Тепловий режим підстильної поверхні. Тепловий режим підстильної поверхні і атмосфери нагрівання тепловий режим підстильної поверхні і атмосфери коротко

Поверхня, безпосередньо нагрівається сонячними променями і віддає тепло нижчого верствам і повітрю, називають діяльної.Температура діяльної поверхні, її величина і зміна (добовий і річний хід) визначаються тепловим балансом.

Максимальне значення майже всіх складових теплового балансу спостерігається в околополуденние годинник. Виняток становить максимум теплообміну в грунті, що припадає на ранкові години.

Максимальні амплітуди добового ходу складових теплового балансу відзначаються в літній час, мінімальні - взимку. У добовому ході температури поверхні, сухий і позбавленою рослинності, в ясний день максимум настає після 13 годин, а мінімум - близько моменту сходу сонця. Хмарність порушує правильний хід температури поверхні і викликає зсув моментів максимумів і мінімумів. Великий вплив на температуру поверхні надають її вологість і рослинний покрив. Денні максимуми температури поверхні можуть становити + 80 ° С і більше. Добові коливання досягають 40 °. Їх величина залежить від широти місця, пори року, хмарності, теплових властивостей поверхні, її кольору, шорсткості, від рослинного покриву, а також від експозиції схилів.

Річний хід температури діяльного шару різний на різних широтах. Максимум температури в середніх і високих широтах зазвичай спостерігається в червні, мінімум - в січні. Амплітуди річних коливань температури діяльного шару в низьких широтах дуже малі, в середніх широтах на суші вони досягають 30 °. На річні коливання температури поверхні в помірних і високих широтах сильно впливає сніговий покрив.

На передачу тепла від шару до шару витрачається час, і моменти настання максимальних і мінімальних протягом доби температур запізнюються на кожні 10 см приблизно на 3 години. Якщо на поверхні найвища температура була близько 13 годин, на глибині 10 см максимум температури настане близько 16 годин, а на глибині 20 см - близько 19 годин і т. д. При послідовному нагріванні нижчих верств від верхніх кожен шар поглинає деяку кількість тепла. Чим глибше шар, тим менше тепла він отримує і тим слабкіше в ньому коливання температури. Амплітуда добових коливань температури з глибиною зменшується на кожні 15 см в 2 рази. Це означає, що якщо на поверхні амплітуда дорівнює 16 °, то на глибині 15 см - 8 °, а на глибині 30 см - 4 °.

На глибині в середньому близько 1 м добові коливання температури грунту "; загасають" ;. Шар, в якому ці коливання практично припиняються, називається шаром постійної добової температури.

Чим більше період коливання температур, тим глибше вони поширюються. У середніх широтах шар постійної річної температури знаходиться на глибині 19-20 м, в високих широтах на глибині 25 м. В тропічних широтах річні амплітуди температури невеликі і шар постійної річної амплітуди розташований на глибині всього 5-10 м. Моменти настання протягом року максимальних і мінімальних температур запізнюються в середньому на 20-30 діб на кожен метр. Таким чином, якщо найменша температура на поверхні спостерігалася в січні, на глибині 2 м вона настає на початку березня. Спостереження показують, що температура в шарі постійної річної температури близька до середньої річної температури повітря над поверхнею.

Вода, володіючи більшою теплоємністю і меншу теплопровідність, ніж суша, повільніше нагрівається і повільніше віддає тепло. Частина сонячних променів, що падають на водну поверхню, поглинається самим верхнім шаром, а частина їх проникає на значну глибину, нагріваючи безпосередньо деякий її шар.

Рухливість води робить можливим перенесення тепла. Внаслідок турбулентного перемішування передача тепла вглиб відбувається в 1000 - 10 000 разів швидше, ніж шляхом теплопровідності. При охолодженні поверхневих шарів води виникає теплова конвекція, що супроводжується перемішуванням. Добові коливання температури на поверхні Океану в високих широтах в середньому всього 0,1 °, в помірних - 0,4 °, в тропічних - 0,5 °. Глибина проникнення цих коливань 15- 20м. Річні амплітуди температури на поверхні Океану від 1 ° в екваторіальних широтах до 10,2 ° в помірних. Річні коливання температури проникають на глибину 200-300 м. Моменти максимумів температури водойм запізнюються в порівнянні із сушею. Максимум настає близько 15-16 годин, мінімум - через 2-3 години після сходу сонця.

Тепловий режим нижнього шару атмосфери.

Повітря нагрівається в основному не сонячними променями безпосередньо, а за рахунок передачі йому тепла підстильної поверхнею (процеси випромінювання і теплопровідності). Найважливішу роль в перенесенні тепла від поверхні в вищерозміщені шари тропосфери грають турбулентний теплообмін і передача прихованої теплоти пароутворення. Безладний рух частинок повітря, викликане його нагріванням нерівномірно нагрітої підстильної поверхні, називають термічної турбулентністюабо термічної конвекцією.

Якщо замість дрібних хаотичних рухомих вихорів починають переважати потужні висхідні (терміки) і менш потужні спадні рухи повітря, конвекція називається впорядкованою.Нагрівається у поверхні повітря рухається вгору, переносячи тепло. Термічна конвекція може розвиватися тільки до тих пір, поки повітря має температуру вище температури того середовища, в якій він піднімається (нестійкий стан атмосфери). Якщо температура піднімається повітря виявиться рівній температурі навколишнього його середовища, підняття припиниться (байдуже стан атмосфери); якщо ж повітря стане холодніше навколишнього середовища, він почне опускатися (стійкий стан атмосфери).

При турбулентному русі повітря все нові і нові його частки, стикаючись з поверхнею, отримують тепло, а піднімаючись і перемішуючись, віддають його іншим частинкам. Кількість тепла, що отримується повітрям від поверхні за допомогою турбулентності, більше кількості тепла, одержуваного їм в результаті випромінювання, в 400 разів і в результаті передачі шляхом молекулярної теплопровідності - майже в 500 000 разів. Тепло переноситься від поверхні в атмосферу разом з випарувалася з неї вологою, а потім виділяється в процесі конденсації. Кожен грам водяної пари містить 600 кал прихованої теплоти пароутворення.

В піднімається повітрі температура змінюється внаслідок адіабатичногопроцесу, т. е. без обміну теплом з довкіллям, За рахунок перетворення внутрішньої енергії газу в роботу і роботи у внутрішню енергію. Так як внутрішня енергія пропорційна абсолютної температурі газу, відбувається зміна температури. Піднімається повітря розширюється, виробляє роботу, на яку витрачає внутрішню енергію, і температура його знижується. Опускається повітря, навпаки, стискується, витрачена на розширення енергія звільняється, і температура повітря зростає.

Величина охолодження насиченого повітря при підйомі його на 100 м залежить від температури повітря і від атмосферного тиску і змінюється в значних межах. Ненасичений повітря, опускаючись нагрівається на 1 ° на 100 м, насичений на меншу величину, так як в ньому відбувається випаровування, на яке витрачається тепло. Піднімається насичений повітря зазвичай втрачає вологу в процесі випадання опадів і стає ненасиченим. При опусканні таке повітря нагрівається на 1 ° на 100 м.

В результаті зниження температури при підйомі виявляється менше, ніж її підвищення при опусканні, і піднявся, а потім опустився повітря на одному і тому ж рівні при одному і тому ж тиску, буде мати різну температуру - кінцева температура буде вище початкової. Такий процес називається псевдоадіабатіческім.

Так як повітря нагрівається головним чином від діяльної поверхні, температура з висотою в нижньому шарі атмосфери, як правило, знижується. Вертикальний градієнт для тропосфери в середньому становить 0,6 ° на 100 м. Він вважається позитивним, якщо температура з висотою убуває, і негативним, якщо вона підвищується. У нижньому, приземному шарі повітря (1,5-2 м) вертикальні градієнти можуть бути дуже великими.

Зростання температури з висотою називається інверсією, А шар повітря, в якому температура з висотою зростає, - шаром інверсії.В атмосфері майже завжди можна спостерігати шари інверсії. У земної поверхні при сильному її охолодженні в результаті випромінювання виникає радіаційна інверсія(Інверсія випромінювання). Вона з'являється в ясні літні ночі і може охопити шар в кілька сотень метрів. Взимку в ясну погоду інверсія зберігається кілька діб і навіть тижнів. Зимові інверсії можуть охоплювати шар до 1,5 км.

Посиленню інверсії сприяють умови рельєфу: холодне повітря стікає в зниження і там застоюється. Такі інверсії називаються орографическими.Потужні інверсії, звані адвентивними,утворюються в тих випадках, коли порівняно тепле повітря приходить на холодну поверхню, охолоджуючу нижні його верстви. Адвективні інверсії днів виражені слабо, вночі вони посилюються радіаційним Вихолажіваніе. Навесні утворення таких інверсій сприяє ще не зграя сніговий покрив.

З явищем інверсії температури в приземному шарі повітря пов'язані заморозки. заморозки -зниження температури повітря вночі до 0 ° і нижче в той час, коли середні добові температури вище 0 ° (осінь, весна). Може бути і так, що заморозки спостерігаються тільки на грунті при температурі повітря над нею вище нуля.

Тепловий стан атмосфери впливає на поширення в ній світла. У тих випадках, коли температура з висотою різко змінюється (підвищується або знижується), виникають міражі.

Міраж - уявне зображення предмета, що з'являється над ним (верхній міраж) або під ним (нижній міраж). Рідше бувають бічні міражі (зображення з'являється збоку). Причина міражів - викривлення траєкторії світлових променів, що йдуть від предмета до ока спостерігача, в результаті їх заломлення на кордоні шарів з різною щільністю.

Добовий і річний хід температури в нижньому шарі тропосфери до висоти 2 км в загальному відображає хід температури поверхні. З віддаленням від поверхні амплітуди коливань температури зменшуються, а моменти максимуму і мінімуму запізнюються. Добові коливання температури повітря взимку помітні до висоти 0,5 км, влітку - до 2 км.

Амплітуда добових коливань температури зі збільшенням широти місця зменшується. Найбільша добова амплітуда - в субтропічних широтах, найменша - в полярних. У помірних широтах добові амплітуди різні в різні часи року. У високих широтах найбільша добова амплітуда навесні і восени, в помірних - влітку.

Річний хід температури повітря залежить перш за все від широти місця. Від екватора до полюсів річна амплітуда коливань температури повітря збільшується.

Виділяють чотири типи річного ходу температури за величиною амплітуди і за часом настання крайніх температур.

екваторіальний типхарактеризується двома максимумами (після моментів рівнодення) і двома мінімумами (після моментів сонцестояння). Амплітуда над Океаном близько 1 °, над сушею - до 10 °. Температура весь рік позитивна.

Тропічний тип -один максимум (після літнього сонцестояння) і одні мінімум (після зимового сонцестояння). Амплітуда над Океаном - близько 5 °, на суші - до 20 °. Температура весь рік позитивна.

Помірний тип -один максимум (в північній півкулі над сушею в липні, над Океаном в серпні) і один мінімум (в північній півкулі над сушею в січні, над Океаном в лютому). Чітко виділяються чотири сезони: теплий, холодний і два перехідних. Річна амплітуда температури збільшується зі збільшенням широти, а також у міру віддалення від Океану: на узбережжі 10 °, далеко від Океану - до 60 ° і більше (в Якутську - -62,5 °). Температура в холодний сезон негативна.

Полярний тип -зима дуже тривала і холодна, літо коротке, прохолодне. Річні амплітуди 25 ° і більше (над сушею до 65 °). Температура більшу частину року негативна. Загальна картина річного ходу температури повітря ускладнюється впливом факторів, серед яких особливо велике значення належить підстильної поверхні. Над водною поверхнею річний хід температури згладжується, над сушею, навпаки, виражений різкіше. Сильно знижує річні температури сніговий і крижаний покрив. Впливають також висота місця над рівнем Океану, рельєф, віддаленість від Океану, хмарність. Плавний хід річної температури повітря порушується збуреннями, що викликаються вторгненням холодного або, навпаки, теплого повітря. Прикладом можуть бути весняні повернення холодів (хвилі холоду), осінні повернення тепла, зимові відлиги в помірних широтах.

