якутске - -62,5°). Температура в холодный сезон отрицательна.

Полярный тип - зима очень продолжительная и холодная, лето короткое, прохладное. Годовые амплитуды 25° и больше (над сушей до 65°). Температура большую часть года отрицательная. Общая картина годового хода температуры воздуха осложняется влиянием факторов, среди которых особенно большое значение принадлежит подстилающей поверхности. Над водной поверхностью годовой ход температуры сглаживается, над сушей, наоборот, выражен резче. Сильно снижает годовые температуры снежный и ледяной покров. Влияют также высота места над уровнем Океана, рельеф, удаленность от Океана, облачность. Плавный ход годовой температуры воздуха нарушается возмущениями, вызываемыми вторжением холодного или, наоборот, теплого воздуха. Примером могут быть весенние возвраты холодов (волны холода), осенние возвраты тепла, зимние оттепели в умеренных широтах.

Распределение температуры воздуха у подстилающей поверхности.

Если бы земная поверхность была однородна, а атмосфера и гидросфера неподвижны, распределение тепла по поверхности Земли определялось бы только поступлением солнечной радиации и температура воздуха постепенно убывала бы от экватора к полюсам, оставаясь одинаковой на каждой параллели (солярные температуры). Действительно среднегодовые температуры воздуха определяются тепловым балансом и зависят от характера подстилающей поверхности и непрерывного межширотного теплообмена, осуществляемого посредством перемещения воздуха и вод Океана, а поэтому существенно отличаются от солярных.

Действительные средние годовые температуры воздуха у земной поверхности в низких широтах ниже, а в высоких, наоборот, выше солярных. В южном полушарии действительные средние годовые температуры на всех широтах ниже, чем в северном. Средняя температура воздуха у земной поверхности в северном полушарии в январе +8° С, в июле +22° С; в южном - в июле +10° С, в январе +17° С. Годовые амплитуды колебаний температуры воздуха, составляющие для северного полушария 14°, а для южного только 7°, свидетельствуют о меньшей континентальности южного полушария. Средняя за год температура воздуха у земной поверхности в целом +14° С.

Если отметить на различных меридианах наивысшие средние годовые или месячные температуры и соединить их, получим линию теплового максимума, называемую также часто термическим экватором. Правильнее, вероятно, считать термическим экватором параллель (широтный круг) с наивысшими нормальными средними температурами года или какого-либо месяца. Термический экватор не совпадает с географическим и ";сдвинут"; к северу. В течение года он перемещается от 20° с. ш. (в июле) до 0° (в январе). Причин смещения термического экватора к северу несколько: преобладание суши в тропических широтах северного полушария, антарктический полюс холода, и, возможно, имеет значение продолжительность лета (лето южного полушария короче).

Тепловые пояса.

За границы тепловых (температурных) поясов принимают изотермы. Тепловых поясов семь:

жаркий пояс , расположенный между годовой изотермой +20° северного и южного полушарий;два умеренных пояса, ограниченные со стороны экватора годовой изотермой +20°, со стороны полюсов изотермой +10° самого теплого месяца;

два холодных пояса , находящиеся между изотермой + 10° и и самого теплого месяца;

два пояса мороза , расположенные около полюсов и ограниченные изотермой 0° самого теплого месяца. В северном полушарии это Гренландия и пространство около северного полюса, в южном - область внутри параллели 60° ю. ш.

Температурные пояса - основа климатических поясов. В пределах каждого пояса наблюдаются большие разнообразия температур в зависимости от подстилающей поверхности. На суше очень велико влияние рельефа на температуру. Изменение температуры с высотой на каждые 100 м неодинаково в различных температурных поясах. Вертикальный градиент в нижнем километровом слое тропосферы изменяется от 0° над ледяной поверхностью Антарктиды до 0,8° летом над тропическими пустынями. Поэтому способ приведения температур к уровню моря с помощью среднего градиента (6°/100 м) может иногда привести к грубым ошибкам. Изменение температуры с высотой - причина вертикальной климатической поясности.

ВОДА В АТМОСФЕРЕ

В земной атмосфере содержится около 14000 км 3 водяного пара. Вода попадает в атмосферу в основном в результате испарения с поверхности Земли. В атмосфере влага конденсируется, переносится воздушными течениями и выпадает снова на земную поверхность. Совершается постоянный круговорот воды, возможный благодаря ее способности находиться в трех состояниях (твердом, жидком и парообразном) и легко переходить из одного состояния в другое.

Характеристика влажности воздуха.

Абсолютная влажность - содержание в атмосфере водяного пара в граммах на 1 м 3 воздуха (";а";).

Относительная влажность - отношение фактической упругости водяного пара к упругости насыщения, выраженное в процентах. Относительная влажность характеризует степень насыщения воздуха водяным паром.

Дефицит влажности - недостаток насыщения при данной температуре:

Точка росы - температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар насыщает его.

Испарение и испаряемость. Водяной пар попадает в атмосферу посредством испарения с подстилающей поверхности (физическое испарение) и транспирации. Процесс физического испарения заключается в преодолении быстро движущимися молекулами воды сил сцепления, в отрыве их от поверхности и переходе в атмосферу. Чем выше температура испаряющей поверхности, тем быстрее движение молекул и тем больше их попадает в атмосферу.

При насыщении воздуха водяным паром процесс испарения прекращается.

Процесс испарения требует затрат тепла: на испарение 1 г воды требуется 597 кал, на испарение 1 г льда на 80 кал больше. В результате температура испаряющейся поверхности понижается.

Испарение с Океана на всех широтах значительно больше, чем испарение с суши. Максимальная величина его для Океана достигает 3000 см в год. В тропических широтах годовые суммы испарения с поверхности Океана наибольшие и в течение года оно меняется мало. В умеренных широтах максимальное испарение с Океана - зимой, в полярных широтах - летом. Максимальные величины испарения с поверхности суши составляют 1000 мм. Его различия по широтам определяются радиационным балансом и увлажнением. В общем в направлении от экватора к полюсам в соответствии с понижением температуры испарение уменьшается.

В случае отсутствия достаточного количества влаги на испаряющей поверхности испарение не может быть большим даже при высокой температуре и огромном дефиците влажности. Возможное испарение - испаряемость - в этом случае очень велико. Над водной поверхностью испарение и испаряемость совпадают. Над сушей испарение может быть значительно меньше испаряемости. Испаряемость характеризует, величину возможного испарения с суши при достаточном увлажнении. Суточный и годовой ход влажности воздуха. Влажность воздуха постоянно изменяется в связи с изменениями температуры испаряющей поверхности и воздуха, соотношения процессов испарения и конденсации, переноса влаги.

Суточный ход абсолютной влажности воздуха может быть простым и двойным. Первый совпадает с суточным ходом температуры, имеет один максимум и один минимум и характерен для мест с достаточным количеством влаги. Его можно наблюдать над Океаном, а зимой и осенью- над сушей. Двойной ход имеет два максимума и два минимума и характерен для суши. Утренний минимум перед восходом Солнца объясняется очень слабым испарением (или даже его отсутствием) в ночные часы. С увеличением прихода лучистой энергии Солнца испарение растет, абсолютная влажность достигает максимума около 9 час. В результате развивающаяся конвекция - перенос влаги в более верхние слои - происходит быстрее, чем поступление ее в воздух с испаряющей поверхности, поэтому около 16 час возникает второй минимум. К вечеру конвекция прекращается, а испарение с нагретой днем поверхности еще достаточно интенсивно и в нижних слоях воздуха накапливается влага, создавая около 20-21 часа второй (вечерний) максимум.

Годовой ход абсолютной влажности также соответствует годовому ходу температуры. Летом абсолютная влажность наибольшая, зимой - наименьшая. Суточный и годовой ход относительной влажности почти всюду противоположен ходу температуры, так как максимальное влагосодержание с повышением температуры растет быстрее абсолютной влажности.

Суточный максимум относительной влажности наступает перед восходом Солнца, минимум - в 15-16 часов. В течение года максимум относительной влажности, как правило, приходится на самый холодный месяц, минимум - на самый теплый. Исключение составляют области, в которых летом дуют влажные ветры с моря, а зимой - сухие с материка.

Распределение влажности воздуха. Содержание влаги в воздухе по направлению от экватора к полюсам в общем убывает от 18-20 мб до 1-2. Максимальная абсолютная влажность (более 30 г/м 3) зафиксирована над Красным морем и в дельте р. Меконг, наибольшая средняя годовая (более 67 г/м 3) - над Бенгальским заливом, наименьшая средняя годовая (около 1 г/м 3) и абсолютный минимум (меньше 0,1 г/м 3) - над Антарктидой. Относительная влажность с изменением широты изменяется сравнительно мало: так, на широтах 0-10° она составляет максимум 85%, на широтах 30-40° - 70% и на широтах 60-70° - 80%. Заметное понижение относительной влажности отмечается только на широтах 30-40° в северном и южном полушариях. Наибольшая среднегодовая величина относительной влажности (90%) наблюдалась в устье Амазонки, наименьшая (28%) - в Хартуме (долина Нила).

Конденсация и сублимация. В воздухе, насыщенном водяным паром, при понижении его температуры до точки росы или увеличении в нем количества водяного пара происходит конденсация - вода из парообразного состояния переходит в жидкое. При температуре ниже 0°С вода может, минуя жидкое состояние, перейти в твердое. Этот процесс называется сублимацией. И конденсация и сублимация могут происходить в воздухе на ядрах конденсации, на земной поверхности и на поверхности различных предметов. Когда температура воздуха, охлаждающегося от подстилающей поверхности, достигает точки росы, на холодную поверхность из него оседают роса, иней, жидкий и твердый налеты, изморозь.

Роса - мельчайшие капельки воды, часто сливающиеся. Она появляется обычно ночью на поверхности, на листьях растений, охладившихся в результате излучения тепла. В умеренных широтах за ночь роса дает 0,1--0,3 мм, а за год- 10-50 мм влаги.

Иней - твердый белый осадок. Образуется в тех же условиях, как и роса, но при температуре ниже 0° (сублимация). При образовании росы выделяется скрытая теплота, при образовании инея тепло, наоборот, поглощается.

Жидкий и твердый налет - тонкая водяная или ледяная пленка, образующаяся на вертикальных поверхностях (стены, столбы и т. п.) при смене холодной погоды на теплую в результате соприкосновения влажного и теплого воздуха с охлажденной поверхностью.

Изморозь - белый рыхлый осадок, оседающий на деревьях, проводах и углах зданий из воздуха, насыщенного влагой при температуре значительно ниже 0°.Сплошной слой плотного льда на земной поверхности и различных предметах, появляющийся при выпадении переохлажденных капелек дождя или тумана на охлажденную ниже 0° поверхность, называется гололедом. Обычно он образуется осенью и весной при температуре 0°, -5°.

Скопление продуктов конденсации или сублимации (капелек воды, кристалликов льда) в приземных слоях воздуха называется туманом или дымкой. Туман и дымка различаются размерами капелек и вызывают разную степень снижения видимости. При тумане видимость 1 км и менее, при дымке - более 1 км. При укрупнении капелек дымка может превратиться в туман. Испарение влаги с поверхности капелек способно вызвать переход тумана в дымку.

Если конденсация (или сублимация) водяного пара происходит на некоторой высоте над поверхностью, образуются облака. От тумана они отличаются положением в атмосфере, физическим строением и разнообразием форм. Возникновение облаков связано главным образом с адиабатическим охлаждением поднимающегося воздуха. Поднимаясь и при этом постепенно охлаждаясь, воздух достигает границы, на которой его температура оказывается равной точке росы. Эта граница называется уровнем конденсации. Выше, при наличии ядер конденсации, начинается конденсация водяных паров и могут образовываться облака. Таким образом, нижняя граница облаков практически совпадает с уровнем конденсации. Верхняя граница облаков определяется уровнем конвекции - границы распространения восходящих токов воздуха. Она часто совпадает с задерживающими слоями.

