A földfelszín és a légkör termikus rezsimje. Az alatta lévő felszín és a légkör felfűtése Az alatta lévő felszín és a légkör termikus rezsimje röviden

A talaj az éghajlati rendszer egyik alkotóeleme, amely a legaktívabb akkumulátor naphő a földfelszínre érve.

A felszín alatti hőmérséklet napi lefutásának egy maximuma és egy minimuma van. A minimum napkelte körül, a maximum délután következik be. A napi ciklus fázisa és napi amplitúdója függ az évszaktól, az alatta lévő felszín állapotától, a csapadék mennyiségétől és a csapadék mennyiségétől, valamint az állomások elhelyezkedésétől a talaj típusától és mechanikai összetételétől.

A mechanikai összetétel szerint a talajokat homokos, homokos és agyagos talajra osztják, amelyek hőkapacitásuk, hődiffúzivitása és genetikai tulajdonságai (különösen színük) különböznek egymástól. A sötét talaj több napsugárzást nyel el, ezért jobban felmelegszik, mint a világos talaj. Homokos és homokos agyagos talajok, jellemzi a kisebb, melegebb, mint az agyagos.

A felszín alatti hőmérséklet éves lefutása egyszerű periodicitást mutat, télen a minimum, nyáron a maximum. Oroszország területének nagy részén a legmagasabb talajhőmérséklet júliusban figyelhető meg Távol-Kelet az Ohotszki-tenger part menti sávjában, júliusban és augusztusban, a Primorsky Krai déli részén augusztusban.

Az év nagy részében az alatta lévő felszín maximális hőmérsékletei a talaj szélsőséges termikus állapotát jellemzik, és csak a leghidegebb hónapokban a felszínt.

Az alatta lévő felszín maximális hőmérsékletének eléréséhez kedvező időjárási viszonyok: gyengén felhős idő, amikor a napsugárzás beáramlása maximális; alacsony szélsebesség vagy nyugalom, mivel a szélsebesség növekedése növeli a nedvesség elpárolgását a talajból; kis mennyiségű csapadék, mivel a száraz talajt alacsonyabb hő- és termikus diffúzió jellemzi. Ezenkívül a száraz talajban kevesebb hőfelhasználás szükséges a párolgáshoz. Így az abszolút hőmérsékleti maximumok általában a legtisztább napsütéses napokon, száraz talajon és általában a délutáni órákban figyelhetők meg.

Az alapfelszíni hőmérséklet abszolút éves maximumaiból származó átlagok földrajzi eloszlása ​​hasonló a talajfelszín nyári hónapok havi átlaghőmérsékleteinek izogeotermáinak eloszlásához. Az izogeotermák főleg szélességi irányúak. A tengerek talajfelszín hőmérsékletére gyakorolt ​​hatása abban nyilvánul meg, hogy Japán nyugati partvidékén, valamint Szahalinon és Kamcsatkán az izogeotermek szélességi iránya felborul és a meridionálishoz közelít (megismétli a partvonal körvonalait). ). Oroszország európai részén a felszín alatti hőmérséklet abszolút éves maximumának átlaga az északi tengerek partján 30-35°C és a Rosztov déli részének 60-62°C között mozog. Régió, Krasznodar és Sztavropol területen, a Kalmük Köztársaságban és a Dagesztáni Köztársaságban. A területen a talajfelszíni hőmérséklet abszolút éves maximumainak átlaga 3-5°C-kal alacsonyabb, mint a közeli sík területeken, ami a terület csapadék- és talajnedvesség-növekedésére gyakorolt ​​hatásával függ össze. Az uralkodó szelektől dombokkal lezárt síkságterületeket a csapadék csökkenése és a szélsebesség csökkenése, és ennek következtében a talajfelszín szélsőséges hőmérsékletének megnövekedett értéke jellemzi.

A legtöbb gyors növekedés szélsőséges hőmérséklet északról délre az erdőből és a zónákból a zónába való átmenet zónájában fordul elő, ami a sztyeppei zónában a csapadék csökkenésével és a talaj összetételének megváltozásával jár. Délen, a talaj általában alacsony nedvességtartalma mellett, ugyanazok a talajnedvesség-változások az egymástól mechanikai összetételben eltérő talajok jelentősebb hőmérsékleti különbségeinek felelnek meg.

Ugyancsak élesen csökken az alatta lévő felszín hőmérsékletének abszolút éves maximumának átlaga délről északra Oroszország európai részének északi régióiban, az erdőzónából a zónákba és a tundrába történő átmenet során. túlzott nedvesség. Oroszország európai részének északi régiói, többek között az aktív ciklonális aktivitás miatt, a déli régióktól a megnövekedett felhőzetben különböznek, ami élesen csökkenti a napsugárzás érkezését. a Föld felszíne.