Розподіл температури повітря у підстильної поверхні.

Якби земна поверхня була однорідна, а атмосфера і гідросфера нерухомі, розподіл тепла по поверхні Землі визначалося б тільки надходженням сонячної радіації і температура повітря поступово спадала б від екватора до полюсів, залишаючись однаковою на кожній паралелі (солярні температури). Дійсно середньорічні температури повітря визначаються тепловим балансом і залежать від характеру підстильної поверхні і безперервного межшіротного теплообміну, що здійснюється за допомогою переміщення повітря і вод Океану, а тому істотно відрізняються від солярних.

Дійсні середні річні температури повітря у земної поверхні в низьких широтах нижче, а в високих, навпаки, вище солярних. У південній півкулі дійсні середні річні температури на всіх широтах нижче, ніж у північному. Середня температура повітря у земної поверхні в північній півкулі в січні + 8 ° С, в липні + 22 ° С; в південному - в липні + 10 ° С, в січні + 17 ° С. Річні амплітуди коливань температури повітря, що становлять для північної півкулі 14 °, а для південного тільки 7 °, свідчать про меншу континентальності південної півкулі. Середня за рік температура повітря у земної поверхні в цілому + 14 ° С.

Якщо відзначити на різних меридіанах найвищі середні річні або місячні температури і з'єднати їх, отримаємо лінію теплового максимуму,звану також часто термічним екватором. Правильніше, мабуть, вважати термічним екватором паралель (широтний коло) з найвищими нормальними середніми температурами року або будь-якого місяця. Термічний екватор не збігається з географічним і "; зрушать"; на північ. Протягом року він переміщається від 20 ° с. ш. (В липні) до 0 ° (в січні). Причин зсуву термічного екватора на північ кілька: переважання суші в тропічних широтах північної півкулі, антарктичний полюс холоду, і, можливо, має значення тривалість літа (літо південної півкулі коротше).

Теплові пояси.

За межі теплових (температурних) поясів приймають ізотерми. Теплових поясів сім:

жаркий пояс, Розташований між річний изотермой + 20 ° північної та південної півкуль; два помірних пояса, Обмежені з боку екватора річний изотермой + 20 °, з боку полюсів изотермой + 10 ° найтеплішого місяця;

два холодних пояса, Що знаходяться між изотермой + 10 ° і та найтеплішого місяця;

два пояса морозу, Розташовані близько полюсів і обмежені изотермой 0 ° найтеплішого місяця. У північній півкулі це Гренландія і простір біля північного полюса, в південному - область всередині паралелі 60 ° ю. ш.

Температурні пояса - основа кліматичних поясів.У межах кожного поясу спостерігаються великі різноманітності температур в залежності від підстильної поверхні. На суші дуже великий вплив рельєфу на температуру. Зміна температури з висотою на кожні 100 м неоднаково в різних температурних поясах. Вертикальний градієнт в нижньому кілометровому шарі тропосфери змінюється від 0 ° над крижаною поверхнею Антарктиди до 0,8 ° влітку над тропічними пустелями. Тому спосіб приведення температур до рівня моря за допомогою середнього градієнта (6 ° / 100 м) може іноді привести до грубих помилок. Зміна температури з висотою - причина вертикальної кліматичної поясності.

ВОДА В АТМОСФЕРІ

У земній атмосфері міститься близько 14000 км 3 водяної пари. Вода потрапляє в атмосферу в основному в результаті випаровування з поверхні Землі. В атмосфері волога конденсується, переноситься повітряними течіями і випадає знову на земну поверхню. Здійснюється постійний кругообіг води, можливий завдяки її здатності перебувати в трьох станах (твердому, рідкому і пароподібному) і легко переходити з одного стану в інший.

Характеристика вологості повітря.

Абсолютна вологість -зміст в атмосфері водяної пари в грамах на 1 м 3 повітря ( "; а";).

Відносна вологість -відношення фактичної пружності водяної пари до пружності насичення, виражене у відсотках. Відносна вологість характеризує ступінь насичення повітря водяною парою.

дефіцит вологості- недолік насичення при даній температурі:

Точка роси -температура, при якій міститься в повітрі водяна пара насичує його.

Випаровування і випаровуваність.Водяна пара потрапляє в атмосферу за допомогою випаровування з підстильної поверхні (фізичне випаровування) і транспірації. Процес фізичного випаровування полягає в подоланні швидко рухаються молекулами води сил зчеплення, у відриві їх від поверхні і перехід в атмосферу. Чим вище температура поверхні, що випаровує, тим швидше рух молекул і тим більше їх потрапляє в атмосферу.

При насиченні повітря водяною парою процес випаровування припиняється.

Процес випаровування вимагає витрат тепла: на випаровування 1 г води потрібно 597 кал, на випаровування 1 г льоду на 80 кал більше. В результаті температура випаровується поверхні знижується.

Випаровування з Океану на всіх широтах значно більше, ніж випаровування з суші. Максимальна величина його для Океану досягає 3000 см в рік. У тропічних широтах річні суми випаровування з поверхні Океану найбільші і протягом року воно змінюється мало. У помірних широтах максимальний випар з Океану - взимку, в полярних широтах - влітку. Максимальні величини випаровування з поверхні суші становлять 1000 мм. Його відмінності по широкій визначаються радіаційним балансом і зволоженням. Загалом в напрямку від екватора до полюсів відповідно зі зниженням температури випаровування зменшується.

У разі відсутності достатньої кількості вологи на поверхні, що випаровує випаровування не може бути більшим навіть при високій температурі і величезному дефіциті вологості. Можливе випаровування - випаровуваність - в цьому випадку дуже велика. Над водною поверхнею випаровування і випаровуваність збігаються. Над сушею випаровування може бути значно менше випаровуваності. Испаряемость характеризує, величину можливого випаровування з суші при достатньому зволоженні. Добовий і річний хід вологості повітря. Вологість повітря постійно змінюється у зв'язку зі змінами температури поверхні випаровування і повітря, співвідношення процесів випаровування і конденсації, перенесення вологи.

Добовий хід абсолютної вологості повітряможе бути простим і подвійним. Перший збігається з добовим ходом температури, має один максимум і один мінімум і характерний для місць з достатньою кількістю вологи. Його можна спостерігати над Океаном, а взимку і восени-над сушею. Подвійний хід має два максимуми і два мінімуми і характерний для суші. Ранковий мінімум перед сходом Сонця пояснюється дуже слабким випаровуванням (або навіть його відсутністю) в нічні години. Зі збільшенням приходу променевої енергії Сонця випаровування зростає, абсолютна вологість досягає максимуму близько 9 год. В результаті розвивається конвекція - перенесення вологи в більш верхні шари - відбувається швидше, ніж надходження її в повітря з поверхні, що випаровує, тому близько 16 год виникає другий мінімум. До вечора конвекція припиняється, а випаровування з нагрітої днем \u200b\u200bповерхні ще досить інтенсивно і в нижніх шарах повітря накопичується волога, створюючи близько 20-21 години другий (вечірній) максимум.

Річний хід абсолютної вологості також відповідає річному ходу температури. Влітку абсолютна вологість найбільша, взимку - найменша. Добовий і річний хід відносної вологості майже всюди протилежний ходу температури, так як максимальне влагосодержание з підвищенням температури зростає швидше абсолютної вологості.

Добовий максимум відносної вологості настає перед сходом Сонця, мінімум - в 15-16 годин. Протягом року максимум відносної вологості, як правило, припадає на найхолодніший місяць, мінімум - на найтепліший. Виняток становлять області, в яких влітку дмуть вологі вітри з моря, а взимку - сухі з материка.

Розподіл вологості повітря.Зміст вологи в повітрі у напрямку від екватора до полюсів в загальному убуває від 18-20 мб до 1-2. Максимальна абсолютна вологість (понад 30 г / м 3) зафіксована над Червоним морем і в дельті р. Меконг, найбільша середня річна (більше 67 г / м 3) - над Бенгальською затокою, найменша середня річна (близько 1 г / м 3) і абсолютний мінімум (менше 0,1 г / м 3) - над Антарктидою. Відносна вологість зі зміною широти змінюється порівняно мало: так, на широтах 0-10 ° вона становить максимум 85%, на широтах 30-40 ° - 70% і на широтах 60-70 ° - 80%. Помітне зниження відносної вологості відзначається тільки на широтах 30-40 ° в північній і південній півкулях. Найбільша середньорічна величина відносної вологості (90%) спостерігалася в гирлі Амазонки, найменша (28%) - в Хартумі (долина Нілу).

Конденсація і сублімація.В повітрі, насиченому водяною парою, при зниженні його температури до точки роси або збільшенні в ньому кількості водяної пари відбувається конденсація - вода з пароподібного стану переходить у рідкий. При температурі нижче 0 ° С вода може, минаючи рідкий стан, перейти в тверде. Цей процес називається сублімацією. І конденсація і сублімація можуть відбуватися в повітрі на ядрах конденсації, на земній поверхні і на поверхні різних предметів. Коли температура повітря, що охолоджується від підстильної поверхні, досягає точки роси, на холодну поверхню з нього осідають роса, іній, рідкий і твердий нальоти, паморозь.

роса -дрібні крапельки води, часто зливаються. Вона з'являється зазвичай вночі на поверхні, на листках рослин, охолодилися результаті випромінювання тепла. У помірних широтах за ніч роса дає 0,1-0,3 мм, а за рік-10-50 мм вологи.

іній -твердий білий осад. Утворюється в тих же умовах, як і роса, але при температурі нижче 0 ° (сублімація). При утворенні роси виділяється прихована теплота, при утворенні інею тепло, навпаки, поглинається.

Рідкий і твердий наліт -тонка водяна або крижана плівка, що утворюється на вертикальних поверхнях (стіни, стовпи і т. п.) при зміні холодну погоду на теплу в результаті зіткнення вологого і теплого повітря з охолодженої поверхнею.

паморозь -білий пухкий осад, що осідає на деревах, проводах і кутах будівель з повітря, насиченого вологою при температурі значно нижче 0 ° .Сплошной шар щільного льоду на земній поверхні і різних предметах, що з'являється при випаданні переохолоджених крапельок дощу або туману на охолоджену нижче 0 ° поверхню, називається ожеледдю.Зазвичай він утворюється восени і навесні при температурі 0 °, -5 °.

Скупчення продуктів конденсації або сублімації (крапельок води, кристаликів льоду) в приземних шарах повітря називається туманомабо серпанком.Туман і серпанок розрізняються розмірами крапельок і викликають різну ступінь зниження видимості. При тумані видимість 1 км і менше, при серпанку - більше 1 км. При укрупненні крапельок серпанок може перетворитися в туман. Випаровування вологи з поверхні крапельок здатне викликати перехід туману в серпанок.

Якщо конденсація (або сублімація) водяної пари відбувається на деякій висоті над поверхнею, утворюються хмари. Від туману вони відрізняються становищем в атмосфері, фізичним будовою і різноманітністю форм. Виникнення хмар пов'язане головним чином з адіабатичним охолодженням піднімається повітря. Піднімаючись і при цьому поступово охолоджуючись, повітря досягає межі, на якій його температура виявляється рівною точці роси. Ця межа називається рівнем конденсації.Вище, при наявності ядер конденсації, починається конденсація водяної пари і можуть утворюватися хмари. Таким чином, нижня межа хмар практично збігається з рівнем конденсації. Верхня межа хмар визначається рівнем конвекції - межі поширення висхідних струмів повітря. Вона часто збігається з затримують шарами.

На великій висоті, де температура піднімається повітря нижче 0 °, в хмарі з'являються крижані кристали. Кристалізація відбувається зазвичай при температурі -10 ° С, -15 ° С. Різкого кордону між розташуванням рідких і твердих елементів в хмарі немає, існують потужні перехідні шари. Крапельки води і кристалики льоду, що становлять хмару, захоплюються вгору висхідними струмами і знову опускаються під дією сили тяжіння. Опускаючись нижче межі конденсації, крапельки можуть випаровуватися. Залежно від переважання тих чи інших елементів хмари діляться на водяні, льодяні, змішані.