На большой высоте, где температура поднимающегося воздуха ниже 0°, в облаке появляются ледяные кристаллики. Кристаллизация происходит обычно при температуре -10° С, -15° С. Резкой границы между расположением жидких и твердых элементов в облаке нет, существуют мощные переходные слои. Капельки воды и кристаллики льда, составляющие облако, увлекаются вверх восходящими токами и снова опускаются под действием силы тяжести. Опускаясь ниже границы конденсации, капельки могут испаряться. В зависимости от преобладания тех или других элементов облака делятся на водяные, ледяные, смешанные.

Водяные облака состоят из капелек воды. При отрицательной температуре капельки в облаке переохлаждены (до -30°С). Радиус капелек чаще всего от 2 до 7 мк, редко до 100 мк. В 1 см 3 водяного облака - несколько сотен капелек.

Ледяные облака состоят из кристалликов льда.

Смешанные содержат одновременно капельки воды разных размеров и кристаллики льда. В теплое время года водяные облака возникают главным образом в нижних слоях тропосферы, смешанные - в средних, ледяные - в верхних. В основу современной международной классификации облаков положено их разделение по высоте и внешнему виду.

По внешнему виду и высоте расположения облака делят на 10 родов:

I семейство (верхний ярус):

1-й род. Перистые (С)- отдельные нежные облака, волокнистые или нитевидные, без ";теней";, обычно белые, часто блестящие.

2-й род. Перисто-кучевые (Сс) - слои и гряды прозрачных хлопьев и шариков без теней.

3-й род. Перисто-слоистые (Cs ) - тонкая, белая, просвечивающая пелена.

Все облака верхнего яруса ледяные.

II семейство (средний ярус):

4-й род. Высококучевые (Ac ) - слои или гряды из белых пластин и шаров, валы. Состоят из мельчайших капелек воды.

5-й род. Высокослоистые (As ) - ровная или слегка волнистая пелена серого цвета. Относятся к смешанным облакам.

III семейство (нижний ярус):

6-й род. Слоисто-кучевые (Sс) - слои и гряды из глыб и валов серого цвета. Состоят из капель воды.

7-й род. Слоистые (St ) - пелена облаков серого цвета. Обычно это облака водяные.

8-й род. Слоисто-дождевые (Ns ) - бесформенный серый слой. Часто ";эти облака сопровождаются нижележащими разорванно -дождевыми (Fn ),

Слоисто-дождевые облака смешанные.

IV семейство (облака вертикального развития):

9-й род. Кучевые (Си) - плотные облачные клубы и кучи с почти горизонтальным основанием. Кучевые облака водяные.Кучевые облака с разорванными краями называются разорванно-кучевыми (Fc ).

10-й род. Кучево-дождевые (Св) - плотные клубы, развитые по вертикали, в нижней части водяные, в верхней - ледяные.

Характер и форма облаков обусловливаются процессами, вызывающими охлаждение воздуха, приводящее к облакообразованию. В результате конвекции, развивающейся при нагревании неоднородной поверхности, образуются кучевые облака (IV семейство). Они различаются в зависимости от интенсивности конвекции и от положения уровня конденсации: чем интенсивнее конвекция, чем выше ее уровень, тем больше вертикальная мощность кучевых облаков.

При встрече теплых и холодных масс воздуха теплый воздух всегда стремится подняться вверх по холодному. При поднятии его в результате адиабатического охлаждения формируются облака. Если теплый воздух медленно поднимается по слабонаклонной (1-2 км на расстоянии 100-200 км) поверхности раздела теплых и холодных масс (процесс восходящего скольжения), образуется сплошной облачный слой, простирающийся на сотни километров (700-900 км). Возникает характерная облачная система: внизу часто находятся разорванно-дождевые облака (Fn ), над ними - слоисто-дождевые (Ns ), выше - высокослоистые (As ), перисто-слоистые (Cs) и перистые облака (С).

В том случае, когда теплый воздух энергично выталкивается вверх подтекающим под него холодным воздухом, образуется иная облачная система. Так как приземные слои холодного воздуха вследствие трения двигаются медленнее вышележащих слоев, поверхность раздела в ее нижней части круто изгибается, теплый воздух поднимается почти вертикально и в нем возникают кучево-дождевые облака (Сb). Если выше наблюдается восходящее скольжение теплого воздуха по холодному, развиваются (как и в первом случае) слоисто-дождевые, высокослоистые и перисто-слоистые облака. Если же восходящее скольжение прекращается, облака не образуются.

Облака, образующиеся при подъеме теплого воздуха по холодному, называются фронтальными. Если подъем воздуха вызван его натеканием на склоны гор и возвышенностей, образующиеся при этом облака получили название орографических. На нижней границе слоя инверсии, разделяющей более плотный и менее плотные слои воздуха, возникают волны длиной в несколько сотен метров и высотой 20-50 м. На гребнях этих волн, там, где воздух, поднимаясь, охлаждается, образуются облака; в понижениях между гребнями облакообразования не происходит. Так возникают длинные параллельные друг другу полосы или валы волнистых облаков. В зависимости от высоты их расположения они бывают высококучевыми или слоисто - кучевыми.

Если в атмосфере до возникновения волнового движения уже были облака, происходит их уплотнение на гребнях волн и уменьшение плотности в понижениях. В результате возникает часто наблюдаемое чередование более темных и светлых облачных полос. При турбулентном перемешивании воздуха на значительном пространстве, например в результате увеличения трения о поверхность при движении его с моря на сушу, образуется слой облаков, отличающийся неодинаковой мощностью в разных частях и даже разрывами. Потери тепла излучением ночью зимой и осенью вызывают в воздухе с большим содержанием водяных паров облакообразование. Так как процесс этот протекает спокойно и непрерывно, возникает сплошной слой облаков, тающих днем.

Гроза. Процесс облакообразования всегда сопровождается электризацией и скоплением в облаках свободных зарядов. Электризация наблюдается даже в небольших кучевых облаках, но особенно интенсивно проявляется она в мощных кучево-дождевых облаках вертикального развития с низкой температурой в верхней части (t

Между участками облака с разными зарядами или между облаком и землей происходят электрические разряды - молнии, сопровождаемые громом. Это гроза. Продолжительность грозы максимум несколько часов. На Земле ежечасно происходит около 2000 гроз. Благоприятные условия для возникновения грозы - сильная конвекция и большая водность облаков. Поэтому особенно часты грозы над сушей в тропических широтах (до 150 дней в году с грозами), в умеренных широтах над сушей - с грозами 10-30 дней в году, над морем - 5-10. В полярных районах грозы очень редки.

Световые явления в атмосфере. В результате отражения, преломления и дифракции световых лучей в капельках и ледяных кристалликах облаков возникают гало, венцы, радуги.

Гало - это круги, дуги, световые пятна (ложные солнца), окрашенные и бесцветные, возникающие в ледяных облаках верхнего яруса, чаще в перисто-слоистых. Разнообразие гало зависит от формы ледяных кристалликов, их ориентировки и движения; имеет значение высота Солнца над горизонтом.

Венцы - светлые слегка окрашенные кольца, окружающие просвечивающие сквозь тонкие водяные облака Солнце или Луну. Венец может быть один, примыкающий к светилу (ореол), и может быть несколько ";дополнительных колец";, разделенных промежутками. У каждого венца внутренняя, обращенная к светилу сторона голубая, внешняя - красная. Причина появления венцов - дифракция света при прохождении его между капельками и кристаллами облака. Размеры венца зависят от величины капель и кристаллов: чем больше капли (кристаллы), тем меньше венец, и наоборот. Если в облаке происходит укрупнение облачных элементов, радиус венца постепенно сокращается, при уменьшении размеров облачных элементов (испарение) - увеличивается. Большие белые венцы вокруг Солнца или Луны ";ложные солнца";, столбы - признаки сохранения хорошей погоды.

Радуга видна на фоне освещенного Солнцем облака, из которого выпадают капли дождя. Она представляет собой светлую дугу, окрашенную в спектральные цвета: внешний край дуги красный, внутренний - фиолетовый. Эта дуга - часть окружности, центр которой соединен ";осью"; (одной прямой) с глазом наблюдателя и с центром солнечного диска. Если Солнце стоит низко над горизонтом, наблюдатель видит половину окружности, если Солнце поднимается, дуга становится меньше, так как центр окружности опускается за горизонт. При высоте солнца >42° радуга не видна. С самолета можно наблюдать радугу в виде почти полного круга.

Кроме основной радуги, бывают вторичные, слабоокрашенные. Радуга образуется при преломлении и отражении солнечных лучей в капельках воды. Падающие на капли лучи выходят из капель как бы расходящимися, цветными, и такими их и видит наблюдатель. Когда лучи преломляются в капле дважды, возникает вторичная радуга. Окраска радуги, ее ширина, вид вторичных дуг зависят от размеров капелек. Крупные капли дают менее широкую, но более яркую радугу; с уменьшением капель радуга становится шире, цвета ее делаются расплывчатыми; при очень мелких каплях она почти белая. Световые явления в атмосфере, вызываемые изменениями светового луча под влиянием капелек и кристалликов, позволяют судить о строении и состоянии облаков и могут быть использованы при предсказаниях погоды.

Облачность, суточный и годовой ход, распределение облаков.

Облачность - степень покрытия неба облаками: 0 - чистое небо, 10 - сплошная облачность, 5 - половина неба покрыта облаками, 1 - облака покрывают 1/10 часть неба и т. п. При вычислении средней облачности используются и десятые доли единицы, например: 0,5 5,0, 8,7 и т.д. В суточном ходе облачности над сушей обнаруживаются два максимума - ранним утром и после полудня. Утром понижение температуры и увеличение относительной влажности способствует возникновению слоистых облаков, после полудня в связи с развитием конвекции появляются кучевые облака. Летом дневной максимум выражен сильнее утреннего. Зимой преобладают слоистые облака и максимум облачности приходится на утренние и ночные часы. Над Океаном суточный ход облачности обратен ходу ее над сушей: максимум облачности приходится на ночь, минимум - на день

Годовой ход облачности очень разнообразен. В низких широтах облачность в течение года существенно не изменяется. Над континентами максимальное развитие облаков конвекции приходится на лето. Летний максимум облачности отмечается в области развития муссонов, а также над Океанами в высоких широтах. В общем в распределении облачности на Земле заметна зональность, обусловленная прежде всего господствующим движением воздуха - его поднятием или опусканием. Отмечаются два максимума - над экватором в связи с мощными восходящими движениями влажного воздуха и над 60-70° с. и ю.ш. в связи с поднятием воздуха в циклонах, господствующих в умеренных широтах. Над сушей облачность меньше, чем над Океаном, и зональность ее выражена менее. Минимумы облачности приурочиваются к 20-30° ю. и с. ш. и к полюсам; они связаны с опусканием воздуха.

Средняя годовая облачность для всей Земли 5,4; над сушей 4,9; над Океаном 5,8. Минимальная средняя годовая облачность отмечена в Асуане (Египет) 0,5. Максимальная средняя годовая облачность (8,8) наблюдалась на Белом море; большой облачностью отличаются северные районы Атлантического и Тихого океанов и берега Антарктиды.

Облака играют очень важную роль в географической оболочке. Они переносят влагу, с ними связаны осадки. Облачный покров отражает и рассеивает солнечную радиацию и в то же время задерживает тепловое излучение земной поверхности, регулируя температуру нижних слоев воздуха: без облаков колебания температуры воздуха приобрели бы очень резкий характер.

Осадки. Атмосферными осадками называют воду, выпавшую на поверхность из атмосферы в виде дождя, мороси, крупы, снега, града. Осадки выпадают в основном из облаков, но далеко не всякое облако дает осадки. Капельки воды и кристаллики льда в облаке очень малы, их легко удерживает воздух, и даже слабые восходящие токи увлекают их вверх. Для образования осадков требуется укрупнение элементов облака настолько, чтобы они могли преодолеть восходящие токи и сопротивление воздуха. Укрупнение одних элементов облака происходит за счет других, во-первых, в результате слияния капелек и сцепления кристаллов, во-вторых,- и это главное - в результате испарения одних элементов облака, диффузного переноса и конденсации водяного пара на других.