Oroszország ázsiai részén a legalacsonyabb átlagos abszolút maximumok a szigeteken és északon fordulnak elő (12-19°C). Ahogy haladunk dél felé, az extrém hőmérsékletek emelkednek, és Oroszország európai és ázsiai részének északi részén ez a növekedés élesebben jelentkezik, mint a terület többi részén. A minimális csapadékmennyiségű területeken (például a Lena és az Aldan folyók között) megnövekedett szélsőséges hőmérsékletű területeket különböztetünk meg. Mivel a régiók nagyon összetettek, a talajfelszín szélsőséges hőmérsékletei a domborzat különböző formáiban (hegyvidékek, medencék, síkságok, nagy szibériai folyók völgyei) található állomások esetében nagymértékben eltérnek egymástól. Az alapfelszíni hőmérséklet abszolút éves maximumának átlagértékei Oroszország ázsiai részének déli részén érik el a legmagasabb értékeket (a tengerparti területek kivételével). A Primorsky Krai déli részén az abszolút éves maximumok átlaga alacsonyabb, mint az azonos szélességi körön található kontinentális régiókban. Itt értékük eléri az 55-59°C-ot.

Az alatta lévő felszín minimumhőmérséklete is egészen sajátos körülmények között figyelhető meg: a leghidegebb éjszakákon, napkeltéhez közeli órákban, anticiklonális időjárási körülmények között, amikor az alacsony felhőzet kedvez a maximális hatásos sugárzásnak.

Az átlagos izogeotermák eloszlása ​​az alapul szolgáló felszíni hőmérséklet abszolút éves minimumaiból hasonló a minimális levegőhőmérsékletek izotermáinak eloszlásához. Oroszország területének nagy részén, a déli és északi régiók kivételével, az alatta lévő felszín abszolút éves minimumhőmérsékletének átlagos izogeotermája meridionális orientációt vesz fel (nyugatról keletre csökken). Oroszország európai részén az alatta lévő felszín abszolút éves minimumhőmérsékletének átlaga a nyugati és déli régiók -25°C-tól a keleti és különösen az északkeleti régiók -40 ... -45°C-ig terjed. (Timan Ridge és Bolshezemelskaya tundra). Az abszolút éves hőmérsékleti minimumok legmagasabb átlagértékei (–16…–17°C) a Fekete-tenger partján fordulnak elő. Oroszország ázsiai részének nagy részén az abszolút éves minimumok átlaga -45 ... -55 ° С között változik. A hőmérséklet ilyen jelentéktelen és meglehetősen egyenletes eloszlása ​​hatalmas területen a szibériai hatásnak kitett területeken a minimális hőmérséklet kialakulásának feltételeinek egységességéhez kapcsolódik.

Kelet-Szibéria összetett domborzatú területein, különösen a Szaha Köztársaságban (Jakutia), a sugárzási tényezők mellett a domborzati jellemzők jelentős hatással vannak a minimumhőmérséklet csökkenésére. Itt a mélyedésekben és medencékben fekvő hegyvidéki vidék nehéz körülményei között különösen kedvező feltételek jönnek létre az alatta lévő felszín hűtésére. A Szaha Köztársaságban (Jakutia) a legalacsonyabb az alapfelszíni hőmérséklet abszolút éves minimumának átlagértéke Oroszországban (–57…–60°С).

A sarkvidéki tengerek partjain az aktív téli ciklonális tevékenység kialakulása miatt a minimum hőmérsékletek magasabbak, mint a belső területeken. Az izogeotermák közel szélességi irányúak, és az abszolút éves minimumok átlagának északról délre történő csökkenése meglehetősen gyorsan megy végbe.

A tengerparton az izogeotermák megismétlik a partok körvonalait. Az aleut minimum befolyása az évi abszolút minimumok átlagának növekedésében nyilvánul meg tengerparti zónaösszehasonlítva hátország, különösen a Primorsky Krai déli partján és Szahalinon. Az éves abszolút minimumok átlaga itt –25…–30°C.

A talaj fagyása a hideg évszak negatív levegőhőmérsékletének nagyságától függ. A talaj fagyását megakadályozó legfontosabb tényező a hótakaró jelenléte. Jellemzői, mint a képződés ideje, teljesítménye, előfordulási időtartama meghatározzák a talaj fagyásának mélységét. A hótakaró késői kialakulása hozzájárul a talaj nagyobb fagyásához, mivel a tél első felében a talajfagyás intenzitása a legnagyobb, és fordítva, a hótakaró korai kialakulása megakadályozza a talaj jelentős fagyását. A hótakaró vastagságának hatása az alacsony léghőmérsékletű területeken a legkifejezettebb.

Ugyanabban a mélységben a fagyás függ a talaj típusától, mechanikai összetételétől és páratartalmától.