водяніхмари складаються з крапельок води. При мінусовій температурі крапельки в хмарі переохолоджуючи (до -30 ° С). Радіус крапельок найчастіше від 2 до 7 мк, рідко до 100 мк. У 1 см 3 водяного хмари - кілька сотень крапельок.

крижаніхмари складаються з кристалів льоду.

змішанімістять одночасно крапельки води різних розмірів і кристалики льоду. У теплу пору року водяні хмари виникають головним чином в нижніх шарах тропосфери, змішані - в середніх, крижані - у верхніх. В основу сучасної міжнародної класифікації хмар належить їх поділ за висотою і зовнішнім виглядом.

За зовнішнім виглядом і висоті розташування хмари ділять на 10 пологів:

I сімейство (верхній ярус):

1-й рід. Перисті (С) -окремі ніжні хмари, волокнисті або ниткоподібні, без "; тіней" ;, зазвичай білі, часто блискучі.

2-й рід. Пір'їсті (Сс) -шари і гряди прозорих пластівців і кульок без тіней.

3-й рід. Високо-шаруваті (Cs) - тонка, біла, що просвічує пелена.

Всі хмари верхнього ярусу крижані.

II сімейство (середній ярус):

4-й рід. Високо(Ac) - шари або гряди з білих пластин і куль, вали. Складаються з дрібних крапельок води.

5-й рід. Високо(As) - рівна або злегка хвиляста пелена сірого кольору. Відносяться до змішаних хмарах.

III сімейство (нижній ярус):

6-й рід. Хмар немає (Sс) - шари і гряди з брил і валів сірого кольору. Складаються з крапель води.

7-й рід. шаруваті(St) - пелена хмар сірого кольору. Зазвичай це хмари водяні.

8-й рід. Шарувато-дощові(Ns) - безформний сірий шар. Часто "; ці хмари супроводжуються нижележащими розірвано -дождевимі (Fn),

Шарувато-дощові хмари змішані.

IV сімейство (хмари вертикального розвитку):

9-й рід. купчасті(Сі) -щільні хмарні клуби і купи з майже горизонтальною основою. Купчасті хмари водяние.Кучевие хмари з розірваними краями називаються розірвано-купчастими (Fc).

10-й рід. Купчасто-дощові(Св) -щільні клуби, розвинені по вертикалі, в нижній частині водяні, у верхній - крижані.

Характер і форма хмар обумовлюються процесами, що викликають охолодження повітря, що приводить до облакообразованію. В результаті конвекції,розвивається при нагріванні неоднорідній поверхні, утворюються купчасті хмари (IV сімейство). Вони різняться в залежності від інтенсивності конвекції і від положення рівня конденсації: чим інтенсивніше конвекція, чим вище її рівень, тим більше вертикальна потужність купчастих хмар.

При зустрічі теплих і холодних мас повітря тепле повітря завжди прагне піднятися вгору по холодному. При піднятті його в результаті адіабатичного охолодження формуються хмари. Якщо тепле повітря повільно піднімається по слабонаклонной (1-2 км на відстані 100-200 км) поверхні розділу теплих і холодних мас (процес висхідного ковзання), утворюється суцільний хмарний шар, що тягнеться на сотні кілометрів (700-900 км). Виникає характерна хмарна система: внизу часто знаходяться розірвано-дощові хмари (Fn), над ними - шарувато-дощові (Ns), вище - високо-шаруваті (As), перисто-шаруваті (Cs) і перисті хмари (С).

У тому випадку, коли тепле повітря енергійно виштовхується нагору підтікають під нього холодним повітрям, утворюється інша хмарна система. Так як приземні шари холодного повітря внаслідок тертя рухаються повільніше верхніх шарів, поверхня розділу в її нижній частині круто вигинається, тепле повітря піднімається майже вертикально і в ньому виникають купчасто-дощові хмари (Сb).Якщо вище спостерігається висхідне ковзання теплого повітря по холодному, розвиваються (як і в першому випадку) шарувато-дощові, високо-шаруваті і шарувато-шаруваті хмари. Якщо ж висхідне ковзання припиняється, хмари не утворюються.

Хмари, що утворюються при підйомі теплого повітря по холодному, називаються фронтальними.Якщо підйом повітря викликаний його натікання на схили гір і височин, що утворюються при цьому хмари отримали назву орографічних.На нижній межі шару інверсії, що розділяє більш щільний і менш щільні шари повітря, виникають хвилі довжиною в кілька сотень метрів і висотою 20-50 м. На гребенях цих хвиль, там, де повітря, піднімаючись, охолоджується, утворюються хмари; в зниженнях між гребенями облакообразованія не відбувається. Так виникають довгі паралельні одна одній смуги або вали хвилястих хмар.Залежно від висоти їх розташування вони бувають Високо або шарувато - купчастими.

Якщо в атмосфері до виникнення хвильового руху вже були хмари, відбувається їх ущільнення на гребенях хвиль і зменшення щільності в зниженнях. В результаті виникає часто спостерігається чергування більш темних і світлих хмарних смуг. При турбулентному перемішуванні повітря на значному просторі, наприклад в результаті збільшення тертя об поверхню при русі його з моря на сушу, утворюється шар хмар, що відрізняється неоднаковою потужністю в різних частинах і навіть розривами. Втрати тепла випромінюванням вночі взимку і восени викликають в повітрі з великим вмістом водяної пари облакообразованіе. Так як процес цей протікає спокійно і безперервно, виникає суцільний шар хмар, що тануть днем.

Гроза.Процес облакообразованія завжди супроводжується електризацією і скупченням в хмарах вільних зарядів. Електризація спостерігається навіть в невеликих купчастих хмарах, але особливо інтенсивно проявляється вона в потужних купчасто-дощових хмарах вертикального розвитку з низькою температурою в верхній частині (t

Між ділянками хмари з різними зарядами або між хмарою і землею відбуваються електричні розряди - блискавки,супроводжувані громом.Це гроза. Тривалість грози максимум кілька годин. На Землі щогодини відбувається близько 2000 гроз. Сприятливі умови для виникнення грози - сильна конвекція і велика водність хмар. Тому особливо часті грози над сушею в тропічних широтах (до 150 днів в році з грозами), в помірних широтах над сушею - з грозами 10-30 днів в році, над морем - 5-10. У полярних районах грози дуже рідкісні.

Світлові явища в атмосфері.В результаті відображення, заломлення і дифракції світлових променів в крапельках і крижаних кристаликах хмар виникають гало, вінці, веселки.

гало - це кола, дуги, світлові плями (помилкові сонця), забарвлені і безбарвні, що виникають в крижаних хмарах верхнього ярусу, частіше в купчасто-дощових хмар. Різноманітність гало залежить від форми крижаних кристалів, їх орієнтування і руху; має значення висота Сонця над горизонтом.

вінці -світлі злегка забарвлені кільця, що оточують просвічують крізь тонкі водяні хмари Сонце або Місяць. Вінець може бути один, що примикає до світила (ореол), і може бути кілька "; додаткових кілець" ;, розділених проміжками. У кожного вінця внутрішня, звернена до світила сторона блакитна, зовнішня - червона. Причина появи вінців - дифракція світла при проходженні його між крапельками і кристалами хмари. Розміри вінця залежать від величини крапель і кристалів: чим більше краплі (кристали), тим менше вінець, і навпаки. Якщо в хмарі відбувається укрупнення хмарних елементів, радіус вінця поступово скорочується, при зменшенні розмірів хмарних елементів (випаровування) - збільшується. Великі білі вінці навколо Сонця чи Місяця "; помилкові сонця" ;, стовпи - ознаки збереження гарної погоди.

Веселкавидна на тлі освітленого Сонцем хмари, з якого випадають краплі дощу. Вона являє собою світлу дугу, забарвлену в спектральні кольори: зовнішній край дуги червоний, внутрішній - фіолетовий. Ця дуга - частина окружності, центр якої з'єднаний "; віссю"; (Одній прямій) з оком спостерігача і з центром сонячного диска. Якщо Сонце стоїть низько над горизонтом, спостерігач бачить половину окружності, якщо Сонце піднімається, дуга стає менше, так як центр окружності опускається за горизонт. При висоті сонця\u003e 42 ° веселка, хоч я знаю. З літака можна спостерігати веселку у вигляді майже повного кола.

Крім основної веселки, бувають вторинні, слабоокрашенниє. Веселка утворюється при ламанні і відображенні сонячних променів в крапельках води. Падаючі на краплі промені виходять з крапель як би розходяться, кольоровими, і такими їх і бачить спостерігач. Коли промені переломлюються в краплі двічі, виникає вторинна веселка. Забарвлення веселки, її ширина, вид вторинних дуг залежать від розмірів крапельок. Великі краплі дають менш широку, але більш яскраву веселку; зі зменшенням крапель веселка стає ширше, кольору її робляться розпливчастими; при дуже дрібних краплях вона майже біла. Світлові явища в атмосфері, що викликаються змінами світлового променя під впливом крапельок і кристалів, дозволяють судити про будову і стан хмар і можуть бути використані при прогнозах погоди.

Хмарність, добовий і річний хід, розподіл хмар.

Хмарність - ступінь покриття неба хмарами: 0 - чисте небо, 10 - суцільна хмарність, 5 - половина неба покрита хмарами, 1 - хмари покривають 1/10 частину неба і т. П. При обчисленні середньої хмарності використовуються і десяті частки одиниці, наприклад: 0,5 5,0, 8,7 і т.д. У добовому ході хмарності над сушею виявляються два максимуму - рано вранці і після полудня. Вранці зниження температури і збільшення відносної вологості сприяє виникненню шаруватих хмар, після полудня в зв'язку з розвитком конвекції з'являються купчасті хмари. Влітку денний максимум виражений сильніше ранкового. Взимку переважають шаруваті хмари і максимум хмарності припадає на ранкові та нічні години. Над Океаном добовий хід хмарності обернений ходу її над сушею: максимум хмарності припадає на ніч, мінімум - на день

Річний хід хмарності дуже різноманітний. У низьких широтах хмарність протягом року істотно не змінюється. Над континентами максимальний розвиток хмар конвекції доводиться на літо. Літній максимум хмарності зазначається в області розвитку мусонів, а також над океанами у високих широтах. Загалом в розподілі хмарності на Землі помітна зональність, обумовлена \u200b\u200bперш за все панівним рухом повітря - його підняттям або опусканням. Відзначаються два максимуму - над екватором в зв'язку з потужними висхідними рухами вологого повітря і над 60-70 ° с.і пд.ш. в зв'язку з підняттям повітря в циклонах, які панують в помірних широтах. Над сушею хмарність менше, ніж над Океаном, і зональність її виражена менш. Мінімуми хмарності пристосовуються до 20-30 ° ю. і с. ш. і до полюсів; вони пов'язані з опусканням повітря.

Середня річна хмарність для всієї Землі 5,4; над сушею 4,9; над Океаном 5,8. Мінімальна середня річна хмарність відзначена в Асуані (Єгипет) 0,5. Максимальна середня річна хмарність (8,8) спостерігалася на Білому морі; великою хмарністю відрізняються північні райони Атлантичного і Тихого океанів і береги Антарктиди.

Хмари грають дуже важливу роль в географічній оболонці. Вони переносять вологу, з ними пов'язані опади. Хмарний покрив відбиває і розсіює сонячну радіацію і в той же час затримує теплове випромінювання земної поверхні, регулюючи температуру нижніх шарів повітря: без хмар коливання температури повітря придбали б дуже різкий характер.

Опади. Атмосферними опадами називають воду, що випала на поверхню з атмосфери у вигляді дощу, мряки, крупи, снігу, граду. Опади випадають в основному з хмар, але далеко не всяке хмара дає опади. Крапельки води і кристалики льоду в хмарі дуже малі, їх легко утримує повітря, і навіть слабкі висхідні потоки захоплюють їх вгору. Для утворення опадів потрібно укрупнення елементів хмари настільки, щоб вони могли подолати висхідні потоки і опір повітря. Укрупнення одних елементів хмари відбувається за рахунок інших, по-перше, в результаті злиття крапельок і зчеплення кристалів, по-друге, - і це головне - в результаті випаровування одних елементів хмари, дифузного перенесення і конденсації водяної пари на інших.