Столкновение капель или кристаллов происходит при беспорядочных (турбулентных) движениях или при их падении с различной скоростью. Процессу слияния препятствует пленка воздуха на поверхности капелек, заставляющая отскакивать столкнувшиеся капельки, а также одноименные электрические заряды. Рост одних элементов облака за счет других вследствие диффузного переноса водяного пара особенно интенсивен в смешанных облаках. Так как максимальное влагосодержание над водой больше, чем над льдом, для кристаллов льда в облаке водяной пар может насыщать пространство, в то время как для капелек воды насыщения не будет. В результате капельки начнут испаряться, а кристаллы быстро расти за счет конденсации влаги на их поверхности.

При наличии в водяном облаке капелек разного размера начинается перемещение водяного пара к более крупным каплям и их рост. Но так как этот процесс очень медленный, из водяных облаков (слоистых, слоисто-кучевых) выпадают очень мелкие (диаметром 0,05-0,5 мм) капли. Облака, однородные по своей структуре, обычно осадков не дают. Особенно благоприятны условия для возникновения осадков в облаках вертикального развития. В нижней части такого облака - капли воды, в верхней - кристаллики льда, в промежуточной зоне - переохлажденные капли и кристаллики.

В редких случаях, при наличии в очень влажном воздухе большого количества ядер конденсации, можно наблюдать выпадение отдельных капель дождя без облаков. Капли дождя имеют диаметр от 0,05 до 7 мм (в среднем 1,5 мм), более крупные капли распадаются в воздухе. Капли диаметром до 0,5 мм образуют морось.

Падение капелек мороси на глаз незаметно. Настоящий дождь тем крупнее, чем сильнее восходящие токи воздуха, преодолеваемые падающими каплями.При скорости восходящего воздуха 4 м/сек на земную поверхность падают капли диаметром не меньше 1 мм: восходящих токов со скоростью 8 м/сек не могут преодолеть даже самые крупные капли. Температура падающих дождевых капель всегда несколько ниже температуры воздуха. Если кристаллики льда, выпадающие из облака, не тают в воздухе, на поверхность выпадают твердые осадки (снег, крупа, град).

Снежинки представляют собой шестигранные кристаллы льда с образовавшимися в процессе сублимации лучами. Мокрые снежинки, слипаясь, образуют хлопья снега. Снежная крупа - это сферокристаллы, возникающие при беспорядочном росте ледяных кристаллов в условиях высокой относительной влажности (больше 100%). Если снежная крупа покрывается тонкой ледяной оболочкой, она превращается в ледяную крупу.

Град выпадает в теплое время года из мощных кучево-дождевых облаков. Обычно выпадение града непродолжительно. Градины образуются в результате неоднократного перемещения ледяной крупы в облаке вниз и вверх. Падая вниз, крупинки попадают в зону переохлажденных капелек воды и покрываются прозрачной ледяной оболочкой; затем они снова поднимаются в зону ледяных кристаллов и на их поверхности образуется непрозрачный слой из мельчайших кристалликов.

Градина имеет снежное ядро и ряд чередующихся прозрачных и непрозрачных ледяных оболочек. Количество оболочек и размер градины зависят от того, сколько раз она поднималась и опускалась в облаке. Чаще всего выпадают градины диаметром 6-20 мм, иногда встречаются и значительно более крупные. Обычно град выпадает в умеренных широтах, но наиболее интенсивные выпадения града бывают в тропиках. В полярных районах град не выпадает.

Количество осадков измеряется толщиной слоя воды в миллиметрах, который мог бы образовываться в результате их выпадения на горизонтальную поверхность при отсутствии испарения и просачивания в почвогрунт. По интенсивности (количеству миллиметров осадков в 1 мин) осадки делятся на слабые, умеренные и сильные. Характер выпадения осадков зависит от условий их образования.

Обложные осадки, отличающиеся равномерностью и длительностью, обычно выпадают в виде дождя из слоисто-дождевых облаков.

Ливневые осадки характеризуются быстрым изменением интенсивности и непродолжительностью. Они выпадают из кучево-слоистых облаков в виде дождя, снега, иногда дождя и града. Отмечены отдельные ливни интенсивностью до 21,5 мм/мин (Гавайские острова).

Моросящие осадки выпадают из слоистых и слоисто-кучевых облаков. Составляющие их капельки (в холодное время - мельчайшие кристаллики) едва видны и кажутся взвешенными в воздухе.

Суточный ход осадков совпадает с суточным ходом облачности. Выделяются два типа суточного хода осадков - континентальный и морской (береговой). Континентальный тип имеет два максимума (в утренние часы и после полудня) и два минимума (ночью и перед полуднем). Морской тип - один максимум (ночью) и один минимум (днем). Годовой ход осадков различен в разных широтных зонах и в разных частях одной и той же зоны. Он зависит от количества тепла, термического режима, движения воздуха, распределения воды и суши и в значительной степени от рельефа. Все разнообразие годового хода осадков нельзя свести к нескольким типам, но можно отметить характерные особенности для разных широт, позволяющие говорить о его зональности. Для экваториальных широт характерны два дождевых сезона (после равноденствий), разделенные двумя сухими сезонами. По направлению к тропикам происходят изменения в годовом режиме осадков, выражающиеся в сближении влажных сезонов и слиянии их близ тропиков в один сезон с обильными дождями, длящийся 4 месяца в году. В субтропических широтах (35-40°) также один дождевой сезон, но он приходится на зиму. В умеренных широтах годовой ход осадков различен над Океаном, внутренними частями материков и побережьями. Над Океаном преобладают зимние осадки, над материками - летние. Летние осадки типичны и для полярных широт. Объяснить годовой ход осадков в каждом случае можно лишь с учетом циркуляции атмосферы.

Наиболее обильны осадки в экваториальных широтах, где годовое количество их превосходит 1000-2000 мм. На экваториальных островах Тихого океана выпадает до 4000-5000 мм в год, а на наветренных склонах гор тропических островов до 10000 мм. Причиной обильных осадков являются мощные конвективные токи очень влажного воздуха. К северу и югу от экваториальных широт количество осадков уменьшается, достигая минимума около параллели 25-35°, где среднее годовое их количество не более 500 мм. Во внутренних частях континентов и на западных побережьях дожди местами не выпадают по нескольку лет. В умеренных широтах количество осадков снова возрастает и в среднем составляет 800мм в год; во внутренней части континентов их меньше (500, 400 и даже 250 мм в год); на берегах Океана больше (до 1000 мм в год). В высоких широтах при низкой температуре и малом содержании влаги в воздухе годовое количество осадков

Максимальное среднее годовое количество осадков выпадает в Черрапунджи (Индия) - около 12 270 мм. Наибольшая годовая сумма осадков там около 23 000 мм, наименьшая - более 7 000 мм. Минимальное отмеченное среднее годовое количество осадков - в Асуане (0).

Общее количество осадков, выпадающих на поверхность Земли, за год может образовать на ней сплошной слой высотой до 1000 мм.

Снежный покров. Снежный покров образуется за счет выпадения на земную поверхность снега в условиях достаточно низкой для его сохранения температуры. Он характеризуется высотой и плотностью.

Высота снежного покрова, измеряемая в сантиметрах, зависит от количества осадков, выпавших на единицу поверхности, от плотности снега (отношение массы к объему), от рельефа местности, от растительного покрова, а также от ветра, перемещающего снег. В умеренных широтах обычная высота снежного покрова 30-50 см. Наибольшая его высота в России отмечена в бассейне среднего течения Енисея- 110 см. В горах она может достигать нескольких метров.

Обладая большим альбедо и большим излучением, снежный покров способствует понижению температуры приземных слоев воздуха, особенно в ясную погоду. Минимальные и максимальные температуры воздуха над снежным покровом ниже, чем в тех же условиях, но при его отсутствии.

В полярных и высокогорных районах снежный покров лежит постоянно. В умеренных широтах продолжительность его залегания различна в зависимости от климатических условий. Снежный покров, сохраняющийся в течение месяца, называется устойчивым. Такой снежный покров образуется ежегодно на большей части территории России. На Крайнем Севере он сохраняется 8-9 месяцев, в центральных районах - 4-6, на берегах Азовского и Черного морей снежный покров неустойчив. Таяние снега вызвано в основном воздействием на него теплого воздуха, приходящего из других районов. Под действием солнечных лучей тает около 36% снежного покрова. Способствует таянию теплый дождь. Быстрее тает загрязненный снег.

Снег не только тает, но и испаряется в сухом воздухе. Но испарение снежного покрова имеет меньшее значение, чем таяние.

Увлажнение. Для оценки условий увлажнения поверхности совершенно недостаточно знать только сумму осадков. При одинаковом количестве осадков, но разной испаряемости условия увлажнения могут быть весьма различными. Для характеристики условий увлажнения пользуются коэффициентом увлажнения (К), представляющим собой отношение суммы осадков (r) к испаряемости (Ем) за тот же период.

Увлажнение обычно выражается в процентах, но можно выразить его дробью. Если сумма осадков меньше испаряемости, т. е. К меньше 100% (или К меньше 1), увлажнение недостаточное. При К больше 100% увлажнение может быть избыточным, при К=100% нормальное. Если К=10% (0,1) или меньше 10%, говорят о ничтожном увлажнении.

В полупустынях К 30%, но 100% (100-150%).

За год на земную поверхность выпадает в среднем 511 тыс. км 3 осадков, из них 108 тыс. км 3 (21%) попадают на сушу, остальные в Океан. Почти половина всех осадков выпадает между 20° с. ш. и 20° ю. ш. На полярные области приходится всего 4% осадков.

С поверхности Земли в среднем за год испаряется столько же воды, сколько выпадает на нее. Основным ";источником"; влаги в атмосфере является Океан в субтропических широтах, где нагревание поверхности создает условия для максимального испарения при данной температуре. В тех же широтах на суше, где испаряемость большая, а испаряться нечему, возникают бессточные области и пустыни. Для Океана в целом баланс воды отрицательный (испарение больше осадков), на суше положительный (испарение меньше осадков). Общий баланс выравнивается посредством стока ";излишков"; воды с суши в Океан.

режим атмосферы Земли исследован, как... влияние на радиационный и тепловой режим атмосферы , определяя погоду и... поверхности . Большая часть тепловой энергии, которую получает атмосфера , поступает от подстилающей поверхности ...

Непосредственно солнечными лучами нагревается земная поверхность, а уже от нее – атмосфера. Поверхность получающая и отдающая теплоту, называется деятельной поверхностью . В температурном режиме поверхности выделяется суточный и годовой ход температур. Суточный ход температур поверхности – изменение температуры поверхности в течение суток. Суточный ход температур поверхности суши (сухой и лишенной растительности) характеризуется одним максимумом около 13 ч и одним минимумом – перед восходом Солнца. Дневные максимумы температуры поверхности суши могут достигать 80 0 С в субтропиках и около 60 0 С в умеренных широтах.

Разница между максимальной и минимальной суточной температурой поверхности называется суточной амплитудой температуры. Суточная амплитуда температуры может летом достигать 40 0 С, зимой амплитуда суточных температур наименьшая – до 10 0 С.

Годовой ход температуры поверхности – изменение среднемесячной температуры поверхности в течение года, обусловлен ходом солнечной радиации и зависит от широты места. В умеренных широтах максимум температур поверхности суши наблюдается в июле, минимум – в январе; на океане максимумы и минимумы запаздывают на месяц.