Például Nyugat-Szibéria északi régióiban, alacsony és vastag hótakaróval, a talaj fagyásának mélysége kisebb, mint a délibb és melegebb régiókban, ahol kicsi. Különös kép játszódik le az instabil hótakarójú régiókban (Oroszország európai részének déli régiói), ahol ez hozzájárulhat a talaj fagyásának mélységének növekedéséhez. Ennek oka az a tény, hogy a fagy és az olvadás gyakori változásával a vékony hótakaró felületén jégkéreg képződik, amelynek hővezető képessége többszöröse a hó és a víz hővezető képességének. Ilyen kéreg jelenlétében a talaj sokkal gyorsabban lehűl és lefagy. A növénytakaró jelenléte hozzájárul a talajfagyás mélységének csökkenéséhez, mivel megtartja és felhalmozza a havat.

Küldje el a jó munkát a tudásbázis egyszerű. Használja az alábbi űrlapot

Diákok, végzős hallgatók, fiatal tudósok, akik a tudásbázist tanulmányaikban és munkájukban használják, nagyon hálásak lesznek Önnek.

közzétett http://www.allbest.ru/

Hőmérséklet rezsimmögöttes felület

1 . Az alatta lévő felület hőmérsékleti viszonyai és aktivitásaOréteg

hőmérsékletű talajműszer

Az alatta lévő vagy aktív felület a föld felszíne (talaj, víz, hó stb.), amely a hő- és nedvességcsere folyamatában kölcsönhatásba lép a légkörrel.

Az aktív réteg egy talajréteg (beleértve a növényzetet és a hótakarót) vagy vízréteg, amely részt vesz a hőcserében környezet, és amelynek mélységéig terjednek a napi és éves hőmérséklet-ingadozások.

Az alatta lévő felület termikus állapota jelentősen befolyásolja az alsó légrétegek hőmérsékletét. Ez a magassággal csökkenő hatás még a felső troposzférában is kimutatható.

A talaj és a víz termikus viszonyai között különbségek vannak, ami a termofizikai tulajdonságaik és a felszíni és az alatta lévő rétegek közötti hőcsere-folyamatok különbségével magyarázható.

A talajban a rövidhullámú napsugárzás tizedmilliméter mélységig hatol, ahol hővé alakul. Ezt a hőt molekuláris hővezetéssel adják át az alatta lévő rétegeknek.

A vízben a napsugárzás átlátszóságától függően akár több tíz méteres mélységig is behatol, a hőátadás a mélyrétegekbe turbulens keveredés, termikus konvekció, párolgás eredményeképpen történik.

A víztestekben a turbulenciát elsősorban a hullámok és az áramlatok okozzák. Éjszaka és a hideg évszakban termikus konvekció alakul ki, amikor a felszínen lehűlt víz a megnövekedett sűrűség miatt lesüllyed, és az alsóbb rétegekből melegebb víz váltja fel. A tengerfelszínről történő jelentős párolgás következtében a felső vízréteg sósabbá és sűrűbbé válik, ami több meleg víz leszáll a felszínről a mélybe. Ezért a víz napi hőmérséklet-ingadozása több tíz méter mélységig terjed, a talajban pedig kevesebb, mint egy méter. A víz hőmérsékletének éves ingadozása több száz méter mélységig terjed, a talajban pedig csak 10-20 m; azok. a talajban a hő egy vékony felső rétegben koncentrálódik, amely pozitív sugárzási mérleggel felmelegszik, negatív sugárzással lehűl.

Így a föld gyorsan felmelegszik és gyorsan lehűl, míg a víz lassan melegszik fel és lassan hűl le. A víztestek nagy hőtehetetlenségét az is elősegíti, hogy a víz fajhőkapacitása 3-4-szer nagyobb, mint a talajé. Ugyanezen okok miatt a napi és éves hőmérsékletingadozás a talajfelszínen sokkal nagyobb, mint a vízfelszínen.

A talajfelszín hőmérsékletének napi alakulását tiszta időben egy szinuszos görbe ábrázolja. Ugyanakkor a hőmérsékleti minimumot röviddel napkelte után figyeljük meg, amikor a sugárzási egyensúly "-"-ról "+"-ra vált. A maximumhőmérséklet 13-14 óra körül alakul, a napi hőmérséklet-ingadozás egyenletességét zavarhatja a felhőzet jelenléte, csapadék, advekciós változások.

A napi maximum és minimum hőmérséklet különbsége a napi hőmérsékleti amplitúdó.

A talajfelszíni hőmérséklet napi ingadozásának amplitúdója a Nap déli magasságától függ, i.e. a hely szélességi fokán és az évszakon. Nyáron tiszta időben mérsékelt övi szélességi körök a csupasz talaj hőmérsékleti amplitúdója elérheti az 55 ° C-ot, a sivatagokban pedig a 80 ° C-ot és még többet. Felhős időben az amplitúdó kisebb, mint tiszta időben. A felhők nappal késleltetik a közvetlen napsugárzást, éjszaka pedig csökkentik az alatta lévő felszín effektív sugárzását.