Зіткнення крапель або кристалів відбувається при безладних (турбулентних) рухах або при їх падінні з різною швидкістю. Процесу злиття перешкоджає плівка повітря на поверхні крапельок, що змушує відскакувати зіткнулися крапельки, а також однойменні електричні заряди. Зростання одних елементів хмари за рахунок інших внаслідок дифузного перенесення водяної пари особливо інтенсивний в змішаних хмарах. Так як максимальне влагосодержание над водою більше, ніж над льодом, для кристалів льоду в хмарі водяна пара може насичувати простір, в той час як для крапельок води насичення не буде. В результаті крапельки почнуть випаровуватися, а кристали швидко рости за рахунок конденсації вологи на їх поверхні.

При наявності у водяному хмарі крапельок різного розміру починається переміщення водяної пари до більш великим краплях і їх зростання. Але так як цей процес дуже повільний, з водяних хмар (шаруватих, шарувато-купчастих) випадають дуже дрібні (діаметром 0,05-0,5 мм) краплі. Хмари, однорідні за своєю структурою, зазвичай опадів не дають. Особливо сприятливі умови для виникнення опадів в хмарах вертикального розвитку. У нижній частині такого хмари - краплі води, у верхній - кристалики льоду, в проміжній зоні - переохолоджені краплі і кристали.

У рідкісних випадках, при наявності в дуже вологому повітрі великої кількості ядер конденсації, можна спостерігати випадання окремих крапель дощу без хмар. Краплі дощу мають діаметр від 0,05 до 7 мм (в середньому 1,5 мм), більш великі краплі розпадаються в повітрі. Краплі діаметром до 0,5 мм утворюють мряка.

Падіння крапельок мряки на око непомітно. Справжній дощ тим крупніше, ніж сильніше висхідні потоки повітря, подоланні падаючими каплямі.Прі швидкості висхідного повітря 4 м / сек на земну поверхню падають краплі діаметром не менше 1 мм: висхідних струмів зі швидкістю 8 м / сек не можуть подолати навіть найбільші краплі. Температура падаючих дощових крапель завжди трохи нижче температури повітря. Якщо кристалики льоду, що випадають із хмари, не тануть в повітрі, на поверхню випадають тверді опади (сніг, крупа, град).

сніжинкиявляють собою шестигранні кристали льоду з утворилися в процесі сублімації променями. Мокрі сніжинки, сліпа, утворюють пластівці снігу. Снігова крупа - цесферокрісталли, що виникають при безладному зростанні крижаних кристалів в умовах високої відносної вологості (більше 100%). Якщо сніжна крупа покривається тонкою крижаною оболонкою, вона перетворюється в крижану крупу.

градвипадає в теплу пору року з потужних купчасто-дощових хмар . Зазвичай випадання граду недовго. Градини утворюються в результаті неодноразового переміщення крижаної крупи в хмарі вниз і вгору. Падаючи вниз, крупинки потрапляють в зону переохолоджених крапельок води і покриваються прозорою крижаною оболонкою; потім вони знову піднімаються в зону крижаних кристалів і на їх поверхні утворюється непрозорий шар з дрібних кристаликів.

Градина має сніжне ядро \u200b\u200bі ряд чергуються прозорих і непрозорих крижаних оболонок. Кількість оболонок і розмір градини залежать від того, скільки разів вона піднімалася і опускалася в хмарі. Найчастіше випадають градини діаметром 6-20 мм, іноді зустрічаються і значно більші. Зазвичай град випадає в помірних широтах, але найбільш інтенсивні випадання граду бувають в тропіках. У полярних районах град не випадають.

Кількість опадів вимірюється товщиною шару води в міліметрах, який міг би утворюватися в результаті їх випадання на горизонтальну поверхню при відсутності випаровування і просочування в почвогрунт. За інтенсивністю (кількості міліметрів опадів в 1 хв) опади діляться на слабкі, помірні і сильні. Характер випадання опадів залежить від умов їх утворення.

Обложні опади,відрізняються рівномірністю і тривалістю, зазвичай випадають у вигляді дощу з шарувато-дощових хмар.

зливові опадихарактеризуються швидкою зміною інтенсивності і нетривалістю. Вони випадають з купчасто-дощових хмар хмар у вигляді дощу, снігу, іноді дощу і граду. Відзначено окремі зливи інтенсивністю до 21,5 мм / хв (Гавайські острови).

моросящие опадивипадають із шаруватих і шарувато-купчастих хмар. Складові їх крапельки (в холодну пору - найдрібніші кристали) ледь видно і здаються зваженими в повітрі.

Добовий хід опадів збігається з добовим ходом хмарності. Виділяються два типи добового ходу опадів - континентальний і морський (берегової). континентальний типмає два максимуми (в ранкові години і після полудня) і два мінімуму (вночі і перед полуднем). морський тип- один максимум (вночі) і один мінімум (вдень). Річний хід опадів різний в різних широтних зонах і в різних частинах однієї і тієї ж зони. Він залежить від кількості тепла, термічного режиму, руху повітря, розподілу води і суші і в значній мірі від рельєфу. Все розмаїття річного ходу опадів не можна звести до декількох типів, але можна відзначити характерні особливості для різних широт, що дозволяють говорити про його зональності. Для екваторіальних широт характерні два дощових сезону (після рівнодення), розділені двома сухими сезонами. У напрямку до тропіків відбуваються зміни в річному режимі опадів, що виражаються в зближенні вологих сезонів і злиття їх біля тропіків в один сезон з рясними дощами, що триває 4 місяці на рік. У субтропічних широтах (35-40 °) також один дощової сезон, але він припадає на зиму. У помірних широтах річний хід опадів різний над Океаном, внутрішніми частинами материків і побережжям. Над Океаном переважають зимові опади, над материками - літні. Літні опади типові і для полярних широт. Пояснити річний хід опадів в кожному випадку можна лише з урахуванням циркуляції атмосфери.

Найбільш рясні опади в екваторіальних широтах, де річна кількість їх перевершує 1000-2000 мм. На екваторіальних островах Тихого океану випадає до 4000-5000 мм на рік, а на навітряних схилах гір тропічних островів до 10000 мм. Причиною рясних опадів є потужні конвективні струми дуже вологого повітря. На північ і південь від екваторіальних широт кількість опадів зменшується, досягаючи мінімуму близько паралелі 25-35 °, де середня річна їх кількість не більше 500 мм. У внутрішніх частинах континентів і на західних узбережжях дощі місцями не випадають по кілька років. У помірних широтах кількість опадів знову зростає і в середньому становить 800мм на рік; у внутрішній частині континентів їх менше (500, 400 і навіть 250 мм на рік); на берегах Океану більше (до 1000 мм на рік). У високих широтах при низькій температурі і малому вмісті вологи в повітрі річна кількість опадів

Максимальна середня річна кількість опадів випадає в Черрапунджі (Індія) - близько 12 270 мм. Найбільша річна сума опадів там близько 23 000 мм, найменша - більше 7 000 мм. Мінімальна зазначене середня річна кількість опадів - в Асуані (0).

Загальна кількість опадів, що випадають на поверхню Землі, за рік може утворити на ній суцільний шар висотою до 1000 мм.

Сніговий покрив.Сніговий покрив утворюється за рахунок випадання на земну поверхню снігу в умовах досить низької для його збереження температури. Він характеризується висотою і щільністю.

Висота снігового покриву, яка вимірюється в сантиметрах, залежить від кількості опадів, що випали на одиницю поверхні, від щільності снігу (відношення маси до об'єму), від рельєфу місцевості, від рослинного покриву, а також від вітру, що переміщує сніг. У помірних широтах звичайна висота снігового покриву 30-50 см. Найбільша його висота в Росії відзначено в басейні середньої течії Енісея- 110 см. У горах вона може досягати декількох метрів.

Володіючи великим альбедо і великим випромінюванням, сніговий покрив сприяє зниженню температури приземних шарів повітря, особливо в ясну погоду. Мінімальні і максимальні температури повітря над сніговим покривом нижче, ніж в тих же умовах, але при його відсутності.

У полярних і високогірних районах сніжний покрив лежить постійно. У помірних широтах тривалість його залягання різна в залежності від кліматичних умов. Сніговий покрив, що зберігається протягом місяця, називається стійким. Такий сніговий покрив утворюється щорічно на більшій частині території Росії. на крайній Півночі він зберігається 8-9 місяців, в центральних районах - 4-6, на берегах Азовського і Чорного морів сніговий покрив нестійкий. Танення снігу викликано в основному впливом на нього теплого повітря, що приходить з інших районів. Під дією сонячних променів тане близько 36% снігового покриву. Сприяє танення теплий дощ. Швидше тане забруднений сніг.

Сніг не тільки тане, а й випаровується в сухому повітрі. Але випаровування снігового покриву має менше значення, ніж танення.

Зволоження.Для оцінки умов зволоження поверхні абсолютно недостатньо знати тільки суму опадів. При однаковій кількості опадів, але різною випаровуваності умови зволоження можуть бути дуже різними. Для характеристики умов зволоження користуються коефіцієнтом зволоження (К),що є відношенням суми опадів (R)до випаровуваності (Ем)за той же період.

Зволоження зазвичай виражається у відсотках, але можна висловити його дробом. Якщо сума опадів менше випаровуваності, т. Е. Доменше 100% (або Доменше 1), зволоження недостатнє. при Добільше 100% зволоження може бути надмірною, при К \u003d 100% нормальний. Якщо К \u003d 10% (0,1) або менше 10%, говорять про незначному зволоженні.

У напівпустелях До 30%, але 100% (100-150%).

За рік на земну поверхню випадає в середньому 511 тис. Км 3 опадів, з них 108 тис. Км 3 (21%) потрапляють на сушу, інші в Океан. Майже половина всіх опадів випадає між 20 ° с. ш. і 20 ° ю. ш. На полярні області припадає лише 4% опадів.

З поверхні Землі в середньому за рік випаровується стільки ж води, скільки випадає на неї. Основним "; джерелом"; вологи в атмосфері є Океан в субтропічних широтах, де нагрівання поверхні створює умови для максимального випаровування при даній температурі. У тих же широтах на суші, де випаровуваність велика, а випаровуватися нічому, виникають безстічні області і пустелі. Для Океану в цілому баланс води негативний (випаровування більше опадів), на суші позитивний (випаровування менше опадів). Загальний баланс вирівнюється за допомогою стоку "; надлишків"; води з суші в океан.

режим атмосфери Землі досліджений, як ... вплив на радіаційний і тепловоїрежиматмосфери, Визначаючи погоду і ... поверхні. Більша частина теплової енергії, яку отримує атмосфера, Надходить від підстильноїповерхні ...

Безпосередньо сонячними променями нагрівається земна поверхня, а вже від неї - атмосфера. Поверхня отримує і віддає теплоту, називається діяльної поверхнею . В температурному режимі поверхні виділяється добовий і річний хід температур. Добовий хід температур поверхні – зміна температури поверхні протягом доби. Добовий хід температур поверхні суші (сухий і позбавленою рослинності) характеризується одним максимумом близько 13 год і одним мінімумом - перед сходом Сонця. Денні максимуми температури поверхні суші можуть досягати 80 0 С в субтропіках і близько 60 0 С в помірних широтах.

Різниця між максимальною і мінімальною добовою температурою поверхні називається добової амплітудою температури. Добова амплітуда температури може влітку досягати 40 0 \u200b\u200bС, взимку амплітуда добових температур найменша - до 10 0 С.

Річний хід температури поверхні - зміна середньомісячної температури поверхні протягом року, обумовлений ходом сонячної радіації і залежить від широти місця. У помірних широтах максимум температур поверхні суші спостерігається в липні, мінімум - в січні; на океані максимуми і мінімуми запізнюються на місяць.

Річна амплітуда температур поверхні дорівнює різниці між максимальними та мінімальними середньомісячними температурами; зростає зі збільшенням широти місця, що пояснюється зростанням коливань величини сонячної радіації. Найбільших значень річна амплітуда температур досягає на континентах; на океанах і морських берегах значно менше. Найменша річна амплітуда температур відзначається в екваторіальних широтах (2-3 0), найбільша - у субарктических широтах на материках (понад 60 0).