Годовая амплитуда температур поверхности равна разнице между максимальными и минимальными среднемесячными температурами; возрастает с увеличением широты места, что объясняется возрастанием колебаний величины солнечной радиации. Наибольших значений годовая амплитуда температур достигает на континентах; на океанах и морских берегах значительно меньше. Самая маленькая годовая амплитуда температур отмечается в экваториальных широтах (2-3 0), самая большая – в субарктических широтах на материках (более 60 0).

Тепловой режим атмосферы. Атмосферный воздух незначительно нагревается непосредственно солнечными лучами. Т.к. воздушная оболочка свободно пропускает солнечные лучи. Атмосфера нагревается от подстилающей поверхности. Теплота в атмосферу передается конвекцией, адвекцией и конденсацией водяного пара. Слои воздуха, нагреваясь от почвы, становятся более легкими и поднимаются вверх, а более холодный, следовательно, более тяжелый воздух опускается вниз. В результате тепловой конвекции идет прогревание высоких слоев воздуха. Второй процесс передачи теплоты – адвекция – горизонтальный перенос воздуха. Роль адвекции заключается в передаче теплоты из низких в высокие широты, в зимний сезон тепло передается от океанов к материкам. Конденсация водяного пара – важный процесс, осуществляющий передачу теплоты высоким слоям атмосферы – при испарении теплота забирается от испаряющей поверхности, при конденсации в атмосфере эта теплота выделяется.

С высотой температура убывает. Изменение температуры воздуха на единицу расстояния называется вертикальным температурным градиентом, в среднем он равен 0,6 0 на 100 м. Вместе с тем ход этого убывания в разных слоях тропосферы разный: 0,3-0,4 0 до высоты 1,5 км; 0,5-0,6 – между высотами 1,5-6 км; 0,65-0,75 – от 6 до 9 км и 0,5-0,2 – от 9 до 12 км. В приземном слое (толщиной 2 м) градиенты, при пересчете на 100 м, исчисляются сотнями градусов. В поднимающемся воздухе температура изменяется адиабатически. Адиабатический процесс – процесс изменения температуры воздуха при его вертикальном движении без теплообмена с окружающей средой (в одной массе, без обмена теплом с другими средами).

В описанном распределении температуры по вертикали нередко наблюдаются исключения. Бывает, что верхние слои воздуха теплее нижних, прилегающих к земле. Явление это называется температурной инверсией (увеличение температуры с высотой). Чаще всего инверсия является следствием сильного охлаждения приземного слоя воздуха, вызванного сильным охлаждением земной поверхности в ясные тихие ночи, преимущественно зимой. При пересеченном рельефе холодные массы воздуха медленно стекают вдоль склонов и застаиваются в котловинах, впадинах и т.п. Инверсии могут образовываться и при движении воздушных масс из теплых областей в холодные, так как при натекании подогретого воздуха на холодную подстилающую поверхность его нижние слои заметно охлаждаются (инверсия сжатия).

Тепловой режим атмосферы

Локальная температура

Общее изменение температуры в зафиксированной
географической точке, зависящее и от индивидуальных
изменений состояния воздуха, и от адвекции, называют
локальным (местным) изменением.
Любую метеорологическую станцию, не меняющую
своего положения на земной поверхности, можно
рассматривать как такую точку.
Метеорологические приборы - термометры и
термографы, неподвижно помещенные в том или ином
месте, регистрируют именно локальные изменения
температуры воздуха.
Термометр на воздушном шаре, летящем по ветру и,
следовательно, остающемся в одной и той же массе
воздуха, показывает индивидуальное изменение
температуры в этой массе.

Тепловой режим атмосферы

Распределение температуры воздуха в
пространстве и ее изменение во времени
Тепловое состояние атмосферы
определяется:
1. Теплообменом с окружающей средой
(с подстилающей поверхностью, соседними
воздушными массами и космическим пространством).
2. Адиабатическими процессами
(связанными с изменением давления воздуха,
особенно при вертикальном движении)
3. Процессы адвекции
(перенос теплого или холодного воздуха,влияющий на температуру в
данной точке)

Теплообмен

Пути теплообмена
1) Радиационный
при поглощении
воздухом радиации Солнца и земной
поверхности.
2) Теплопроводность.
3)Испарение или конденсация.
4) Образование или плавление льда и снега.

Радиационный путь теплообмена

1. Непосредственное поглощение
солнечной радиации в тропосфере мало;
оно может вызвать повышение
температуры воздуха всего на величину
порядка 0,5° в день.
2. Несколько большее значение имеет
потеря тепла из воздуха путем
длинноволнового излучения.

B = S + D + Ea – Rк – Rд – Eз, кВт/м2
где
S –прямая солнечная радиация на
горизонтальную поверхность;
D – рассеянная солнечная радиация на
горизонтальную поверхность;
Ea – встречное излучение атмосферы;
Rк и Rд - отраженная от подстилающей поверхности
коротко- и длинноволновая радиация;
Eз – длинноволновое излучение подстилающей
поверхности.

Радиационный баланс подстилающей поверхности

B = S + D + Ea– Rк – Rд – Eз, кВт/м2
Принимая во внимание:
Q = S + D Это суммарная радиация;
Rд – очень маленькая величина и ее обычно не
учитывают;
Rк =Q *Aк, где А –альбедо поверхности;
Еэф = Ез – Ea
Получим:
B = Q(1 –Aк) - Еэф

Тепловой баланс подстилающей поверхности

Б = Lт-ж * Мп + Lж-г * Мк + Qа+ Qп-п
где Lт-ж и Lж-г - удельная теплота плавления
и парообразования (конденсации), соответственно;
Мп и Мк -массы воды, участвующие в
соответствующих фазовых переходах;
Qа и Qп-п – поток тепла в атмосферу и через
подстилающую поверхность к нижележащим слоям
почвы или воды.

поверхности и деятельного слоя

Температурный режим подстилающей

Подстилающая поверхность – это
поверхность земли (почва, вода, снег и
т. д.), взаимодейвующая с атмосферой
в процессе тепло‐ и влагообмена.
Деятельный слой – это слой почвы (включая
растительность и снежный покров) или воды,
участвующий в теплообмене с окружающей средой,
на глубину которого распространяются суточные и
годовые колебания температуры.

10. Температурный режим подстилающей поверхности и деятельного слоя

Температурный режим подстилающей
поверхности и деятельного слоя
В почве солнечная радиация, проникая
на глубину в десятые доли мм,
преобразуется в тепло, которое
передается в нижележащие слои путем
молекулярной теплопроводности.
В воде солнечная радиация проникает на
глубины до десятков метров, а перенос
тепла в нижележащие слои происходит в
результате турбулентного
перемешивания, термической
конвекции и испарения

11. Температурный режим подстилающей поверхности и деятельного слоя

Температурный режим подстилающей
поверхности и деятельного слоя
Суточные колебания температуры
распространяются:
в воде – до десятков метров,
в почве – менее метра
Годовые колебания температуры
распространяются:
в воде– до сотен метров,
в почве – на10- 20 метров

12. Температурный режим подстилающей поверхности и деятельного слоя

Температурный режим подстилающей
поверхности и деятельного слоя
Тепло, приходящее днем и летом на поверхность воды, проникает
до значительной глубины и нагревает большую толщу воды.
Температура верхнего слоя и самой поверхности воды
повышается при этом мало.
В почве приходящее тепло распределяется в тонком верхнем
слое, который, таким образом, сильно нагревается.
Ночью и зимой вода теряет тепло из поверхностного слоя, но
взамен него приходит накопленное тепло из нижележащих слоев.
Поэтому температура на поверхности воды понижается
медленно.
На поверхности же почвы температура при отдаче тепла падает
быстро:
тепло, накопленное в тонком верхнем слое, быстро из него уходит
без восполнения снизу.

13. Температурный режим подстилающей поверхности и деятельного слоя

Температурный режим подстилающей
поверхности и деятельного слоя
Днем и летом температура на поверхности почвы выше, чем температура на
поверхности воды; ночью и зимой ниже.
Суточные и годовые колебания температуры на поверхности почвы больше,
притом значительно больше, чем на поверхности воды.
Водный бассейн за теплое время года накапливает в достаточно мощном слое
воды большое количество тепла, которое отдает в атмосферу в холодный
сезон.
Почва в течение теплого сезона отдает по ночам большую часть того тепла,
которое получает днем, и мало накапливает его к зиме.
В средних широтах за теплую половину года в почве накапливается 1,5-3
ккал тепла на каждый квадратный сантиметр поверхности.
В холодное время почва отдает это тепло атмосфере. Величина ±1,5-3
ккал/см2 в год составляет годовой теплооборот почвы.
Под влиянием снежного покрова и растительного летом годовой
теплооборот почвы уменьшается; например, под Ленинградом на 30%.
В тропиках годовой теплооборот меньше, чем в умеренных широтах, так как
там меньше годовые различия в притоке солнечной радиации.

14. Температурный режим подстилающей поверхности и деятельного слоя

Температурный режим подстилающей
поверхности и деятельного слоя
Годовой теплооборот больших водоемов примерно в 20
раз больше по сравнению с годовым теплооборотом
почвы.
Балтийское море отдает воздуху в холодное время 52
ккал/см2 и столько же накапливает в теплое время года.
Годовой теплооборот Черного моря ±48 ккал/см2,
В результате указанных различий температура воздуха над
морем летом ниже, а зимой выше, чем над сушей.

15. Температурный режим подстилающей поверхности и деятельного слоя

Температурный режим подстилающей
поверхности и деятельного слоя
Суша быстро нагревается и быстро
остывает.
Вода медленно нагревается и медленно
остывает
(удельная теплоемкость воды в
3- 4 раза больше почвы)
Растительность уменьшает амплитуду
суточных колебаний температуры
поверхности почвы.
Снежный покров предохраняет почву от
интенсивной потери тепла (зимой почва
меньше промерзает)

16.

Основную роль в создании
температурного режима тропосферы
играет теплообмен
воздуха с земной поверхностью
путем теплопроводности

17. Процессы, влияющие на теплообмен атмосферы

Процессы, влияющие на теплообмен
атмосферы
1).Турбулентность
(перемешивание
воздуха при беспорядочном,
хаотическом движении).
2).Термическая
конвекция
(перенос воздуха в вертикальном
направлении, возникающий при
нагреве нижележащего слоя)

18. Изменения температуры воздуха

Изменения температуры воздуха
1).
Периодичные
2). Непериодичные
Непериодичные изменения
температуры воздуха
Связаны с адвекцией воздушных масс
из других районов Земли
Такие изменения часты и значительны в
умеренных широтах,
связаны они с циклонической
деятельностью, в небольших
масштабах – с местными ветрами.

19. Периодичные изменения температуры воздуха

Суточные и годовые изменения температуры носят
периодический характер.
Суточные изменения
Температура воздуха меняется в
суточном ходе вслед за температурой
земной поверхности, от которой
происходит нагрев воздуха

20. Суточный ход температуры

Суточный ход температуры
Многолетние кривые суточного хода
температуры это плавные кривые,
похожие на синусоиды.
В климатологии рассматривается
суточный ход температуры воздуха,
осредненный за многолетний период.

21. на поверхности почвы (1) и в воздухе на высоте 2м (2). Москва (МГУ)

Средний суточный ход температуры на поверхности
почвы (1) и
в воздухе на высоте 2м (2). Москва (МГУ)

22. Средний суточный ход температуры

Средний суточный ход температуры
Температура на поверхности почвы имеет суточный ход.
Минимум ее наблюдается примерно через полчаса после
восхода солнца.
К этому времени радиационный баланс поверхности почвы
становится равным нулю - отдача тепла из верхнею слоя
почвы эффективным излучением уравновешивается
возросшим притоком суммарной радиации.
Нерадиационный же обмен тепла в это время незначителен.

23. Средний суточный ход температуры

Средний суточный ход температуры
Температура на поверхности почвы растет до 13- 14 часов,
когда достигает максимума в суточном ходе.
После этого начинается падение температуры.
Радиационный баланс в послеполуденные часы, правда,
остается положительным; однако
отдача тепла в дневные часы из верхнего слоя почвы в
атмосферу происходит не только путем эффективного
излучения, но и путем возросшей теплопроводности, а
также при увеличившемся испарении воды.
Продолжается и передача тепла в глубь почвы.
Поэтому температура на поверхности почвы и падает
с 13-14 часов до утреннего минимума.