A talaj hőmérsékletét a növényzet és a hótakaró befolyásolja. A növénytakaró csökkenti a talajfelszíni hőmérséklet napi ingadozásának amplitúdóját, mivel megakadályozza annak felmelegedését. napsugarak nappal, éjszaka pedig véd a sugárzással szemben. Ezzel párhuzamosan a talajfelszín napi középhőmérséklete is csökken. Az alacsony hővezető képességű hótakaró megvédi a talajt az intenzív hőveszteségtől, miközben a napi hőmérsékleti amplitúdó meredeken csökken a csupasz talajhoz képest.

Az év során a maximális és minimális havi átlaghőmérséklet közötti különbséget éves hőmérsékleti amplitúdónak nevezzük.

Az alatta lévő felület hőmérsékleti amplitúdója az éves lefolyásban a szélességi foktól függ (a trópusokon - a minimum), és a szélességi körrel növekszik, ami összhangban van a napsugárzás havi összegeinek éves amplitúdójának meridiánirányának változásával. szoláris éghajlat.

A talajban a hő eloszlása ​​a felszíntől a mélységig nagyjából megfelel Fourier törvény. A talaj típusától és nedvességtartalmától függetlenül a hőmérséklet-ingadozás időszaka nem változik a mélységgel, pl. mélységben a napi ingadozás 24 órás periódussal, az éves változásban 12 hónapos periódussal fennmarad. Ebben az esetben a hőmérséklet-ingadozások amplitúdója a mélységgel csökken.

Egy bizonyos mélységben (körülbelül 70 cm, a szélességtől és az évszaktól függően) egy állandó napi hőmérsékletű réteg kezdődik. Az éves ingadozások amplitúdója közel nullára csökken körülbelül 30 m mélységben a sarki régiókban, körülbelül 15-20 m - a mérsékelt övi szélességeken. A maximum- és minimumhőmérséklet napi és éves változásban is később jelentkezik, mint a felszínen, és a késés egyenesen arányos a mélységgel.

A talajhőmérséklet mélységi és időbeni eloszlását vizuálisan ábrázolja a termikus izopletták grafikonja, amely a hosszú távú átlagos havi talajhőmérsékletek alapján épül fel (1.2. ábra). A grafikon függőleges tengelyén a mélységeket, a vízszintes tengelyen a hónapokat ábrázoljuk. A grafikonon lévő egyenlő hőmérsékletű egyeneseket termikus izopleteknek nevezzük.

A vízszintes vonal mentén haladva nyomon követheti a hőmérséklet változását egy adott mélységben az év során, a függőleges vonal mentén történő mozgás pedig képet ad a hőmérséklet változásáról a mélységgel egy adott hónapban. A grafikonon látható, hogy a felszínen a maximális éves hőmérsékleti amplitúdó a mélységgel csökken.

A víztestek felszíni és mélyrétegei, valamint a szárazföld közötti hőátadási folyamatok fenti különbségei miatt a víztestek felszínének hőmérsékletének napi és éves változása jóval kisebb, mint a szárazföldé. Így az óceán felszíni hőmérsékletének napi amplitúdója a mérsékelt övi szélességeken 0,1-0,2 °C, a trópusokon pedig körülbelül 0,5 °C. Ugyanakkor a hőmérsékleti minimum 2-3 órával napkelte után figyelhető meg, a maximum pedig körülbelül 15-16 óra.Az óceán felszíni hőmérséklet-ingadozásainak éves amplitúdója sokkal nagyobb, mint a napi. A trópusokon körülbelül 2-3 ° C, a mérsékelt övi szélességeken körülbelül 10 ° C. A napi ingadozások 15-20 m mélységben, az éves ingadozások pedig 150-400 m-ig terjednek.

2 Műszerek az aktív réteg hőmérsékletének mérésére

Talajfelszíni hőmérséklet, hótakaró mérése és állapotának meghatározása.

A talaj és a hótakaró felszíne az alatta lévő felszín, amely közvetlenül kölcsönhatásba lép a légkörrel, elnyeli a nap- és légköri sugárzást, és magába a légkörbe sugároz, részt vesz a hő- és nedvességcserében, és befolyásolja az alatta lévő talajrétegek hőháztartását.

A talaj és a hótakaró hőmérsékletének mérésére a megfigyelési időszakban a higanyos meteorológiai hőmérő TM-3-10 és +85° С közötti skálahatárokkal; -25 és +70 ° С között; -35 és +60° С között, 0,5° С skálaosztási értékkel. A mérési hiba -20° С feletti hőmérsékleten ±0,5° С, ennél nagyobb alacsony hőmérsékletek± 0,7 ° С. Az időszakok közötti szélsőséges hőmérsékletek meghatározásához, hőmérők maNak nekSimal TM-1És minimális TM-2(ugyanúgy, mint a levegő hőmérsékletének meghatározásánál a pszichometrikus fülkében).