Тепловий режим атмосфери.Атмосферне повітря незначно нагрівається безпосередньо сонячним промінням. Оскільки повітряна оболонка вільно пропускає сонячні промені. Атмосфера нагрівається від підстильної поверхні. Теплота в атмосферу передається конвекцією, адвекцией і конденсацією водяної пари. Шари повітря, нагріваючись від грунту, стають більш легкими і піднімаються вгору, а більш холодний, отже, більш важке повітря опускається вниз. В результаті теплової конвекції йде прогрівання високих шарів повітря. Другий процес передачі теплоти - адвекція - горизонтальний перенос повітря. Роль адвекции полягає в передачі теплоти з найнижчих у високі широти, в зимовий сезон тепло передається від океанів до материків. Конденсація водяної пари - важливий процес, який здійснює передачу теплоти високим верствам атмосфери - при випаровуванні теплота забирається від поверхні, що випаровує, при конденсації в атмосфері ця теплота виділяється.

З висотою температура убуває. Зміна температури повітря на одиницю відстані називається вертикальним температурним градієнтом, в середньому він дорівнює 0,6 0 на 100 м. В той же час хід цього убування в різних шарах тропосфери різний: 0,3-0,4 0 до висоти 1,5 км; 0,5-0,6 - між висотами 1,5-6 км; 0,65-0,75 - від 6 до 9 км і 0,5-0,2 - від 9 до 12 км. У приземному шарі (завтовшки 2 м) градієнти, при перерахунку на 100 м, обчислюються сотнями градусів. В піднімається повітрі температура змінюється адіабатично. адіабатичний процес - процес зміни температури повітря при його вертикальному русі без теплообміну з навколишнім середовищем (в одній масі, без обміну теплом з іншими середовищами).

В описаному розподілі температури по вертикалі нерідко спостерігаються виключення. Буває, що верхні шари повітря тепліше нижніх, прилеглих до землі. Явище це називається температурної інверсії (Збільшення температури з висотою) . Найчастіше інверсія є наслідком сильного охолодження приземного шару повітря, викликаного сильним охолодженням земної поверхні в ясні тихі ночі, переважно взимку. При пересіченому рельєфі холодні маси повітря повільно стікають уздовж схилів і застоюються в улоговинах, западинах і т.п. Інверсії можуть утворюватися і при русі повітряних мас з теплих областей в холодні, так як при натекания підігрітого повітря на холодну підстилаючої поверхню його нижні шари помітно охолоджуються (інверсія стиснення).

Тепловий режим атмосфери

локальна температура

Загальна зміна температури в зафіксованої
географічній точці, залежне і від індивідуальних
змін стану повітря, і від адвекции, називають
локальним (місцевим) зміною.
будь-яку метеорологічну станцію, Що не міняє
свого становища на земній поверхні, можна
розглядати як таку точку.
Метеорологічні прилади - термометри і
термографи, нерухомо поміщені в тому чи іншому
місці, реєструють саме локальні зміни
температури повітря.
Термометр на повітряній кулі, що летить за вітром і,
отже, що залишається в одній і тій же масі
повітря, показує індивідуальне зміна
температури в цій масі.

Тепловий режим атмосфери

Розподіл температури повітря в
просторі і її зміна в часі
Тепловий стан атмосфери
визначається:
1. теплообмінних з навколишнім середовищем
(З підстильної поверхнею, сусідніми
повітряними масами і космічним простором).
2. адіабатична процесами
(Пов'язаними зі зміною тиску повітря,
особливо при вертикальному русі)
3. Процеси адвекции
(Перенесення теплого або холодного повітря, що впливає на температуру в
даній точці)

теплообмін

шляхи теплообміну
1) Радіаційний
при поглинанні
повітрям радіації Сонця і земної
поверхні.
2) Теплопровідність.
3) Випаровування або конденсація.
4) Освіта або плавлення льоду і снігу.

Радіаційний шлях теплообміну

1. Безпосереднє поглинання
сонячної радіації в тропосфері мало;
воно може викликати підвищення
температури повітря всього на величину
близько 0,5 ° в день.
2. Кілька найбільше важить
втрата тепла з повітря шляхом
довгохвильового випромінювання.

B \u003d S + D + Ea - Rк - Rд - eз, кВт / м2
де
S-пряма сонячна радіація на
горизонтальну поверхню;
D - розсіяна сонячна радіація на
горизонтальну поверхню;
Ea - зустрічне випромінювання атмосфери;
Rк і Rд - відбита від підстильної поверхні
коротко- і довгохвильова радіація;
Eз - довгохвильове випромінювання підстильної
поверхні.

Радіаційний баланс підстильної поверхні

B \u003d S + D + Ea- Rк - Rд - eз, кВт / м2
Приймаючи до уваги:
Q \u003d S + D Це сумарна радіація;
Rд - дуже маленька величина і її зазвичай не
враховують;
Rк \u003d Q * Aк, де А -альбедо поверхні;
Ееф \u003d Ез - Ea
отримаємо:
B \u003d Q (1 -Aк) - Ееф

Тепловий баланс підстильної поверхні

Б \u003d Lт-ж * Мп + Lж-г * Мк + Qа + Qп-п
де Lт-ж і Lж-г - теплота плавлення
і пароутворення (конденсації), відповідно;
Мп і Мк-маса води, що беруть участь в
відповідних фазових переходах;
Qа і Qп-п - потік тепла в атмосферу і через
підстилаючої поверхню до нижчого верствам
грунту або води.

поверхні і діяльного шару

Температурний режим підстильної

Підстилаюча поверхню - це
поверхню землі (грунт, вода, сніг і
т. д.), взаімодейвующая з атмосферою
в процесі тепло- і вологообмін.
Діяльний шар - це шар грунту (включаючи
рослинність і сніжний покрив) або води,
бере участь в теплообміні з навколишнім середовищем,
на глибину якого поширюються добові і
річні коливання температури.

10. Температурний режим підстильної поверхні і діяльного шару

Температурний режим підстильної
поверхні і діяльного шару
У грунті сонячна радіація, проникаючи
на глибину в десяті частки мм,
перетвориться в тепло, яке
передається в нижні шари шляхом
молекулярної теплопровідності.
У воді сонячна радіація проникає на
глибини до десятків метрів, а перенесення
тепла в нижні шари відбувається в
внаслідок турбулентного
перемішування, термічної
конвекції і випару

11. Температурний режим підстильної поверхні і діяльного шару

Температурний режим підстильної
поверхні і діяльного шару
Добові коливання температури
поширюються:
в воді - до десятків метрів,
в грунті - менше метра
Річні коливання температури
поширюються:
в воді-до сотень метрів,
в грунті - на10- 20 метрів

12. Температурний режим підстильної поверхні і діяльного шару

Температурний режим підстильної
поверхні і діяльного шару
Тепло, що приходить вдень і влітку на поверхню води, проникає
до значної глибини і нагріває велику товщу води.
Температура верхнього шару і самої поверхні води
підвищується при цьому мало.
У грунті приходить тепло розподіляється в тонкому верхньому
шарі, який, таким чином, сильно нагрівається.
Вночі та взимку вода втрачає тепло з поверхневого шару, але
натомість нього приходить накопичене тепло з нижчих верств.
Тому температура на поверхні води знижується
повільно.
На поверхні ж грунту температура при віддачі тепла падає
швидко:
тепло, накопичене в тонкому верхньому шарі, швидко з нього йде
без поповнення знизу.

13. Температурний режим підстильної поверхні і діяльного шару

Температурний режим підстильної
поверхні і діяльного шару
Днем і влітку температура на поверхні грунту вище, ніж температура на
поверхні води; вночі і взимку нижче.
Добові і річні коливання температури на поверхні грунту більше,
притому значно більше, ніж на поверхні води.
Водний басейн за теплу пору року накопичує в досить потужному шарі
води велика кількість тепла, яке віддає в атмосферу в холодний
сезон.
Грунт протягом теплого сезону віддає ночами більшу частину того тепла,
яке отримує днем, і мало накопичує його до зими.
У середніх широтах за теплу половину року в грунті накопичується 1,5-3
ккал тепла на кожен квадратний сантиметр поверхні.
У холодну пору грунт віддає це тепло атмосфері. Величина ± 1,5-3
ккал / см2 на рік складає річний теплооборот грунту.
Під впливом снігового покриву і рослинного влітку річний
теплооборот грунту зменшується; наприклад, під Ленінградом на 30%.
У тропіках річний теплооборот менше, ніж в помірних широтах, так як
там менше річні відмінності в приплив сонячної радіації.

14. Температурний режим підстильної поверхні і діяльного шару

Температурний режим підстильної
поверхні і діяльного шару
Річний теплооборот великих водойм приблизно в 20
раз більше в порівнянні з річним теплооборот
грунту.
Балтійське море віддає повітрю в холодну пору 52
ккал / см2 і стільки ж накопичує в теплу пору року.
Річний теплооборот Чорного моря ± 48 ккал / см2,
В результаті зазначених відмінностей температура повітря над
морем влітку нижче, а взимку вище, ніж над сушею.

15. Температурний режим підстильної поверхні і діяльного шару

Температурний режим підстильної
поверхні і діяльного шару
Суша швидко нагрівається і швидко
остигає.
Вода повільно нагрівається і повільно
остигає
(Питома теплоємність води в
3 4 рази більше грунту)
Рослинність зменшує амплітуду
добових коливань температури
поверхні грунту.
Сніговий покрив охороняє грунт від
інтенсивної втрати тепла (взимку грунт
менше промерзає)

16.

Основну роль у створенні
температурного режиму тропосфери
відіграє теплообмін
повітря із земною поверхнею
шляхом теплопровідності

17. Процеси, що впливають на теплообмін атмосфери

Процеси, що впливають на теплообмін
атмосфери
1) .Турбулентность
(перемішування
повітря при безладному,
хаотичному русі).
2) .Терміческая
конвекція
(Перенесення повітря в вертикальному
напрямку, що виникає при
нагріванні нижчого шару)

18. Зміни температури повітря

Зміни температури повітря
1).
Періодичні
2). неперіодичних
неперіодичних зміни
температури повітря
Пов'язані з адвекцией повітряних мас
з інших районів Землі
Такі зміни часті і значні в
помірних широтах,
пов'язані вони з циклонічної
діяльністю, в невеликих
масштабах - з місцевими вітрами.

19. Періодичні зміни температури повітря

Добові і річні зміни температури носять
періодичний характер.
добові зміни
Температура повітря змінюється в
добовому ході слідом за температурою
земної поверхні, від якої
відбувається нагрівання повітря

20. Добовий хід температури

Добовий хід температури
Багаторічні криві добового ходу
температури це плавні криві,
схожі на синусоїди.
У кліматології розглядається
добовий хід температури повітря,
осредненний за багаторічний період.

21. на поверхні грунту (1) і в повітрі на висоті 2м (2). Москва (МДУ)

Середній добовий хід температури на поверхні
грунту (1) і
в повітрі на висоті 2м (2). Москва (МДУ)

22. Середній добовий хід температури

Середній добовий хід температури
Температура на поверхні грунту має добовий хід.
Мінімум її спостерігається приблизно через півгодини після
сходу сонця.
До цього часу радіаційний баланс поверхні грунту
стає рівним нулю - віддача тепла з верхньою шару
грунту ефективним випромінюванням врівноважується
зрослим припливом сумарної радіації.
Нерадіаційні же обмін тепла в цей час незначний.

23. Середній добовий хід температури

Середній добовий хід температури
Температура на поверхні грунту зростає до 13- 14 годин,
коли досягає максимуму в добовому ході.
Після цього починається падіння температури.
Радіаційний баланс в післяполуденні години, правда,
залишається позитивним; проте
віддача тепла в денні години з верхнього шару грунту в
атмосферу відбувається не тільки шляхом ефективного
випромінювання, але і шляхом зрослої теплопровідності, а
також при що збільшився випаровуванні води.
Триває і передача тепла в глиб грунту.
Тому температура на поверхні грунту і падає
з 13-14 годин до ранкового мінімуму.