24.

25. Температура поверхности почвы

Максимальные температуры на поверхности почвы обычно выше,
чем в воздухе на высоте метеорологической будки. Это понятно:
днем солнечная радиация прежде всего нагревает почву, а уже
от нее нагревается воздух.
В Московской области летом на поверхности обнаженной почвы
наблюдаются температуры до +55°, а в пустынях - даже до +80°.
Ночные минимумы температуры, наоборот, бывают на
поверхности почвы ниже, чем в воздухе,
так как, прежде всего, почва выхолаживается эффективным
излучением, а уже от нее охлаждается воздух.
Зимой в Московской области ночные температуры на поверхности (в это время
покрытой снегом) могут падать ниже -50°, летом (кроме июля) - до нуля. На
снежной поверхности во внутренних районах Антарктиды даже средняя
месячная температура в июне около -70°, а в отдельных случаях она может
падать до -90°.

26. Суточная амплитуда температуры

Суточная амплитуда температуры
Это – разность между максимальной
и минимальной температурой за сутки.
Суточная амплитуда температуры
воздуха меняется:
по сезонам года,
по широте,
в зависимости от характера
подстилающей поверхности,
в зависимости от рельефа местности.

27. Изменения суточной амплитуды температуры (Асут)

Изменения

1. Зимой Асут меньше чем летом
2. С увеличением широты А сут. убывает:
на широте 20 - 30°
на суше А сут.=12° С
на широте 60° А сут. = 6° С
3. Открытые пространства
характеризуются большей А сут. :
для степей и пустынь средняя
Асут =15- 20°С (до 30° С),

28. Изменения суточной амплитуды температуры (Асут)

Изменения
суточной амплитуды температуры (Асут)
4. Близость водных бассейнов
уменьшает А сут.
5.На выпуклых формах рельефа
(вершины и склоны гор) А сут. меньше,
чем на равнине
6 . В вогнутых формах рельефа
(котловины, долины, овраги и др. А сут. больше.

29. Влияние почвенного покрова на температуру поверхности почвы

Растительный покров уменьшает охлаждение почвы ночью.
Ночное излучение происходит при этом преимущественно с
поверхности самой растительности, которая и будет наиболее
охлаждаться.
Почва же под растительным покровом сохраняет более высокую
температуру.
Однако днем растительность препятствует радиационному
нагреванию почвы.
Суточная амплитуда температуры под растительным покровом,
таким образом, уменьшена, а средняя суточная температура
понижена.
Итак, растительный покров в общем охлаждает почву.
В Ленинградской области поверхность почвы под полевыми
культурами может оказаться в дневные часы на 15° холоднее, чем
почва под паром. В среднем же за сутки она холоднее
обнаженной почвы на 6°, и даже на глубине 5-10 см остается
разница в 3-4°.

30. Влияние почвенного покрова на температуру поверхности почвы

Снежный покров предохраняет почву зимой от чрезмерной потери тепла.
Излучение идет с поверхности самого снежного покрова, а почва под ним
остается более теплой, чем обнаженная почва. При этом суточная амплитуда
температуры на поверхности почвы под снегом резко уменьшается.
В средней полосе Европейской территории России при снежном покрове высотой
40-50 см температура поверхности почвы под ним на 6-7° выше, чем
температура обнаженной почвы, и на 10° выше, чем температура на
поверхности самого снежного покрова.
Зимнее промерзание почвы под снегом достигает глубин порядка 40 см, а без
снега может распространяться до глубин более 100 см.
Итак, растительный покров летом снижает температуру на поверхности почвы, а
снежный покров зимой, напротив, ее повышает.
Совместное действие растительного покрова летом и снежного зимой уменьшает
годовую амплитуду температуры на поверхности почвы; это уменьшение -
порядка 10° в сравнении с обнаженной почвой.

31. Распространение тепла в глубь почвы

Чем больше плотность и влажность почвы, тем
лучше она проводит тепло, тем быстрее
распространяются в глубину и тем глубже
проникают колебания температуры.
Независимо от типа почвы, период колебаний
температуры не изменяется с глубиной.
Это значит, что не только на поверхности, но и на
глубинах остается суточный ход с периодом в 24
часа между каждыми двумя последовательными
максимумами или минимумами
и годовой ход с периодом в 12 месяцев.

32. Распространение тепла в глубь почвы

Аамплитуды колебаний с глубиной уменьшаются.
Возрастание глубины в арифметической прогрессии
приводит к уменьшению амплитуды в прогрессии
геометрической.
Так, если на поверхности суточная амплитуда равна 30°, а
на глубине 20 см 5°, то на глубине 40 см она будет уже
менее 1° .
На некоторой сравнительно небольшой глубине суточная
амплитуда убывает настолько, что становится
практически равной нулю.
На этой глубине (около 70-100 см, в разных случаях
разной) начинается слой постоянной суточной
температуры.

33. Суточный ход температуры в почве на разных глубинах от 1 до 80 см. Павловск, май.

34. Годовые колебания температуры

Амплитуда годовых колебаний температуры уменьшается с
глубиной.
Однако годовые колебания распространяются до большей
глубины, что вполне понятно: для их распространения
имеется больше времени.
Амплитуды годовых колебаний убывают практически до
нуля на глубине около 30 м в полярных широтах,
около 15-20 м в средних широтах,
около 10 м в тропиках
(где и на поверхности почвы годовые амплитуды меньше,
чем в средних широтах).
На этих глубинах начинается, слой постоянной годовой
температуры.

35.

Сроки наступления максимальных и минимальных температур
как в суточном, так и в годовом ходе запаздывают с глубиной
пропорционально ей.
Это понятно, так как требуется время для распространения тепла в
глубину.
Суточные экстремумы на каждые 10 см глубины запаздывают на
2,5-3,5 часа.
Это значит, что на глубине, например, 50 см суточный максимум
наблюдается уже после полуночи.
Годовые максимумы и минимумы запаздывают на 20-30 дней на
каждый метр глубины.
Так, в Калининграде на глубине 5 м минимум температуры
наблюдается не в январе, как на поверхности почвы, а в мае,
максимум - не в июле, а в октябре

36. Годовой ход температуры в почве на разных глубинах от 3 до 753 см в Калининграде.

37. Распределение температуры в почве по вертикали в разные сезоны

Летом температура от поверхности почвы в глубину падает.
Зимой растет.
Весной она сначала растет, а потом убывает.
Осенью сначала убывает, а затем растет.
Изменения температуры в почве с глубиной в течение суток или года можно представить с
помощью графика изоплет.
По оси абсцисс откладывается время в часах или в месяцах года,
По оси ординат - глубина в почве.
Каждой точке на графике соответствуют определенное время и определенная глубина. На
график наносят средние значения температуры на разных глубинах в разные часы или
месяцы.
Проведя затем изолинии, соединяющие точки с равными температурами,
например через каждый градус или через каждые 2 градуса, получим семейство
термоизоплет.
По такому графику можно определить значение температуры для любого момента суток
или дня года и для любой глубины в пределах графика.

38. Изоплеты годового хода темпера­туры в почве в Тбилиси

Изоплеты годового хода температуры в почве в
Тбилиси

39. Суточный и годовой ход температуры на поверхности водоемов и в верхних слоях воды

Нагревание, и охлаждение распространяется в водоемах на более
толстый слой, чем в почве, и вдобавок обладающий большей
теплоемкостью, чем почва.
Вследствие этого изменения температуры на поверхности воды
очень малы.
Амплитуда их - порядка десятых долей градуса: около 0,1-
0,2° в умеренных широтах,
около 0,5° в тропиках.
В южных морях СССР суточная амплитуда температуры больше:
1-2°;
на поверхности больших озер в умеренных широтах еще больше:
2-5°.
Суточные колебания температуры воды на поверхности океана
имеют максимум около 15-16 часов и минимум через 2-3 часа
после восхода солнца.

40. Суточный ход температуры на поверхности моря (сплошная кривая) и на высоте 6 м в воздухе (прерывистая кривая) в тропической

Атлантике

41. Суточный и годовой ход температуры на поверхности водоемов и в верхних слоях воды

Годовая амплитуда колебаний температуры на поверхности
океана значительно больше, чем суточная.
Но она меньше, чем годовая амплитуда на поверхности почвы.
В тропиках она порядка 2-3°, под 40° с. ш. около 10°, а под 40° ю.
ш. около 5°.
На внутренних морях и глубоководных озерах возможны
значительно большие годовые амплитуды - до 20° и более.
Как суточные, так и годовые колебания распространяются в воде
(также, конечно, с запозданием) до больших, глубин, чем в почве.
Суточные колебания обнаруживаются в море на глубинах до 15-
20 м и более, а годовые - до 150-400 м.

42. Суточный ход температуры воздуха у земной поверхности

Температура воздуха меняется в суточном ходе
вслед за температурой земной поверхности.
Поскольку воздух нагревается и охлаждается от
земной поверхности, амплитуда суточного хода
температуры в метеорологической будке меньше,
чем на поверхности почвы, в среднем примерно
на одну треть.

43. Суточный ход температуры воздуха у земной поверхности

Рост температуры воздуха начинается вместе с ростом
температуры почвы (минут на 15 позже) утром,
после восхода солнца. В 13-14 часов температура почвы,
начинает понижаться.
В 14-15 часов она уравнивается с температурой воздуха;
с этого времени при дальнейшем падении температуры
почвы начинает падать и температура воздуха.
Таким образом, минимум в суточном ходе температуры
воздуха у земной поверхности приходится на время
вскоре после восхода солнца,
а максимум - на 14-15 часов.

44. Суточный ход температуры воздуха у земной поверхности

Суточный ход температуры воздуха достаточно правильно
проявляется лишь в условиях устойчивой ясной погоды.
Еще более закономерным представляется он в среднем из большого
числа наблюдений: многолетние кривые суточного хода
температуры- плавные кривые, похожие на синусоиды.
Но в отдельные дни суточный ход температуры воздуха может
быть очень неправильным.
Это зависит от изменений облачности, меняющих радиационные
условия на земной поверхности, а также от адвекции, т. е. от
притока воздушных масс с другой температурой.
В результате этих причин минимум температуры может сместиться
даже на дневные часы, а максимум - на ночь.
Суточный ход температуры может вообще исчезнуть или кривая
суточного изменения примет сложную и неправильную форму.

45. Суточный ход температуры воздуха у земной поверхности

Регулярный суточный ход перекрывается или маскируется
непериодическими изменениями температуры.
Например, в Хельсинки в январе имеется 24%
вероятности, что суточный максимум температуры
придется на время между полуночью и часом ночи, и
только 13% вероятности, что он придется на
промежуток времени от 12 до 14 часов.
Даже в тропиках, где непериодические изменения температуры слабее, чем в умеренных широтах, максимум
температуры приходится на послеполуденные часы
только в 50% всех случаев.

46. Суточный ход температуры воздуха у земной поверхности

В климатологии обычно рассматривается суточный ход
температуры воздуха, осредненный за многолетний период.
В таком осредненном суточном ходе непериодические изменения
температуры, приходящиеся более или менее равномерно на
все часы суток, взаимно погашаются.
Вследствие этого многолетняя кривая суточного хода имеет
простой характер, близкий к синусоидальному.
Для примера рассмотрим суточный ход температуры воздуха в
Москве в январе и в июле, вычисленный по многолетним
данным.
Вычислялась многолетняя средняя температура для каждого часа
январских или июльских суток, а затем по полученным средним
часовым значениям были построены многолетние кривые
суточного хода для января и июля.

47. Суточный ход температуры воздуха в Москве в январе и в июле. Цифрами нанесены средние месячные температуры января и июля.