A talajfelszíni hőmérséklet és hótakaró mérése a meteorológiai lelőhely déli részén, 4x6 m nagyságú, árnyékolatlan területen történik. Nyáron a méréseket csupasz, fellazított talajon végezzük, amelyhez tavasszal felásják a helyet.

A hőmérők leolvasása 0,1 ° C-os pontossággal történik. A talaj és a hótakaró állapotát vizuálisan értékelik. Hőmérsékletméréseket és az alatta lévő felület monitorozását egész évben végezzük.

Hőmérsékletmérés a termőtalajban

A hőmérséklet mérése a talaj felső rétegében, kifejezéstOhigany meteorológiai forgattyús mérő (Savinova) TM-5(4 db-os hőmérőből álló készletként készül a talaj hőmérsékletének mérésére 5, 10, 15, 20 cm mélységben). Mérési határok: -10 és +50° С között, skálaosztás értéke 0,5° С, mérési hiba ±0,5° С. Hengeres tartályok. A hőmérők a tartálytól 2-3 cm-re helyenként 135°-os szögben hajlottak, így a hőmérőket úgy szerelhetjük fel, hogy a tartály és a hőmérő egy része a hajlítás előtt vízszintes helyzetben legyen a talajréteg alatt, egy része pedig a skálával ellátott hőmérő a talaj felett helyezkedik el.

A tározótól a skála elejéig tartó területen lévő kapillárist hőszigetelő héj borítja, ami csökkenti a tározója felett fekvő talajréteg hőmérőjének leolvasására gyakorolt ​​hatást, pontosabb hőmérsékletmérést biztosít abban a mélységben, ahol a tározó található.

A Savinov-féle hőmérőkkel végzett megfigyeléseket ugyanazon a helyen végezzük, ahol a talajfelszín hőmérsékletének mérésére szolgáló hőmérőket szerelik fel, ugyanakkor és csak az év meleg szakaszában. Amikor a hőmérséklet 5 cm-rel 0 ° C alá esik, hőmérőket ásnak ki, amelyeket tavasszal szerelnek fel, miután a hótakaró elolvadt.

Talaj és talajhőmérséklet mérése mélységben természetes burkolat alatt

A talaj hőmérsékletének mérésére szolgál hőmérő higany meteorológiai talajmély TM-10. Hossza 360 mm, átmérője 16 mm, a skála felső határa + 31 és +41 ° C között, alsó határa -10 és -20 ° C között van. A skála osztása 0,2 ° C, a mérési hiba pozitív hőmérsékleten ±0, 2 ° С, negatív ± 0,3 ° С.

A hőmérő műanyag műanyag keretbe van helyezve, amelynek alján a hőmérő tartálya körül rézreszelékkel töltött réz vagy sárgaréz kupak záródik. A keret felső végére egy fa rúd van rögzítve, melynek segítségével a hőmérőt a talaj hőmérsékletének mérési mélységében a talajban található ebonit csőbe merítik.

A mérések a meteorológiai lelőhely délkeleti részén természetes növényzettel rendelkező 6x8 m-es területen történnek. A kipufogógáz talajmélység-hőmérőit a kelet-nyugati vonal mentén helyezik el egymástól 50 cm távolságra, 0,2 mélységben; 0,4; 0,8; 1,2; 1,6; 2,4; 3,2 m mélység szerint növekvő sorrendben.

50 cm-es hótakaróig a cső talaj felett kiálló része 40 cm, magasabb hótakaró magasság esetén - 100 cm A külső (ebonit) csövek beépítése fúróval történik annak érdekében kevésbé zavarják a talaj természetes állapotát.

Kipufogógáz-hőmérő megfigyeléseket végeznek egész évben, naponta 0,2 és 0,4 m mélységben - mind a 8 időszakban (kivéve azt az időszakot, amikor a hó magassága meghaladja a 15 cm-t), más mélységekben - naponta 1 alkalommal.

Felszíni víz hőmérséklet mérése

A méréshez 0,2 ° C-os osztásértékű higanyhőmérőt használnak, amely -5 és + 35 ° C közötti skálahatárokkal rendelkezik. A hőmérő egy keretben van elhelyezve, amely úgy van kialakítva, hogy a felemelés után mentse a hőmérő állását. a víztől, valamint véd a mechanikai sérülésektől. A keret egy üvegből és két csőből áll: külső és belső.