24.

25. Температура поверхні грунту

Максимальні температури на поверхні грунту зазвичай вище,
ніж в повітрі на висоті метеорологічної будки. Це зрозуміло:
вдень сонячна радіація насамперед нагріває грунт, а вже
від неї нагрівається повітря.
У Московській області влітку на поверхні оголеної грунту
спостерігаються температури до + 55 °, а в пустелях - навіть до + 80 °.
Нічні мінімуми температури, навпаки, бувають на
поверхні грунту нижче, ніж в повітрі,
так як, перш за все, грунт вихолоджується ефективним
випромінюванням, а вже від неї охолоджується повітря.
Взимку в Московській області нічні температури на поверхні (в цей час
покритій снігом) можуть падати нижче -50 °, влітку (крім липня) - до нуля. на
сніжної поверхні у внутрішніх районах Антарктиди навіть середня
місячна температура в червні близько -70 °, а в окремих випадках вона може
падати до -90 °.

26. Добова амплітуда температури

Добова амплітуда температури
Це - різниця між максимальною
і мінімальною температурою за добу.
Добова амплітуда температури
повітря змінюється:
за сезонами року,
за широтою,
в залежності від характеру
підстильної поверхні,
в залежності від рельєфу місцевості.

27. Зміни добової амплітуди температури (АСУТ)

зміни

1. Взимку АСУТ менше ніж влітку
2. Зі збільшенням широти А сут. убуває:
на широті 20 - 30 °
на суші А сут. \u003d 12 ° С
на широті 60 ° А сут. \u003d 6 ° С
3. Відкриті простору
характеризуються більшою А сут. :
для степів і пустель середня
АСУТ \u003d 15- 20 ° С (до 30 ° С),

28. Зміни добової амплітуди температури (АСУТ)

зміни
добової амплітуди температури (АСУТ)
4. Близькість водних басейнів
зменшує А сут.
5. На опуклих формах рельєфу
(Вершини і схили гір) А на добу. менше,
ніж на рівнині
6. У увігнутих формах рельєфу
(Улоговини, долини, яри та ін. А на добу. Більше.

29. Вплив грунтового покриву на температуру поверхні грунту

Рослинний покрив зменшує охолодження грунту вночі.
Нічне випромінювання відбувається при цьому переважно з
поверхні самої рослинності, яка і буде найбільш
охолоджуватися.
Грунт же під рослинним покривом зберігає більш високу
температуру.
Однак днем \u200b\u200bрослинність перешкоджає радіаційного
нагрівання грунту.
Добова амплітуда температури під рослинним покривом,
таким чином, зменшена, а середня добова температура
знижена.
Отже, рослинний покрив в загальному охолоджує грунт.
У Ленінградській області поверхню грунту під польовими
культурами може виявитися в денні години на 15 ° холодніше, ніж
грунт під паром. В середньому ж за добу вона холодніше
оголеною грунту на 6 °, і навіть на глибині 5-10 см залишається
різниця в 3-4 °.

30. Вплив грунтового покриву на температуру поверхні грунту

Сніговий покрив охороняє грунт взимку від надмірної втрати тепла.
Випромінювання йде з поверхні самого снігового покриву, а грунт під ним
залишається теплішою, ніж оголена грунт. При цьому добова амплітуда
температури на поверхні грунту під снігом різко зменшується.
У середній смузі Європейської території Росії при сніговому покриві висотою
40-50 см температура поверхні грунту під ним на 6-7 ° вище, ніж
температура оголеною грунту, і на 10 ° вище, ніж температура на
поверхні самого снігового покриву.
Зимове промерзання грунту під снігом досягає глибин близько 40 см, а без
снігу може поширюватися до глибин більше 100 см.
Отже, рослинний покрив влітку знижує температуру на поверхні грунту, а
сніговий покрив взимку, навпаки, її підвищує.
Спільна дія рослинного покриву влітку і снігового взимку зменшує
річну амплітуду температури на поверхні грунту; це зменшення -
близько 10 ° в порівнянні з оголеною грунтом.

31. Поширення тепла в глиб грунту

Чим більше щільність і вологість ґрунту, тим
краще вона проводить тепло, тим швидше
поширюються в глибину і тим глибше
проникають коливання температури.
Незалежно від типу грунту, період коливань
температури не змінюється з глибиною.
Це означає, що не тільки на поверхні, але і на
глибинах залишається добовий хід з періодом в 24
години між кожними двома послідовними
максимумами або мінімумами
і річний хід з періодом в 12 місяців.

32. Поширення тепла в глиб грунту

Аамплітуди коливань з глибиною зменшуються.
Зростання глибини в арифметичній прогресії
призводить до зменшення амплітуди в прогресії
геометричній.
Так, якщо на поверхні добова амплітуда дорівнює 30 °, а
на глибині 20 см 5 °, то на глибині 40 см вона буде вже
менше 1 °.
На деякій порівняно невеликій глибині добова
амплітуда убуває настільки, що стає
практично рівною нулю.
На цій глибині (близько 70-100 см, в різних випадках
різної) починається шар постійної добової
температури.

33. Добовий хід температури в грунті на різних глибинах від 1 до 80 см. Павловська, травень.

34. Річні коливання температури

Амплітуда річних коливань температури зменшується з
глибиною.
Однак річні коливання поширюються до більшої
глибини, що цілком зрозуміло: для їх поширення
є більше часу.
Амплітуди річних коливань зменшуються практично до
нуля на глибині близько 30 м в полярних широтах,
близько 15-20 м в середніх широтах,
близько 10 м в тропіках
(Де і на поверхні грунту річні амплітуди менше,
ніж в середніх широтах).
На цих глибинах починається, шар постійної річної
температури.

35.

Терміни настання максимальних і мінімальних температур
як в добовому, так і в річному ході запізнюються з глибиною
пропорційно їй.
Це зрозуміло, тому що потрібен час для поширення тепла в
глибину.
Добові екстремуми на кожні 10 см глибини запізнюються на
2,5-3,5 години.
Це означає, що на глибині, наприклад, 50 см добовий максимум
спостерігається вже після опівночі.
Річні максимуми і мінімуми запізнюються на 20-30 днів на
кожен метр глибини.
Так, в Калінінграді на глибині 5 м мінімум температури
спостерігається не в січні, як на поверхні грунту, а в травні,
максимум - не в липні, а в жовтні

36. Річний хід температури в грунті на різних глибинах від 3 до 753 см в Калінінграді.

37. Розподіл температури в грунті по вертикалі в різні сезони

Влітку температура від поверхні грунту в глибину падає.
Взимку зростає.
Навесні вона спочатку зростає, а потім зменшується.
Восени спочатку убуває, а потім зростає.
Зміни температури в грунті з глибиною протягом доби або року можна уявити з
допомогою графіка ізоплет.
По осі абсцис відкладається час в годинах або в місцях року,
По осі ординат - глибина в грунті.
Кожній точці на графіку відповідають певний час і певна глибина. на
графік наносять середні значення температури на різних глибинах в різні години або
місяці.
Провівши потім ізолінії, що з'єднують точки з рівними температурами,
наприклад через кожен градус або через кожні 2 градуси, отримаємо сімейство
термоізоплет.
За таким графіком можна визначити значення температури для будь-якого моменту діб
або дня року і для будь-якої глибини в межах графіка.

38. Ізоплети річного ходу температури в грунті в Тбілісі

Ізоплети річного ходу температури в грунті в
Тбілісі

39. Добовий і річний хід температури на поверхні водойм і в верхніх шарах води

Нагрівання, і охолодження поширюється в водоймах на більш
товстий шар, ніж в грунті, і до того ж володіє більшою
теплоємністю, ніж грунт.
Внаслідок цього зміни температури на поверхні води
дуже малі.
Амплітуда їх - близько десятих часток градуса: близько 0,1
0,2 ° в помірних широтах,
близько 0,5 ° в тропіках.
У південних морях СРСР добова амплітуда температури більше:
1-2 °;
на поверхні великих озер в помірних широтах ще більше:
2-5 °.
Добові коливання температури води на поверхні океану
мають максимум близько 15-16 годин і мінімум через 2-3 години
після сходу сонця.

40. Добовий хід температури на поверхні моря (суцільна крива) і на висоті 6 м в повітрі (переривчаста крива) в тропічній

Атлантиці

41. Добовий і річний хід температури на поверхні водойм і в верхніх шарах води

Річна амплітуда коливань температури на поверхні
океану значно більше, ніж добова.
Але вона менше, ніж річна амплітуда на поверхні грунту.
У тропіках вона близько 2-3 °, під 40 ° с. ш. близько 10 °, а під 40 ° ю.
ш. близько 5 °.
На внутрішніх морях і глибоководних озерах можливі
значно більші річні амплітуди - до 20 ° і більше.
Як добові, так і річні коливання поширюються у воді
(Також, звичайно, із запізненням) до великих, глибин, ніж в грунті.
Добові коливання виявляються в море на глибинах до 15
20 м і більше, а річні - до 150-400 м.

42. Добовий хід температури повітря у земної поверхні

Температура повітря змінюється в добовому ході
слідом за температурою земної поверхні.
Оскільки повітря нагрівається і охолоджується від
земної поверхні, амплітуда добового ходу
температури в метеорологічної будки менше,
ніж на поверхні грунту, в середньому приблизно
на одну третину.

43. Добовий хід температури повітря у земної поверхні

Зростання температури повітря починається разом з ростом
температури грунту (хвилин на 15 пізніше) вранці,
після сходу сонця. У 13-14 годин температура грунту,
починає знижуватися.
У 14-15 годин вона зрівнюється з температурою повітря;
з цього часу при подальшому падінні температури
грунту починає падати і температура повітря.
Таким чином, мінімум в добовому ході температури
повітря у земної поверхні припадає на час
незабаром після сходу сонця,
а максимум - на 14-15 годин.

44. Добовий хід температури повітря у земної поверхні

Добовий хід температури повітря досить правильно
проявляється лише в умовах стійкої ясної погоди.
Ще більш закономірним є він в середньому з великого
числа спостережень: багаторічні криві добового ходу
температури-плавні криві, схожі на синусоїди.
Але в окремі дні добовий хід температури повітря може
бути дуже неправильним.
Це залежить від змін хмарності, змінюють радіаційні
умови на земній поверхні, а також від адвекции, т. е. від
припливу повітряних мас з іншою температурою.
В результаті цих причин мінімум температури може зміститися
навіть на денні години, а максимум - на ніч.
Добовий хід температури може взагалі зникнути або крива
добової зміни прийме складну і неправильну форму.

45. Добовий хід температури повітря у земної поверхні

Регулярний добовий хід перекривається або маскується
непериодическими змінами температури.
Наприклад, в Гельсінкі в січні є 24%
ймовірності, що добовий максимум температури
доведеться на час між північчю і першою годиною ночі, і
тільки 13% ймовірності, що він прийде на
проміжок часу від 12 до 14 годин.
Навіть в тропіках, де неперіодичні зміни температури слабкіше, ніж в помірних широтах, максимум
температури припадає на післяполуденні години
тільки в 50% всіх випадків.

46. \u200b\u200bДобовий хід температури повітря у земної поверхні

У кліматології зазвичай розглядається добовий хід
температури повітря, усереднений за багаторічний період.
В такому осреднении добовому ході неперіодичні зміни
температури, що припадають більш-менш рівномірно на
всі години доби, взаємно погашаються.
Внаслідок цього багаторічна крива добового ходу має
простий характер, близький до синусоидальному.
Для прикладу розглянемо добовий хід температури повітря в
Москві в січні і в липні, обчислений за багаторічними
даними.
Обчислювалася багаторічна середня температура для кожної години
січневих або липневих доби, а потім за отриманими середнім
годинним значенням були побудовані багаторічні криві
добового ходу для січня і липня.

47. Добовий хід температури повітря в Москві в січні і в липні. Цифрами нанесені середні місячні температури січня і липня.