48. Суточные изменения амплитуды температуры воздуха

Суточная амплитуда температуры воздуха меняется по сезонам,
по широте, а также в зависимости от характера почвы и
рельефа местности.
Зимой она меньше, чем летом, так же как и амплитуда
температуры подстилающей поверхности.
С увеличением широты суточная амплитуда температуры
воздуха убывает, так как убывает полуденная высота солнца
над горизонтом.
Под широтами 20-30° на суше средняя за год суточная
амплитуда температуры около 12°,
под широтой 60° около 6°,
под широтой 70° только 3°.
В самых высоких широтах, где солнце не восходит или не
заходит много дней подряд, регулярного суточного хода
температуры нет вовсе.

49. Влияние характера почвы и почвенного покрова

Чем больше суточная амплитуда температуры самой
поверхности почвы, тем больше и суточная амплитуда
температуры воздуха над нею.
В степях и пустынях средняя суточная амплитуда
достигает 15-20°, иногда 30°.
Над обильным растительным покровом она меньше.
На суточной амплитуде сказывается и близость водных
бассейнов: в приморских местностях она понижена.

50. Влияние рельефа

На выпуклых формах рельефа местности (на вершинах и на
склонах гор и холмов) суточная амплитуда температуры
воздуха уменьшена в сравнении с равнинной местностью.
В вогнутых формах рельефа (в долинах, оврагах и лощинах)
увеличена.
Причина заключается в том, что на выпуклых формах рельефа
воздух имеет уменьшенную площадь соприкосновения с
подстилающей поверхностью и быстро сносится с нее, заменяясь
новыми массами воздуха.
В вогнутых же формах рельефа воздух сильнее нагревается от
поверхности и больше застаивается в дневные часы, а ночью
сильнее охлаждается и стекает по склонам вниз. Но в узких
ущельях, где и приток радиации, и эффективное излучение
уменьшены, суточные амплитуды меньше, чем в широких
долинах

51. Влияние морей и океанов

Малые суточные амплитуды температуры на поверхности
моря имеют следствием и малые суточные амплитуды
температуры воздуха над морем.
Однако эти последние все же выше, чем суточные
амплитуды на самой поверхности моря.
Суточные амплитуды на поверхности открытого океана
измеряются лишь десятыми долями градуса;
но в нижнем слое воздуха над океаном они доходят до 1 -
1,5°),
а над внутренними морями и больше.
Амплитуды температуры в воздухе повышены потому, что на
них сказывается влияние адвекции воздушных масс.
Также играет роль и непосредственное поглощение
солнечной радиации нижними слоями воздуха днем и
излучение из них ночью.

52. Изменение суточной амплитуды температуры с высотой

Суточные колебания температуры в атмосфере распространяются на
более мощный слой, чем суточные колебания в океане.
На высоте 300 м над сушей амплитуда суточного хода температуры
около 50% амплитуды у земной поверхности, а крайние значения
температуры наступают на 1,5-2 часа позже.
На высоте 1 км суточная амплитуда температуры над сушей 1-2°,
на высоте 2-5 км 0,5-1°, а дневной максимум смещается на
вечер.
Над морем суточная амплитуда температуры несколько растет с
высотой в нижних километрах, но все же остается малой.
Небольшие суточные колебания температуры обнаруживаются даже
в верхней тропосфере и в нижней стратосфере.
Но там они определяются уже процессами поглощения и излучения
радиации воздухом, а не влияниями земной поверхности.

53. Влияние рельефа местности

В горах, где влияние подстилающей поверхности больше, чем на
соответствующих высотах в свободной атмосфере, суточная
амплитуда убывает с высотой медленнее.
На отдельных горных вершинах, на высотах 3000 м и больше,
суточная амплитуда еще может равняться 3-4°.
На высоких обширных плато суточная амплитуда температуры
воздуха того же порядка, что и в низинах: поглощенная радиация
и эффективное излучение здесь велики, так же как и поверхность
соприкосновения воздуха с почвой.
Суточная амплитуда температуры воздуха на станции Мургаб на
Памире в среднем годовом 15,5°, тогда как в Ташкенте 12°.

54.

55. Излучение земной поверхности

Верхние слои почвы и воды, снежный
покров и растительность сами излучают
длинноволновую радиацию; эту земную
радиацию чаще называют собственным
излучением земной поверхности.

56. Излучение земной поверхности

Абсолютные температуры земной поверхности
заключаются между 180 и 350°.
При таких температурах испускаемая радиация
практически заключается в пределах
4-120 мк,
а максимум ее энергии приходится на длины волн
10-15 мк.
Следовательно, вся эта радиация
инфракрасная, не воспринимаемая глазом.

57.

58. Атмосферная радиация

Атмосфера нагревается, поглощая как солнечную радиацию
(хотя в сравнительно небольшой доле, около 15% всего ее
количества, приходящего к Земле), так и собственное
излучение земной поверхности.
Кроме того, она получает тепло от земной поверхности
путем теплопроводности, а также при испарении и
последующей конденсации водяного пара.
Будучи нагретой, атмосфера излучает сама.
Так же как и земная поверхность, она излучает невидимую
инфракрасную радиацию примерно в том же диапазоне
длин волн.

59. Встречное излучение

Большая часть (70%) атмосферной радиации приходит к
земной поверхности, остальная часть уходит в мировое
пространство.
Атмосферную радиацию, приходящую к земной поверхности, называют встречным излучением
Встречным потому, что оно направлено навстречу
собственному излучению земной поверхности.
Земная поверхность поглощает это встречное излучение
почти целиком (на 90-99%). Таким образом, оно является
для земной поверхности важным источником тепла в
дополнение к поглощенной солнечной радиации.

60. Встречное излучение

Встречное излучение возрастает с увеличением облачности,
поскольку облака сами сильно излучают.
Для равнинных станций умеренных широт средняя
интенсивность встречного излучения (на каждый
квадратный сантиметр площади горизонтальной земной
поверхности в одну минуту)
порядка 0,3-0,4 кал,
на горных станциях - порядка 0,1-0,2 кал.
Это уменьшение встречного излучения с высотой
объясняется уменьшением содержания водяного пара.
Наибольшее встречное излучение - у экватора, где
атмосфера наиболее нагрета и богата водяным паром.
У экватора 0,5-0,6 кал/см2 мин в среднем,
В полярных широтах до 0,3 кал/см2 мин.

61. Встречное излучение

Основной субстанцией в атмосфере, поглощающей
земное излучение и посылающей встречное
излучение, является водяной пар.
Он поглощает инфракрасную радиацию в большой
области спектра - от 4,5 до 80 мк, за исключением
интервала между 8,5 и 11 мк.
При среднем содержании водяного пара в атмосфере
радиация с длинами волн от 5,5 до 7,0 мк и более
поглощается почти полностью.
Только в интервале 8,5-11 мк земное излучение
проходит сквозь атмосферу в мировое пространство.

62.

63.

64. Эффективное излучение

Встречное излучение всегда несколько меньше земного.
Ночью, когда солнечной радиации нет, к земной поверхности приходит
только встречное излучение.
Земная поверхность теряет тепло за счет положительной разности между
собственным и встречным излучением.
Разность между собственным излучением земной
поверхности и встречным излучением атмосферы
называют эффективным излучением

65. Эффективное излучение

Эффективное излучение представляет собой
чистую потерю лучистой энергии, а
следовательно, и тепла с земной поверхности
ночью

66. Эффективное излучение

С возрастанием облачности, увеличивающей
встречное излучение, эффективное излучение
убывает.
В облачную погоду эффективное излучение
гораздо меньше, чем в ясную;
В облачную погоду меньше и ночное
охлаждение земной поверхности.

67. Эффективное излучение

Эффективное излучение, конечно,
существует и в дневные часы.
Но днем оно перекрывается или частично
компенсируется поглощенной солнечной
радиацией. Поэтому земная поверхность
днем теплее, чем ночью, вследствие чего,
между прочим, и эффективное излучение
днем больше.

68. Эффективное излучение

Поглощая земное излучение и посылая встречное
излучение к земной поверхности, атмосфера тем
самым уменьшает охлаждение последней в
ночное время суток.
Днем же она мало препятствует нагреванию земной
поверхности солнечной радиацией.
Это влияние атмосферы на тепловой режим земной
поверхности носит название тепличного эффекта
вследствие внешней аналогии с действием стекол
теплицы.

69. Эффективное излучение

В общем земная поверхность в средних
широтах теряет эффективным
излучением примерно половину того
количества тепла, которое она получает
от поглощенной радиации.

70. Радиационный баланс земной поверхности

Разность между поглощенной радиацией и Радиационный баланс земной поверхностиПри наличии снежного покрова радиационный баланс
переходит к положительным значениям только при высоте
солнца около 20-25°, так как при большом альбедо снега
поглощение им суммарной радиации мало.
Днем радиационный баланс растет с увеличением высоты
солнца и убывает с ее уменьшением.
В ночные часы, когда суммарная радиация отсутствует,
отрицательный радиационный баланс равен
эффективному излучению
и потому меняется в течение ночи мало, если только
условия облачности остаются одинаковыми.

76. Радиационный баланс земной поверхности

Средние полуденные значения
радиационного баланса в Москве:
летом при ясном небе – 0,51 кВт/м2,
зимой при ясном небе – 0,03 кВт/м2
летом при средних условиях
облачности – 0,3 кВт/м2,
зимой при средних условиях
облачности – около 0 кВт/м2.

77.

78.

79. Радиационный баланс земной поверхности

Радиационный баланс определяется балансомером.
В нем одна зачерненная приемная пластинка
направлена вверх, к небу,
а другая - вниз, к земной поверхности.
Разница в нагревании пластинок позволяет
определить величину радиационного баланса.
Ночью она равна величине эффективного
излучения.

80. Излучение в мировое пространство

Излучение земной поверхности в большей части
поглощается в атмосфере.
Лишь в интервале длин волн 8,5-11 мк проходит сквозь
атмосферу в мировое пространство.
Это уходящее вовне количество составляет всего 10%, от
притока солнечной радиации на границу атмосферы.
Но, кроме того, сама атмосфера излучает в мировое
пространство около 55% энергии от поступающей
солнечной радиации,
т. е. в несколько раз больше, чем земная поверхность.

81. Излучение в мировое пространство

Излучение нижних слоев атмосферы поглощается в
вышележащих ее слоях.
Но, по мере удаления от земной поверхности, содержание
водяного пара, основного поглотителя радиации,
уменьшается, и нужен все более толстый слой воздуха,
чтобы поглотить излучение, поступающее от
нижележащих слоев.
Начиная с некоторой высоты водяного пара вообще
недостаточно для того, чтобы поглотить все излучение,
идущее снизу, и из этих верхних слоев часть
атмосферного излучения будет уходить в мировое
пространство.
Подсчеты показывают, что наиболее сильно излучающие в
пространство слои атмосферы лежат на высотах 6-10 км.

82. Излучение в мировое пространство

Длинноволновое излучение земной поверхности и
атмосферы, уходящее в космос, называется
уходящей радиацией.
Оно составляет около 65 единиц, если за 100 единиц принять
приток солнечной радиации в атмосферу. Вместе с
отраженной и рассеянной коротковолновой солнечной
радиацией, выходящей за пределы атмосферы в
количестве около 35 единиц (планетарное альбедо Земли),
эта уходящая радиация компенсирует приток солнечной
радиации к Земле.
Таким образом, Земля вместе с атмосферой теряет
столько же радиации, сколько и получает, т. е.
находится в состоянии лучистого (радиационного)
равновесия.

83. Радиационный баланс

Qприход = Q расход
Qприход= I*Sпроекции*(1-А)
σ
1/4
Т =
Q расход= Sземли* *Т4
T=
0
252 K

84. Физические константы

I – Солнечная постоянная - 1378 Вт/м2
R(Земли) – 6367 км.
А –среднее альбедо Земли - 0,33.
Σ –постоянная Стефана-Больцмана -5,67*10 -8
Вт/м2К4

Почва – компонент климатической системы, являющийся наиболее активным аккумулятором солнечного тепла, поступающего на поверхность земли.