A keretben lévő hőmérőt úgy kell elhelyezni, hogy a skálája a csövek réseihez képest, a hőmérő tartálya pedig az üveg középső részében legyen. A kereten van egy bilincs a kábelhez való rögzítéshez. A hőmérő bemerítésekor a nyílás a külső burkolat elfordításával záródik, majd felemelés és leolvasás után kinyílik. A hőmérő tartási ideje a ponton 5-8 perc, a vízbe való behatolás legfeljebb 0,5 m.

Az Allbest.ru oldalon található

Hasonló dokumentumok

A hótakaró szerkezetét és fizikai tulajdonságait meghatározó főbb feltételek. Az alatta lévő hófelület jellegének és a hótakarón belüli hőmérsékleti rezsimnek a hatása. A hótakaró magasságának extrém és átlagos értékei Perm Területén.

szakdolgozat, hozzáadva 2013.02.21


A meteorológiai értékek napi lefolyásának megfigyelése, nyilvántartása a meteorológiai állomás adatai szerint. A talaj és a levegő felszíni hőmérsékletének napi alakulása, a vízgőznyomás, relatív páratartalom, légköri nyomás, a szél iránya és sebessége.

absztrakt, hozzáadva: 2009.10.01


Átlagos többéves napi hőmérsékleti normák kiszámítása a Pnorma2 programmal különböző időszakokra és a hőmérsékleti normák függésének ábrázolása az év egy napjára. Éves hőmérséklet-eloszlás. A hőmérséklet emelkedésének és csökkenésének csúcsai az év különböző időszakaiban.

szakdolgozat, hozzáadva 2015.05.05


A helyi idő meghatározása Vologdában. A különbség a normál és a helyi idő között Arhangelszkben. Normál és normál idő Chitában. A levegő hőmérsékletének változása a magassággal. A kondenzációs és szublimációs szintek magasságának, a nedvesség együtthatójának meghatározása.

teszt, hozzáadva: 2011.03.03


Az éghajlati információk megszerzésének szükségessége. Az átlagos havi és napi átlagos levegőhőmérséklet időbeli változékonysága. Különböző területek elemzése éghajlati jellemzők. Hőmérséklet, szél és légköri nyomás.

absztrakt, hozzáadva: 2010.12.20


Modern természeti viszonyok a Föld felszínén, azok evolúciója és változási mintái. A természet zónaszerűségének fő oka. Fizikai tulajdonságok vízfelület. Csapadékforrások a szárazföldön. Szélességi földrajzi zónaság.

absztrakt, hozzáadva: 2010.06.04


A meteorológiai értékek (levegő hőmérséklet, páratartalom és légköri nyomás) elemzése a légkör alsó rétegében Habarovszkban júliusban. A nyári meteorológiai viszonyok ultrahanghullámok terjedésére gyakorolt ​​hatásának meghatározásának jellemzői.

szakdolgozat, hozzáadva 2010.05.17


A főbb csapadékfajták és jellemzőik. A napi és éves csapadékmintázatok típusai. A csapadék földrajzi megoszlása. Hótakaró a Föld felszínén. A légköri párásítás, mint a terület nedvességellátásának mértéke.

bemutató, hozzáadva 2015.05.28


A klimatológia mint a meteorológia egyik legfontosabb része és egyben magánföldrajzi tudományág. Szentpétervár város felszíni hőmérsékletének napi változásaira vonatkozó hosszú távú normák kiszámításának szakaszai, a fő értékelési módszerek éghajlati viszonyok.

szakdolgozat, hozzáadva: 2014.02.06


A meteorológiai elemek hatása az emberi szervezetre. A meleg és a hideg évszak időjárásának felmérésére használt bioklimatikus indexek. Patogenitási index. Ultraibolya sugárzás mérése, hőmérsékleti mutatók, szélsebesség.

A napsugarak által közvetlenül felmelegített felületet, amely hőt ad le az alatta lévő rétegeknek és a levegőnek, ún. aktív. Az aktív felület hőmérséklete, értéke és változása (napi ill éves tanfolyam) a hőmérleg határozza meg.

A hőmérleg szinte minden összetevőjének maximális értéke a déli órákban figyelhető meg. A kivétel a talaj maximális hőcseréje, amely a reggeli órákra esik.

A hőegyensúly-komponensek napi változásának maximális amplitúdója nyáron, a minimális télen figyelhető meg. BAN BEN napi tanfolyam felszíni hőmérséklet, száraz és növényzetmentes, tiszta napon a maximum 13:00 után következik be, a minimum pedig napkelte körül. A felhősödés megzavarja a felszíni hőmérséklet szabályos lefolyását, és eltolódást okoz a maximumok és minimumok momentumában. Nagy befolyás felszíni hőmérsékletét a páratartalom és a növénytakaró befolyásolja. A nappali felszíni hőmérséklet maximuma +80°C vagy több lehet. A napi ingadozás eléri a 40°-ot. Értékük függ a hely szélességi fokától, az évszaktól, a felhőzettől, a felszín termikus tulajdonságaitól, színétől, érdességétől, növénytakarójától, lejtős kitettségétől.