48. Добові зміни амплітуди температури повітря

Добова амплітуда температури повітря змінюється по сезонах,
за широтою, а також в залежності від характеру грунту і
рельєфу місцевості.
Взимку вона менше, ніж влітку, так само як і амплітуда
температури підстильної поверхні.
Зі збільшенням широти добова амплітуда температури
повітря убуває, так як зменшується полуденна висота сонця
над горизонтом.
Під широтами 20-30 ° на суші середня за рік добова
амплітуда температури близько 12 °,
під широтою 60 ° близько 6 °,
під широтою 70 ° тільки 3 °.
У найвищих широтах, де сонце не сходить або НЕ
заходить багато днів поспіль, регулярного добового ходу
температури немає зовсім.

49. Вплив характеру грунту і грунтового покриву

Чим більше добова амплітуда температури самої
поверхні грунту, тим більше і добова амплітуда
температури повітря над нею.
В степах і пустелях середня добова амплітуда
досягає 15-20 °, іноді 30 °.
Над рясним рослинним покривом вона менше.
На добової амплітудою позначається і близькість водних
басейнів: в приморських місцевостях вона знижена.

50. Вплив рельєфу

На опуклих формах рельєфу місцевості (на вершинах і на
схилах гір і пагорбів) добова амплітуда температури
повітря зменшена в порівнянні з рівнинною місцевістю.
У увігнутих формах рельєфу (в долинах, ярах і лощинах)
збільшена.
Причина полягає в тому, що на опуклих формах рельєфу
повітря має зменшену площу зіткнення з
підстильної поверхнею і швидко зноситься з неї, замінюючись
новими масами повітря.
У увігнутих же формах рельєфу повітря сильніше нагрівається від
поверхні і більше застоюється в денні години, а вночі
сильніше охолоджується і стікає по схилах вниз. Але у вузьких
ущелинах, де і приплив радіації, і ефективне випромінювання
зменшені, добові амплітуди менше, ніж в широких
долинах

51. Вплив морів і океанів

Малі добові амплітуди температури на поверхні
моря мають наслідком і малі добові амплітуди
температури повітря над морем.
Однак ці останні все ж вище, ніж добові
амплітуди на самій поверхні моря.
Добові амплітуди на поверхні відкритого океану
вимірюються лише десятими частками градуса;
але в нижньому шарі повітря над океаном вони доходять до 1 -
1,5 °),
а над внутрішніми морями і більше.
Амплітуди температури в повітрі підвищені тому, що на
них позначається вплив адвекции повітряних мас.
Також грає роль і безпосереднє поглинання
сонячної радіації нижніми шарами повітря вдень і
випромінювання з них вночі.

52. Зміна добової амплітуди температури з висотою

Добові коливання температури в атмосфері поширюються на
більш потужний шар, ніж добові коливання в океані.
На висоті 300 м над сушею амплітуда добового ходу температури
близько 50% амплітуди у земної поверхні, а крайні значення
температури наступають на 1,5-2 години пізніше.
На висоті 1 км добова амплітуда температури над сушею 1-2 °,
на висоті 2-5 км 0,5-1 °, а денний максимум зміщується на
вечір.
Над морем добова амплітуда температури кілька зростає з
висотою в нижніх кілометрах, але все ж залишається малою.
Невеликі добові коливання температури виявляються навіть
у верхній тропосфері і в нижній стратосфері.
Але там вони визначаються вже процесами поглинання і випромінювання
радіації повітрям, а не впливами земної поверхні.

53. Вплив рельєфу місцевості

В горах, де вплив підстильної поверхні більше, ніж на
відповідних висотах у вільній атмосфері, добова
амплітуда убуває з висотою повільніше.
На окремих гірських вершинах, на висотах 3000 м і більше,
добова амплітуда ще може дорівнювати 3-4 °.
На високих великих плато добова амплітуда температури
повітря того ж порядку, що і в низинах: поглинена радіація
і ефективне випромінювання тут великі, так само як і поверхня
дотику повітря з грунтом.
Добова амплітуда температури повітря на станції Мургаб на
Памірі в середньому річному 15,5 °, тоді як в Ташкенті 12 °.

54.

55. Випромінювання земної поверхні

Верхні шари грунту і води, сніговий
покрив і рослинність самі випромінюють
длинноволновую радіацію; цю земну
радіацію частіше називають власним
випромінюванням земної поверхні.

56. Випромінювання земної поверхні

Абсолютні температури земної поверхні
укладаються між 180 і 350 °.
При таких температурах випускається радіація
практично полягає в межах
4-120 мк,
а максимум її енергії припадає на довжини хвиль
10-15 мк.
Отже, вся ця радіація
інфрачервона, що не сприймається оком.

57.

58. Атмосферне радіація

Атмосфера нагрівається, поглинаючи як сонячну радіацію
(Хоча в порівняно невеликій частці, близько 15% всього її
кількості, що приходить до Землі), так і власне
випромінювання земної поверхні.
Крім того, вона отримує тепло від земної поверхні
шляхом теплопровідності, а також при випаровуванні і
подальшої конденсації водяної пари.
Будучи нагрітої, атмосфера випромінює сама.
Так само як і земна поверхня, вона випромінює невидиму
інфрачервону радіацію приблизно в тому ж діапазоні
довжин хвиль.

59. Зустрічна випромінювання

Велика частина (70%) атмосферної радіації приходить до
земної поверхні, інша частина йде в світове
простір.
Атмосферну радіацію, що приходить до земної поверхні, називають зустрічним випромінюванням
Зустрічним тому, що воно спрямоване назустріч
власному випромінюванню земної поверхні.
Земна поверхня поглинає це зустрічне випромінювання
майже цілком (на 90-99%). Таким чином, воно є
для земної поверхні важливим джерелом тепла в
доповнення до поглиненої сонячної радіації.

60. Зустрічна випромінювання

Зустрічне випромінювання зростає зі збільшенням хмарності,
оскільки хмари самі сильно випромінюють.
Для рівнинних станцій помірних широт середня
інтенсивність зустрічного випромінювання (на кожен
квадратний сантиметр площі горизонтальної земної
поверхні в одну хвилину)
порядку 0,3-0,4 кал,
на гірських станціях - близько 0,1-0,2 кал.
Це зменшення зустрічного випромінювання з висотою
пояснюється зменшенням вмісту водяної пари.
Найбільше зустрічну випромінювання - у екватора, де
атмосфера найбільш нагріта і багата водяною парою.
У екватора 0,5-0,6 кал / см2 хв в середньому,
У полярних широтах до 0,3 кал / см2 хв.

61. Зустрічна випромінювання

Основний субстанцією в атмосфері, що поглинає
земне випромінювання і посилає зустрічне
випромінювання, є водяна пара.
Він поглинає інфрачервону радіацію у великій
області спектра - від 4,5 до 80 мк, за винятком
інтервалу між 8,5 і 11 мк.
При середньому вмісті водяної пари в атмосфері
радіація з довжинами хвиль від 5,5 до 7,0 мк і більше
поглинається майже повністю.
Тільки в інтервалі 8,5-11 мк земне випромінювання
проходить крізь атмосферу в світовий простір.

62.

63.

64. Ефективне випромінювання

Зустрічне випромінювання завжди трохи менше земного.
Вночі, коли сонячної радіації немає, до земної поверхні приходить
тільки зустрічну випромінювання.
Земна поверхня втрачає тепло за рахунок позитивної різниці між
власним і зустрічним випромінюванням.
Різниця між власним випромінюванням земної
{!LANG-bb6efb752482a6f90670c1758fdc54b9!}
{!LANG-a731755b61dbda073e953909450b74f8!}

{!LANG-6d58a9da61ced66c621fe3cc1a143b86!}

{!LANG-9b4da74695ab9c1e8587645fb2f4a34a!}
{!LANG-9a903620f72eb3888b9aeaf0d8e94f1e!}
{!LANG-7b71de630402292ee674b90d8cd7fe7a!}
{!LANG-279cb7fdd89d14636f1174703a3067b2!}

{!LANG-6d337997b0afa339c1f273cbfa4eb1e2!}

{!LANG-65fef64385cd7b5734403b5b594d83df!}
{!LANG-dec18bc87673b2db09af7fff54231183!}
{!LANG-fa638ae8dda98cd4d78f711a1dde2a57!}
{!LANG-d38452d28f64f9f86231842f785ed5de!}
{!LANG-65d8069bafce620ef390435123f23bb0!}
{!LANG-263864eb530c25212576cc1c9f8ea797!}
{!LANG-70fd19f4b1964a2830b8f125cc503975!}

{!LANG-4bb22d058095c694c385ed880b90bc9e!}

{!LANG-11f7c3de973e8824521b8c9778148284!}
{!LANG-565e46920c1c4e21f2c9899210c117e8!}
{!LANG-7e43ac1beb2c21ac3917298a763f76aa!}
{!LANG-74f78b853d27114429e5593c632d12fc!}
{!LANG-bbaa4f7809b1a0a0dde0b0edaeb8ddb8!}
{!LANG-0da235416124b0cfa42d8e6663771026!}
{!LANG-6cc531721f7970b758bf9ba737ad6c99!}
{!LANG-45837a60984f1e48fc59adf847bb4065!}

{!LANG-d99a1a8335c8207519ab3c17770c4b89!}

{!LANG-6278abfe0f402c45bf16ca275cb827fc!}
{!LANG-4ea3f2040aece51dbf0f013debbe366f!}
{!LANG-5692f7df4815a154203af4b693419e0b!}
{!LANG-fdfd702124192c9d4f13bcef1af66e8b!}
{!LANG-35fd6ea8b521d09c9dc953a956682993!}
{!LANG-b30696be38e53d2681b1304e349d5980!}
{!LANG-b789151d049cae7cb9c75288119fc50a!}
{!LANG-cbb56ad56027c160e9fffc5f8e498679!}
{!LANG-9aecf5d6ce98fb9e01b7731f848b08d8!}
{!LANG-cab1e51d55cfcf7ff0b65a4652493710!}

{!LANG-5cdc2038c527d747e1058cf0846308f1!}

{!LANG-09459d1c5c48bf383d239adef0fd752f!}
{!LANG-eb18ef909b0eef0061176a320e809679!}
{!LANG-935c1a267f192f44a79340acd9c0483e!}
{!LANG-0e4e5e4ddcf1b2fa5119ab0eed154e97!}
{!LANG-911568e5a86495c65f56fd67e597c694!}

{!LANG-cb7db30a1fc368327e8c3b44a4579a6e!}

{!LANG-635e789f9b22eb5db04ace52de2730a7!}
{!LANG-cb6fcffc80e8525c71effa967b660409!}
{!LANG-08f3e2300a1a2699ecda83befc192b18!}
{!LANG-f4edd0cb2d2e2359f5dee537c6e24071!}
{!LANG-eb9309fdb0a456d8d439a5685043b8f3!}
{!LANG-4fa103e230484c9fa4efc881e85f38f4!}
{!LANG-d59ac09ce417c4987e308d7a66ddabe9!}
{!LANG-956a7604ce06652f7bfd8264e789c1ce!}
{!LANG-b61df28d2724d15ac4287da0990dcb4a!}
{!LANG-ea19c00e61262337754ccd1c05b25412!}
{!LANG-9a482eb3991a74490f233cceb1654299!}

{!LANG-1ebb78f579869948ca9b821c6b6eba5a!}

{!LANG-86525428c19250ef70304d90e3a7c891!}
{!LANG-f2a97c824490253e83dbccfe273534cb!}
{!LANG-b77ebd89bee88090fa971198056eb5af!}
{!LANG-f07978df9c821ba219bc7f2892df8e63!}
{!LANG-bc8790ded5ef1c4853b8a9422c41ddcd!}
{!LANG-f724155ef3cd83d43204a33fa2b4250f!}
{!LANG-72e3e7fe12b8e4077d569fba884c11f9!}
{!LANG-bd06de1c3389e7ef1af5bc0a4151b193!}

77.

78.