Суточный ход температуры подстилающей поверхности имеет один максимум и один минимум. Минимум наступает около восхода солнца, максимум – в послеполуденные часы. Фаза суточного хода и его суточная амплитуда зависят от времени года, состояния подстилающей поверхности, количества и осадков, а также, от местоположения станций, типа почвы и ее механического состава.

По механическому составу почвы делятся на песчаные, супесчаные и суглинистые, различающиеся между собой по теплоемкости, температуропроводности и генетическим свойствам (в частности, по цвету). Темные почвы поглощают больше солнечной радиации и, следовательно, сильнее прогреваются, чем светлые. Песчаные и супесчаные почвы, характеризующиеся меньшей , теплее суглинистых.

В годовом ходе температуры подстилающей поверхности прослеживается простая периодичность с минимумом в зимнее время и максимумом летом. На большей части территории России наиболее высокая температура почвы наблюдается в июле, на Дальнем Востоке в прибрежной полосе Охотского моря, на и – в июле – августе, на юге Приморского края – в августе.

Максимальные температуры подстилающей поверхности в течение большей части года характеризуют экстремальное термическое состояние почвы, и лишь для самых холодных месяцев – поверхности .

Условиями погоды, благоприятными для достижения подстилающей поверхностью максимальных температур, являются: малооблачная погода, когда максимален приток солнечной радиации; малые скорости ветра или штиль, поскольку повышение скорости ветра способствует увеличению испарения влаги из почвы; малое количество осадков, так как сухая почва характеризуется меньшей тепло- и температуропроводностью. Кроме того, в сухой почве меньше затраты тепла на испарение. Таким образом, абсолютные максимумы температуры обычно отмечаются в наиболее ясные солнечные дни на сухой почве и, обычно, в послеполуденные часы.

Географическое распределение средних из абсолютных годовых максимумов температуры подстилающей поверхности сходно с распределением изогеотерм средних месячных температур поверхности почвы в летние месяцы. Изогеотермы имеют в основном широтное направление. Влияние морей на температуру поверхности почвы проявляется в том, что на западном побережье Японского и , на Сахалине и Камчатке широтное направление изогеотерм нарушается и становится близким к меридиональному (повторяет очертания береговой линии). На Европейской части России значения среднего из абсолютных годовых максимумов температуры подстилающей поверхности изменяются от 30–35°С на побережье северных морей до 60–62°С на юге Ростовской области, в Краснодарском и Ставропольском краях, в Республике Калмыкия и Республике Дагестан. В районе средние из абсолютных годовых максимумов температуры поверхности почвы на 3–5°С ниже, чем в близлежащих равнинных территориях, что связано с влиянием возвышенностей на увеличение осадков в данном районе и увлажнение почвы. Равнинные территории, закрытые возвышенностями от преобладающих ветров, отличаются пониженным количеством осадков и меньшими скоростями ветра, а, следовательно, и повышенными значениями экстремальных температур поверхности почвы.

Наиболее быстрый рост экстремальных температур с севера на юг происходит в зоне перехода от лесной и зон к зоне , что связано с уменьшением осадков в степной зоне и с изменением состава почв. На юге при общем низком уровне содержания влаги в почве одним и тем же изменениям влажности почвы соответствуют более значительные различия в температуре почв, отличающихся между собой по механическому составу.

Так же резко происходит уменьшение средних из абсолютных годовых максимумов температуры подстилающей поверхности с юга на север в северных районах Европейской части России, при переходе от лесной зоны к зонам и тундры – районам избыточного увлажнения. Северные районы Европейской части России, благодаря активной циклонической деятельности, кроме всего прочего, отличаются от южных районов повышенным количеством облачности, что резко снижает приход солнечной радиации к земной поверхности.

На Азиатской части России наиболее низкие из средних абсолютных максимумов имеют место на островах и севере (12–19°С). По мере продвижения к югу происходит увеличение экстремальных температур, причем на севере Европейской и Азиатской частей России это увеличение происходит более резко, чем на остальной территории. В районах с минимальным количеством осадков (например, районы междуречья Лены и Алдана) выделяются очаги повышенных значений экстремальных температур. Так как районы отличаются очень сложным , то экстремальные температуры поверхности почвы для станций, находящихся в различных формах рельефа (горные районы, котловины, низменности, долины крупных сибирских рек), сильно отличаются. Наибольших значений средние из абсолютных годовых максимумов температуры подстилающей поверхности достигают на юге Азиатской части России (кроме прибрежных районов). На юге Приморского края средние из абсолютных годовых максимумов ниже чем в континентальных районах, расположенных на той же широте. Здесь их значения достигают 55–59°С.

Минимальные температуры подстилающей поверхности наблюдаются также при вполне определенных условиях: в наиболее холодные ночи, в часы близкие к восходу солнца, при антициклональном режиме погоды, когда малая облачность благоприятствует максимальному эффективному излучению.

Распределение изогеотерм средних из абсолютных годовых минимумов температуры подстилающей поверхности аналогично распределению изотерм минимальных температур воздуха. На большей части территории России, кроме южных и северных районов, изогеотермы средних из абсолютных годовых минимумов температуры подстилающей поверхности принимают меридиональную направленность (убывают с запада на восток). На Европейской части России средние из абсолютных годовых минимумов температуры подстилающей поверхности изменяются от – 25°С в западных и южных районах до –40…–45°С в восточных и, особенно, северо-восточных районах (Тиманский кряж и Большеземельская тундра). Самые высокие значения средних из абсолютных годовых минимумов температуры (–16…–17°С) имеют место на Черноморском побережье. На большей части Азиатской части России средние из абсолютных годовых минимумов варьируют в пределах –45…–55°С. Столь незначительное и достаточно равномерное распределение температуры на огромной территории связано с однотипностью условий образования минимальных температур в районах, подверженных влиянию сибирского .

В районах Восточной Сибири со сложным рельефом, особенно в Республике Саха (Якутия), наряду с радиационными факторами, существенное влияние на уменьшение минимальных температур оказывают особенности рельефа. Здесь в сложных условиях горной страны во впадинах и котловинах создаются особенно благоприятные условия для выхолаживания подстилающей поверхности. В Республике Саха (Якутия) имеют место наиболее низкие значения средних из абсолютных годовых минимумов температуры подстилающей поверхности на территории России (до –57…–60°С).

На побережье арктических морей, в связи с развитием здесь активной зимней циклонической деятельности, минимальные температуры выше, чем во внутренних районах. Изогеотермы имеют почти широтное направление, и понижение средних из абсолютных годовых минимумов с севера на юг происходит довольно быстро.

На побережье изогеотермы повторяют очертания берегов. Влияние Алеутского минимума проявляется в повышении средних из абсолютных годовых минимумов в прибрежной зоне по сравнению с внутренними районами, особенно на южном побережье Приморского края и на Сахалине. Средние из абсолютных годовых минимумов составляют здесь –25…–30°С.

От величины отрицательных температур воздуха в холодный период года зависит промерзание почвы. Важнейшим фактором, препятствующим промерзанию почвы, является наличие снежного покрова. Такие его характеристики, как время образования, мощность, продолжительность залегания определяют глубину промерзания почвы. Позднее установление снежного покрова способствует большему промерзанию почвы, так как в первую половину зимы интенсивность промерзания почвы наибольшая и, наоборот, раннее установление снежного покрова препятствует значительному промерзанию почвы. Влияние толщины снежного покрова наиболее сильно проявляется в районах с низкой температурой воздуха.

При одних и тех же глубина промерзания зависит от типа почвы, ее механического состава и влажности.

Например, в северных районах Западной Сибири при низкой и мощном снежном покрове глубина промерзания почвы меньше, чем в более южных и теплых районах с малым . Своеобразная картина имеет место в районах с неустойчивым снежным покровом (южные районы Европейской части России), где он может способствовать увеличению глубины промерзания почвы. Это связано с тем, что при частой смене морозов и оттепелей на поверхности тонкого снежного покрова образуется ледяная корка, коэффициент теплопроводности которой в несколько раз больше теплопроводности снега и воды. Почва при наличии такой корки значительно быстрее охлаждается и промерзает. Уменьшению глубины промерзания почвы способствует наличие растительного покрова, так как он задерживает и накапливает снег.

ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ ПОДСТИЛАЮЩЕЙ ПОВЕРХНОСТИ И АТМОСФЕРЫ

Поверхность, непосредственно нагреваемую солнечными лучами и отдающую тепло нижележащим слоям и воздуху , называют деятельной. Температура деятельной поверхности, ее величина и изменение (суточный и годовой ход) определяются тепловым балансом.

Максимальное значение почти всех составляющих теплового баланса наблюдается в околополуденные часы. Исключение представляет максимум теплообмена в почве, приходящийся на утренние часы.

Максимальные амплитуды суточного хода составляющих теплового баланса отмечаются в летнее время, минимальные - зимой. В суточном ходе температуры поверхности, сухой и лишенной растительности, в ясный день максимум наступает после 13 часов, а минимум - около момента восхода Солнца. Облачность нарушает правильный ход температуры поверхности и вызывает смещение моментов максимумов и минимумов. Большое влияние на температуру поверхности оказывают ее влажность и растительный покров. Дневные максимумы температуры поверхности могут составлять + 80°С и более. Суточные колебания достигают 40°. Их величина зависит от широты места, времени года, облачности, тепловых свойств поверхности, ее цвета, шероховатости, от растительного покрова, а также от экспозиции склонов.

Годовой ход температуры деятельного слоя различен на разных широтах. Максимум температуры в средних и высоких широтах обычно наблюдается в июне , минимум - в январе. Амплитуды годовых колебаний температуры деятельного слоя в низких широтах очень малы, в средних широтах на суше они достигают 30°. На годовые колебания температуры поверхности в умеренных и высоких широтах сильно влияет снежный покров.

На передачу тепла от слоя к слою затрачивается время, и моменты наступления максимальных и минимальных в течение суток температур запаздывают на каждые 10 см примерно на 3 часа. Если на поверхности наивысшая температура была около 13 часов, на глубине 10 см максимум температуры наступит около 16 часов, а на глубине 20 см - около 19 часов и т. д. При последовательном нагревании нижележащих слоев от вышележащих каждый слой поглощает некоторое количество тепла. Чем глубже слой, тем меньше тепла он получает и тем слабее в нем колебания температуры. Амплитуда суточных колебаний температуры с глубиной уменьшается на каждые 15 см в 2 раза. Это значит, что если на поверхности амплитуда равна 16°, то на глубине 15 см - 8°, а на глубине 30 см - 4°.

На глубине в среднем около 1 м суточные колебания температуры почвы "затухают". Слой, в котором эти колебания практически прекращаются, называется слоем постоянной суточной температуры.

Чем больше период колебания температур, тем глубже они распространяются. В средних широтах слой постоянной годовой температуры находится на глубине 19-20 м, в высоких широтах на глубине 25 м. В тропических широтах годовые амплитуды температуры невелики и слой постоянной годовой амплитуды расположен на глубине всего 5-10 м. Моменты наступления в течение года максимальных и минимальных температур запаздывают в среднем на 20-30 суток на каждый метр. Таким образом , если наименьшая температура на поверхности наблюдалась в январе, на глубине 2 м она наступает в начале марта. Наблюдения показывают, что температура в слое постоянной годовой температуры близка к средней годовой температуре воздуха над поверхностью.

Вода, обладая большей теплоемкостью и меньшей теплопроводностью, чем суша, медленнее нагревается и медленнее отдает тепло. Часть солнечных лучей, падающих на водную поверхность, поглощается самым верхним слоем, а часть их проникает на значительную глубину , нагревая непосредственно некоторый ее слой.