Az aktív réteg hőmérsékletének éves lefutása a különböző szélességi fokokon eltérő. A középső és magas szélességi körök maximális hőmérsékletét általában júniusban, a minimumot januárban figyelik meg. Az aktív réteg hőmérsékletének éves ingadozásának amplitúdója alacsony szélességeken nagyon kicsi, a szárazföldön a középső szélességeken eléri a 30°-ot. A mérsékelt és a magas szélességi körök felszíni hőmérsékletének éves ingadozását erősen befolyásolja a hótakaró.

Időbe telik a hő átadása rétegről rétegre, és a nappali maximum és minimum hőmérsékletek kezdetének pillanatai 10 cm-enként körülbelül 3 órával késnek. Ha a felszínen a legmagasabb hőmérséklet 13:00 körül volt, akkor 10 cm mélységben a maximum hőmérséklet 16:00 körül, 20 cm mélységben pedig 19:00 körül lesz, stb. Egymás utáni fűtéssel az alatta lévő rétegek közül a fedőrétegekből mindegyik réteg bizonyos mennyiségű hőt nyel el. Minél mélyebb a réteg, annál kevesebb hőt kap, és annál gyengébbek a hőmérséklet-ingadozások benne. A napi hőmérséklet-ingadozások amplitúdója a mélységgel 2-szeresére csökken 15 cm-enként. Ez azt jelenti, hogy ha a felszínen az amplitúdó 16°, akkor 15 cm mélyen 8°, 30 cm mélyen pedig 4°.

Átlagosan körülbelül 1 m mélységben a talajhőmérséklet napi ingadozása „elhalványul”. Azt a réteget, amelyben ezek az oszcillációk gyakorlatilag megállnak, rétegnek nevezzük állandó napi hőmérséklet.

Minél hosszabb ideig tart a hőmérséklet-ingadozás, annál mélyebbre terjednek. A középső szélességeken az állandó éves hőmérsékletű réteg 19-20 m mélységben, a nagy szélességi körökben 25 m mélységben helyezkedik el A trópusi szélességeken az éves hőmérsékleti amplitúdók kicsik, az állandó éves amplitúdójú réteg mindössze 5-10 m mélységben található, és a minimumhőmérséklet méterenként átlagosan 20-30 nappal késik. Így ha a legalacsonyabb hőmérsékletet a felszínen januárban figyelték meg, akkor 2 m mélységben az március elején következik be. A megfigyelések azt mutatják, hogy az állandó éves hőmérsékletű rétegben a hőmérséklet közel van a felszín feletti éves átlagos levegőhőmérséklethez.

A víz nagyobb hőkapacitással és alacsonyabb hővezető képességgel rendelkezik, mint a szárazföld, lassabban melegszik fel és lassabban ad le hőt. A vízfelszínre eső napsugarak egy részét nyeli el a legtöbb felső réteg, és néhányuk jelentős mélységig behatol, közvetlenül felmelegítve a réteg egy részét.

A víz mobilitása lehetővé teszi a hőátadást. A turbulens keveredés miatt a mélységben a hőátadás 1000-10 000-szer gyorsabban megy végbe, mint a hővezetés révén. Amikor a víz felszíni rétegei lehűlnek, hőkonvekció megy végbe, amelyet keveredés kísér. A napi hőmérséklet-ingadozások az óceán felszínén a magas szélességeken átlagosan csak 0,1°, a mérsékelt szélességeken - 0,4°, a trópusi szélességeken - 0,5°. Ezen rezgések behatolási mélysége 15-20 m. Az éves hőmérsékleti amplitúdók az óceán felszínén az egyenlítői szélesség 1°-tól a mérsékelt szélességi fokokon 10,2°-ig terjednek. Az éves hőmérséklet-ingadozások 200-300 m mélységig hatolnak be, a víztestekben a maximumhőmérséklet pillanatai a szárazföldhöz képest későiek. A maximum körülbelül 15-16 órával, a minimum - 2-3 órával napkelte után következik be.

A légkör alsó rétegének termikus rezsimje.

A levegőt főleg nem közvetlenül a napsugarak melegítik fel, hanem az alatta lévő felület hőátadása miatt (sugárzási és hővezetési folyamatok). A hőnek a felszínről a troposzféra fedőrétegeibe történő átvitelében a legfontosabb szerepet a hőcsere és a látens párolgáshő átadása. A levegőrészecskék véletlenszerű mozgását, amelyet az egyenetlenül fűtött alapfelület felmelegedése okoz, ún termikus turbulencia vagy termikus konvekció.