{!LANG-671675ca5894a793db1b752c01e614a3!}

{!LANG-d191a4dc11b9766e1191078d35124bbb!}
{!LANG-a9e4bfa6fa6a1a5e0836807947835f2b!}
{!LANG-e7cfadde9de689abfc8491e56a3fffdd!}
{!LANG-5977f56e639ebf84ae09b9fc94290f2b!}
{!LANG-1f7bd62a94e141d161ed0236d34e48d1!}
{!LANG-544b33f849ae7f8dbb272c615211e4fc!}
{!LANG-437d6666abdc8994c7ee6494344e1a87!}
{!LANG-33a3c3b6cba95ed6278c000331894c61!}

{!LANG-3aa4da060d34bfcead7313a449269a7f!}

{!LANG-6d64bebdc6f4ffd71398dd2016341337!}
{!LANG-159ca93cccc83f22cd01bfe5f3440de8!}
{!LANG-56a5a6df4e1c6f28cfcfec2a520716af!}
{!LANG-a5800b326573a51ff87e21f9d6b4866d!}
{!LANG-562975769fb6a6fbf83860d32d56eda7!}
{!LANG-c82fd95b2d7619e863c4fa8fd356a68c!}
{!LANG-2a198ac94de5cd9af28c332635b148dd!}
{!LANG-6633b8a7c8d1d33b41722faa7ed78f3d!}
{!LANG-a87b9f87a8abeba5f9f44d35f1171921!}
{!LANG-0af60859668eb0113bdf3ce12c8c4a34!}

{!LANG-a0c3b67e84bee1630f198246654ba413!}

{!LANG-d2380de27bfa5ad2aa24163101600eff!}
{!LANG-cef29e4140e94b1f55d4176644cd0eac!}
{!LANG-e23a69fa7b166c107c1ff34cc14a4492!}
{!LANG-10ce9335d407ffa0eea1f9762e56eaf7!}
{!LANG-7634cb648d973ba2f33b2dfc763a6433!}
{!LANG-e18d9cd4689114e2051cdb3d7e108904!}
{!LANG-0f9759327e62a85964d87eed01b064b9!}
{!LANG-9cbdd71d16af1754b7a7ea5eb26513dd!}
{!LANG-89989b21ae2a194d6c61897816f767f0!}
{!LANG-e2ef436a0b6145c2f167d9c1b25f8407!}
{!LANG-316de7050d422e6eea3bfd2a592ddb86!}
простір.
{!LANG-5c05df3b0085c1505ff9b26a8542b346!}
{!LANG-98a54ec5f26ad4c52d55dd8418cd5186!}

{!LANG-d912ea64ceba88aebe11b250fc8bb6ee!}

{!LANG-53f9037d67f0bf848b83970754171ea2!}
{!LANG-c91b28492d5b3d0cc06a802bab029446!}
{!LANG-094e6b31cc7cabf74732ff4dce717f1b!}
{!LANG-5e7cbe4ddddcd47c1d63eaffee42c2a6!}
{!LANG-28709cb348e3db414108c763acf5d67c!}
{!LANG-ea61dc8cf7c934ab66f4376b9e7d92eb!}
{!LANG-c33a7a90fbfd662eee3e8d522bdd368f!}
{!LANG-1fa50b8a29d31fd2065956b4771ca831!}
{!LANG-b8c29580c3a181bb6c80c57615ca81dc!}
{!LANG-13ab303553683939b8637d435fb85456!}
{!LANG-883ff1b803406f8f3293fb6ffcea6bf8!}
{!LANG-3d7a536d14ffe06cea3418d2a9b13f82!}
{!LANG-8ad2c14ece50b3f39676185059727bb1!}
{!LANG-7349872c8d231fa6b3daeb9ee54f20cd!}

{!LANG-995ea5f94b3a708143dc98131527897e!}

{!LANG-68784db80f9d0eb809be404fd886ece6!}
{!LANG-9419cc7d94a008eea23b7a24897bd1df!}
σ
1/4
{!LANG-06f447566617b387f6b8d8212a86d3f7!}
{!LANG-8be536f4c2db82f792f7dd7d949a0592!}
{!LANG-f6dce25d4ab98730c6e3b3e3c2a8438b!}
0
{!LANG-87557cbd9f05a4a875448f6f6b108f35!}

{!LANG-8962b97b7e8858ecb4ff059b5ad85e58!}

{!LANG-43e46738819d54cc9a92aaada23c8e60!}
{!LANG-f7c9a0d7f148f5bf3260002bf7288867!}
{!LANG-6f0ac9526bd728d9875c47967b29d920!}
{!LANG-a2a1d8261c851cc4fd1c88b046ad6e6d!}
{!LANG-acbd3e69ba4d6fa2db09070351f47292!}

{!LANG-ab89d12a90035c6abf816543bcfe290c!}

{!LANG-3d020eab3133fddc9f1d4e6690446990!}

{!LANG-6aaf1a547e0405343725939d473b73ac!}

{!LANG-cf87f1cb913004d95d9d647bd05585ff!} {!LANG-ce26c22e628928b12a00724bc8e7c3ae!}{!LANG-80492bde978b5c6393f3756503eda2d9!}

{!LANG-9832738302f38939bad9563217e31555!}

{!LANG-7e762414b349a71819e56c8f7267ea26!} {!LANG-0c3aad20229c7d860cf60648cff46121!}{!LANG-18dd18e7440b97fcdc71e52c7f32b757!}

{!LANG-826d336665a6105ca057d01a70160aeb!}

{!LANG-26c38b7ca301bc3a2db34064c981a6fd!}

{!LANG-f8c4170889b026df7a0e45d73d358e9b!}

{!LANG-c18819c6b2c5fee55e2bf8f1e32baa96!}

{!LANG-7b7be0fb4fca1095dda05e368ed89e85!}

{!LANG-679089beb0ee99773c35561c78a9f56f!} {!LANG-e799bc8ef8149926d7867bd3c2e7eaa6!}{!LANG-aaa27846a14a4ceab978476d9a62b610!}

{!LANG-3ec2299b6c09271dfe8fcf2c68082368!} {!LANG-337ab53af79fecbffb7cc1e21f45904f!}{!LANG-3552251e811527877678309156c47e37!}

{!LANG-9ef3d682e5b71a2da162ca778222f96b!}

{!LANG-d143ad924fd9c0cbd8cede27c6defa49!} {!LANG-6ff661b84538d88d202c6fdfb7709099!}{!LANG-de80c866a5a2ffad12cceed02eccf780!}

{!LANG-ae7e699533d3897cb9713117e7e56265!}

{!LANG-ac6f95461d23dbd6ba493552390d3cf4!}

{!LANG-6e92ffcf32a1829a6f7595e3c28ff8ed!}

{!LANG-d46d03eccd40ac746688e43096298381!}

{!LANG-21bb2b3e46320992ff1e8a1a0c7162a3!} діяльної.Температура діяльної поверхні, її величина і зміна (добовий і річний хід) визначаються тепловим балансом.

{!LANG-710d2b583fcf85d6727a567ed87717e4!}

{!LANG-3393be9cfa5a111ae653b39a953c8875!}

{!LANG-202aa5d7377ba5cb4112baa15eb8924d!}

{!LANG-3a02d95f7e5168a7c2c97676c4794f22!}

{!LANG-d73d35cff06f1346c995b063e209947e!} постійної добової температури.

{!LANG-41c7dc40664d2d160bd680145756c524!}

{!LANG-f3eb323de00cdb988f7a03d927c57fea!}

{!LANG-e2c5cde2347140a923512804884183c7!}

Тепловий режим нижнього шару атмосфери.

Повітря нагрівається в основному не сонячними променями безпосередньо, а за рахунок передачі йому тепла підстильної поверхнею (процеси випромінювання і теплопровідності). Найважливішу роль в перенесенні тепла від поверхні в вищерозміщені шари тропосфери грають турбулентний теплообмін і передача прихованої теплоти пароутворення. Безладний рух частинок повітря, викликане його нагріванням нерівномірно нагрітої підстильної поверхні, називають термічної турбулентністюабо термічної конвекцією.

Якщо замість дрібних хаотичних рухомих вихорів починають переважати потужні висхідні (терміки) і менш потужні спадні рухи повітря, конвекція називається впорядкованою.{!LANG-333c074832fa93880599fe2c544ad003!}

{!LANG-1a41a39df3469e9d165ddff0a6c156f8!}

В піднімається повітрі температура змінюється внаслідок адіабатичного{!LANG-0621a04efb6beb19baab12da8eab285c!}

{!LANG-fe1f95c41de7382360c41cc6e6f8dcef!}

{!LANG-4deb64077b7850509b7a49e4397f2d42!}

{!LANG-38d5f73e0916992e81de700b9dcd6302!} псевдоадіабатіческім.

{!LANG-82cbb977576dac47c32ce647569a7669!}

Зростання температури з висотою називається інверсією, А шар повітря, в якому температура з висотою зростає, - шаром інверсії.В атмосфері майже завжди можна спостерігати шари інверсії. У земної поверхні при сильному її охолодженні в результаті випромінювання виникає радіаційна інверсія{!LANG-333ee487396c490a80bf265bcc14df31!}

Посиленню інверсії сприяють умови рельєфу: холодне повітря стікає в зниження і там застоюється. Такі інверсії називаються орографическими.Потужні інверсії, звані адвентивними,{!LANG-8e7d169549d58e3c8d2afca7a5e25c2f!}

З явищем інверсії температури в приземному шарі повітря пов'язані заморозки. заморозки -{!LANG-c1d0a860ec1e91f189526670b144aa0e!}

Тепловий стан атмосфери впливає на поширення в ній світла. У тих випадках, коли температура з висотою різко змінюється (підвищується або знижується), виникають міражі.

{!LANG-f00c9aa92c6c2ee5b7dd370d91559d12!}

{!LANG-0c654e2e62bc4e2ddf1552546ecd0b43!}

{!LANG-51040815f18fecfdc9b81e1e99b612c5!}

{!LANG-623a8d1c977e52d95aa1bd94cac46fb7!}

Виділяють чотири типи річного ходу температури за величиною амплітуди і за часом настання крайніх температур.

екваторіальний типхарактеризується двома максимумами (після моментів рівнодення) і двома мінімумами (після моментів сонцестояння). Амплітуда над Океаном близько 1 °, над сушею - до 10 °. Температура весь рік позитивна.

Тропічний тип -один максимум (після літнього сонцестояння) і одні мінімум (після зимового сонцестояння). Амплітуда над Океаном - близько 5 °, на суші - до 20 °. Температура весь рік позитивна.

Помірний тип -один максимум (в північній півкулі над сушею в липні, над Океаном в серпні) і один мінімум (в північній півкулі над сушею в січні, над Океаном в лютому). Чітко виділяються чотири сезони: теплий, холодний і два перехідних. Річна амплітуда температури збільшується зі збільшенням широти, а також у міру віддалення від Океану: на узбережжі 10 °, далеко від Океану - до 60 ° і більше (в Якутську - -62,5 °). Температура в холодний сезон негативна.

Полярний тип -{!LANG-b536143baf11ca6ec34135f843a2276e!}

Розподіл температури повітря у підстильної поверхні.

{!LANG-8500575ea2813deee135bab110cea680!}

{!LANG-eaeda241c06802fbd5e41443526fb0bc!}

Якщо відзначити на різних меридіанах найвищі середні річні або місячні температури і з'єднати їх, отримаємо лінію теплового максимуму,{!LANG-dbc12b669bddd4f28c1e19f76dfbb178!}

{!LANG-2fce91e3b93cf9de68db4ea8cbeb2957!}

За межі теплових (температурних) поясів приймають ізотерми. Теплових поясів сім:

жаркий пояс{!LANG-696346766f5a2e9bf81791604dde0351!}

{!LANG-f4deb5ec519ed0f0f1b5c152450e69e5!} холодних пояса, Що знаходяться між изотермой + 10 ° і та найтеплішого місяця;

{!LANG-054a719aa580d9970ade27b2d1059e83!} пояса морозу, Розташовані близько полюсів і обмежені изотермой 0 ° найтеплішого місяця. У північній півкулі це Гренландія і простір біля північного полюса, в південному - область всередині паралелі 60 ° ю. ш.

Температурні пояса - основа кліматичних поясів.{!LANG-30fc4a16a9769b922487e77708ca34cd!}