Подвижность воды делает возможным перенос тепла. Вследствие турбулентного перемешивания передача тепла вглубь происходит в 1000 - 10 000 раз быстрее, чем путем теплопроводности. При остывании поверхностных слоев воды возникает тепловая конвекция, сопровождающаяся перемешиванием. Суточные колебания температуры на поверхности Океана в высоких широтах в среднем всего 0,1°, в умеренных - 0,4°, в тропических - 0,5°. Глубина проникновения этих колебаний 15- 20м. Годовые амплитуды температуры на поверхности Океана от 1° в экваториальных широтах до 10,2° в умеренных. Годовые колебания температуры проникают на глубину 200-300 м. Моменты максимумов температуры водоемов запаздывают по сравнению с сушей. Максимум наступает около 15-16 часов, минимум - через 2-3 часа после восхода Солнца.

Тепловой режим нижнего слоя атмосферы.

Воздух нагревается в основном не солнечными лучами непосредственно, а за счет передачи ему тепла подстилающей поверхностью (процессы излучения и теплопроводности). Важнейшую роль в переносе тепла от поверхности в вышележащие слои тропосферы играют турбулентный теплообмен и передача скрытой теплоты парообразования. Беспорядочное движение частиц воздуха, вызванное его нагреванием неравномерно нагретой подстилающей поверхности, называют термической турбулентностью или термической конвекцией.

Если вместо мелких хаотических движущихся вихрей начинают преобладать мощные восходящие (термики) и менее мощные нисходящие движения воздуха, конвекция называется упорядоченной. Нагревающийся у поверхности воздух устремляется вверх, перенося тепло. Термическая конвекция может развиваться только до тех пор, пока воздух имеет температуру выше температуры той среды, в которой он поднимается (неустойчивое состояние атмосферы). Если температура поднимающегося воздуха окажется равной температуре окружающей его среды, поднятие прекратится (безразличное состояние атмосферы); если же воздух станет холоднее окружающей среды, он начнет опускаться (устойчивое состояние атмосферы).

При турбулентном движении воздуха все новые и новые его частицы, соприкасаясь с поверхностью , получают тепло, а поднимаясь и перемешиваясь, отдают его другим частицам. Количество тепла, получаемое воздухом от поверхности посредством турбулентности, больше количества тепла, получаемого им в результате излучения, в 400 раз и в результате передачи путем молекулярной теплопроводности - почти в 500 000 раз. Тепло переносится от поверхности в атмосферу вместе с испарившейся с нее влагой, а затем выделяется в процессе конденсации. Каждый грамм водяного пара содержит 600 кал скрытой теплоты парообразования.

В поднимающемся воздухе температура изменяется вследствие адиабатического процесса, т. е. без обмена теплом с окружающей средой, за счет преобразования внутренней энергии газа в работу и работы во внутреннюю энергию. Так как внутренняя энергия пропорциональна абсолютной температуре газа, происходит изменение температуры. Поднимающийся воздух расширяется, производит работу, на которую затрачивает внутреннюю энергию, и температура его понижается. Опускающийся воздух, наоборот, сжимается , затраченная на расширение энергия освобождается, и температура воздуха растет.

Сухой или содержащий водяные пары, но ненасыщенный ими воздух, поднимаясь, адиабатически охлаждается на 1° на каждые 100 м. Воздух, насыщенный водяными парами, при подъеме на 100 м охлаждается менее чем на 1°, так как в нем происходит конденсация, сопровождающаяся выделением тепла, частично компенсирующего тепло, затраченное на расширение.

Величина охлаждения насыщенного воздуха при подъеме его на 100 м зависит от температуры воздуха и от атмосферного давления и изменяется в значительных пределах. Ненасыщенный воздух, опускаясь нагревается на 1° на 100 м, насыщенный на меньшую величину, так как в нем происходит испарение, на которое затрачивается тепло. Поднимающийся насыщенный воздух обычно теряет влагу в процессе выпадения осадков и становится ненасыщенным. При опускании такой воздух нагревается на 1° на 100 м.

В результате понижение температуры при подъеме оказывается меньше, чем ее повышение при опускании, и поднявшийся, а затем опустившийся воздух на одном и том же уровне при одном и том же давлении, будет иметь разную температуру - конечная температура будет выше начальной. Такой процесс называется псевдоадиабатическим.

Так как воздух нагревается главным образом от деятельной поверхности, температура с высотой в нижнем слое атмосферы, как правило, понижается. Вертикальный градиент для тропосферы в среднем составляет 0,6° на 100 м. Он считается положительным, если температура с высотой убывает, и отрицательным, если она повышается. В нижнем, приземном слое воздуха (1,5-2 м) вертикальные градиенты могут быть очень большими.

Возрастание температуры с высотой называется инверсией , а слой воздуха, в котором температура с высотой возрастает,- слоем инверсии. В атмосфере почти всегда можно наблюдать слои инверсии. У земной поверхности при сильном ее охлаждении в результате излучения возникает радиационная инверсия (инверсия излучения) . Она появляется в ясные летние ночи и может охватить слой в несколько сотен метров. Зимой в ясную погоду инверсия сохраняется несколько суток и даже недель. Зимние инверсии могут охватывать слой до 1,5 км.

Усилению инверсии способствуют условия рельефа: холодный воздух стекает в понижение и там застаивается. Такие инверсии называются орографическими. Мощные инверсии, называемые адвентивными, образуются в тех случаях, когда сравнительно теплый воздух приходит на холодную поверхность, охлаждающую нижние его слои. Адвективные инверсии дней выражены слабо , ночью они усиливаются радиационным выхолаживанием. Весной образованию таких инверсий способствует еще не стаявший снежный покров.

С явлением инверсии температуры в приземном слое воздуха связаны заморозки. Заморозки - понижение температуры воздуха ночью до 0° и ниже в то время, когда средние суточные температуры выше 0° (осень, весна). Может быть и так, что заморозки наблюдаются только на почве при температуре воздуха над ней выше нуля.

Тепловое состояние атмосферы оказывает влияние на распространение в ней света. В тех случаях, когда температура с высотой резко изменяется (повышается или понижается), возникают миражи.

Мираж - мнимое изображение предмета, появляющееся над ним (верхний мираж) или под ним (нижний мираж). Реже бывают боковые миражи (изображение появляется сбоку). Причина миражей - искривление траектории световых лучей, идущих от предмета к глазу наблюдателя, в результате их преломления на границе слоев с разной плотностью.

Суточный и годовой ход температуры в нижнем слое тропосферы до высоты 2 км в общем отражает ход температуры поверхности. С удалением от поверхности амплитуды колебаний температуры уменьшаются, а моменты максимума и минимума запаздывают. Суточные колебания температуры воздуха зимой заметны до высоты 0,5 км, летом - до 2 км.

Амплитуда суточных колебаний температуры с увеличением широты места уменьшается. Наибольшая суточная амплитуда - в субтропических широтах, наименьшая - в полярных. В умеренных широтах суточные амплитуды различны в разные времена года. В высоких широтах наибольшая суточная амплитуда весной и осенью, в умеренных - летом.

Годовой ход температуры воздуха зависит прежде всего от широты места. От экватора к полюсам годовая амплитуда колебаний температуры воздуха увеличивается.

Выделяют четыре типа годового хода температуры по величине амплитуды и по времени наступления крайних температур.

Экваториальный тип характеризуется двумя максимумами (после моментов равноденствия) и двумя минимумами (после моментов солнцестояния). Амплитуда над Океаном около 1°, над сушей - до 10°. Температура весь год положительная.

Тропический тип - один максимум (после летнего солнцестояния) и одни минимум (после зимнего солнцестояния). Амплитуда над Океаном - около 5°, на суше - до 20°. Температура весь год положительная.

Умеренный тип - один максимум (в северном полушарии над сушей в июле, над Океаном в августе) и один минимум (в северном полушарии над сушей в январе, над Океаном в феврале). Отчетливо выделяются четыре сезона: теплый, холодный и два переходных. Годовая амплитуда температуры увеличивается с увеличением широты, а также по мере удаления от Океана: на побережье 10°, вдали от Океана - до 60° и более (в Якутске - -62,5°). Температура в холодный сезон отрицательна.

Полярный тип - зима очень продолжительная и холодная , лето короткое, прохладное. Годовые амплитуды 25° и больше (над сушей до 65°). Температура большую часть года отрицательная. Общая картина годового хода температуры воздуха осложняется влиянием факторов, среди которых особенно большое значение принадлежит подстилающей поверхности. Над водной поверхностью годовой ход температуры сглаживается, над сушей, наоборот, выражен резче. Сильно снижает годовые температуры снежный и ледяной покров. Влияют также высота места над уровнем Океана, рельеф, удаленность от Океана, облачность. Плавный ход годовой температуры воздуха нарушается возмущениями, вызываемыми вторжением холодного или, наоборот, теплого воздуха. Примером могут быть весенние возвраты холодов (волны холода), осенние возвраты тепла, зимние оттепели в умеренных широтах.

Распределение температуры воздуха у подстилающей поверхности.

Если бы земная поверхность была однородна, а атмосфера и гидросфера неподвижны, распределение тепла по поверхности Земли определялось бы только поступлением солнечной радиации и температура воздуха постепенно убывала бы от экватора к полюсам, оставаясь одинаковой на каждой параллели (солярные температуры). Действительно среднегодовые температуры воздуха определяются тепловым балансом и зависят от характера подстилающей поверхности и непрерывного межширотного теплообмена , осуществляемого посредством перемещения воздуха и вод Океана, а поэтому существенно отличаются от солярных.

Действительные средние годовые температуры воздуха у земной поверхности в низких широтах ниже, а в высоких, наоборот, выше солярных. В южном полушарии действительные средние годовые температуры на всех широтах ниже, чем в северном. Средняя температура воздуха у земной поверхности в северном полушарии в январе +8° С, в июле +22° С; в южном - в июле +10° С, в январе +17° С. Годовые амплитуды колебаний температуры воздуха, составляющие для северного полушария 14°, а для южного только 7°, свидетельствуют о меньшей континентальности южного полушария. Средняя за год температура воздуха у земной поверхности в целом +14° С.

Если отметить на различных меридианах наивысшие средние годовые или месячные температуры и соединить их, получим линию теплового максимума, называемую также часто термическим экватором. Правильнее, вероятно, считать термическим экватором параллель (широтный круг) с наивысшими нормальными средними температурами года или какого-либо месяца. Термический экватор не совпадает с географическим и "сдвинут" к северу. В течение года он перемещается от 20° с. ш. (в июле) до 0° (в январе). Причин смещения термического экватора к северу несколько: преобладание суши в тропических широтах северного полушария, антарктический полюс холода, и, возможно, имеет значение продолжительность лета (лето южного полушария короче).

Тепловые пояса.

За границы тепловых (температурных) поясов принимают изотермы. Тепловых поясов семь:

жаркий пояс , расположенный между годовой изотермой +20° северного и южного полушарий;два умеренных пояса , ограниченные со стороны экватора годовой изотермой +20°, со стороны полюсов изотермой +10° самого теплого месяца;

Два холодных пояса , находящиеся между изотермой + 10° и и самого теплого месяца;

Два пояса мороза , расположенные около полюсов и ограниченные изотермой 0° самого теплого месяца. В северном полушарии это Гренландия и пространство около северного полюса, в южном - область внутри параллели 60° ю. ш.

Температурные пояса - основа климатических поясов. В пределах каждого пояса наблюдаются большие разнообразия температур в зависимости от подстилающей поверхности. На суше очень велико влияние рельефа на температуру. Изменение температуры с высотой на каждые 100 м неодинаково в различных температурных поясах. Вертикальный градиент в нижнем километровом слое тропосферы изменяется от 0° над ледяной поверхностью Антарктиды до 0,8° летом над тропическими пустынями. Поэтому способ приведения температур к уровню моря с помощью среднего градиента (6°/100 м) может иногда привести к грубым ошибкам. Изменение температуры с высотой - причина вертикальной климатической поясности.