Ha a kis kaotikus mozgó örvények helyett erőteljes felszálló (termális) és kevésbé erős leszálló légmozgások kezdenek uralkodni, akkor konvekciót ún. szabályos. A felszín közelében felmelegedő levegő felfelé rohan, átadva a hőt. Termikus konvekció csak addig alakulhat ki, amíg a levegő hőmérséklete magasabb, mint annak a környezetnek a hőmérséklete, amelyben felemelkedik (a légkör instabil állapota). Ha a felszálló levegő hőmérséklete megegyezik a környezete hőmérsékletével, az emelkedés megáll (a légkör közömbös állapota); ha a levegő hidegebb lesz, mint a környezet, akkor süllyedni kezd (a légkör állandósult állapota).

A levegő turbulens mozgásával a felülettel érintkezve egyre több részecskéje kap hőt, felszállva és keveredve pedig más részecskéknek adja át. A levegő által a felszínről turbulencia révén kapott hőmennyiség 400-szor nagyobb, mint a sugárzás eredményeként kapott hőmennyiség, és a molekuláris hővezetéssel történő átadás eredményeként - csaknem 500 000-szer. A felületről a hő a légkörbe kerül a róla elpárolgó nedvességgel együtt, majd a kondenzációs folyamat során felszabadul. Minden gramm vízgőz 600 kalóriát tartalmaz latens párolgási hőből.

Az emelkedő levegőben a hőmérséklet változása miatt adiabatikus folyamat, azaz a környezettel való hőcsere nélkül, a gáz belső energiájának munkává, a munka pedig belső energiává alakítása miatt. Mivel a belső energia arányos a gáz abszolút hőmérsékletével, a hőmérséklet változik. A felszálló levegő kitágul, olyan munkát végez, amelyre belső energiát fordít, hőmérséklete csökken. A leszálló levegő éppen ellenkezőleg, összenyomódik, a tágulásra fordított energia felszabadul, és a levegő hőmérséklete emelkedik.

A telített levegő lehűlésének mértéke 100 m-rel emelkedve a levegő hőmérsékletétől és a légköri nyomástól függ, és tág határok között változik. A leszálló telítetlen levegő 100 m-enként 1 ° -kal felmelegszik, kisebb mennyiséggel telítve, mivel párolgás történik benne, amelyhez hőt fordítanak. A felszálló telített levegő a csapadék során általában veszít nedvességből és telítetlenné válik. Leengedve az ilyen levegő 1 °-kal felmelegszik 100 m-enként.

Ennek eredményeként az emelkedés során a hőmérséklet csökkenése kisebb, mint a süllyedés során bekövetkező emelkedése, és az azonos nyomáson ugyanazon a szinten emelkedő, majd leszálló levegő hőmérséklete eltérő lesz - a végső hőmérséklet magasabb lesz, mint a kezdeti hőmérséklet. . Az ilyen folyamatot ún pszeudoadiabatikus.

Mivel a levegő főként az aktív felületről melegszik fel, az alsó légkör hőmérséklete általában a magassággal csökken. A troposzféra függőleges gradiense átlagosan 0,6°/100 m. Pozitívnak tekinthető, ha a hőmérséklet a magassággal csökken, és negatívnak, ha emelkedik. A levegő alsó felszíni rétegében (1,5-2 m) a függőleges lejtők nagyon nagyok lehetnek.

A hőmérséklet magasság növekedését ún inverzió, és egy levegőréteg, amelyben a hőmérséklet a magassággal nő, - inverziós réteg. A légkörben szinte mindig inverziós rétegek figyelhetők meg. A földfelszínen, amikor a sugárzás hatására erősen lehűl, sugárzási inverzió(sugárzás inverziója) . Derült nyári éjszakákon jelenik meg, és több száz méteres réteget is beboríthat. Télen, tiszta időben az inverzió több napig, sőt hetekig is fennáll. A téli inverziók akár 1,5 km-es réteget is lefedhetnek.

Az inverziót fokozzák a domborzati viszonyok: hideg levegő áramlik a mélyedésbe, és ott stagnál. Az ilyen inverziókat nevezzük orografikus. Erőteljes inverziókat hívnak véletlen, Olyan esetekben keletkeznek, amikor viszonylag meleg levegő érkezik egy hideg felületre, lehűtve annak alsó rétegeit. A nappali advektív inverziók gyengén kifejeződnek, éjszaka pedig a sugárzásos hűtés fokozza őket. Tavasszal az ilyen inverziók kialakulását elősegíti a még el nem olvadt hótakaró.

A fagyok a felszíni levegőréteg hőmérsékleti inverziójának jelenségéhez kapcsolódnak. Lefagy - a léghőmérséklet éjszakai csökkenése 0 °C-ra és az alá olyankor, amikor az átlagos napi hőmérséklet 0 ° felett van (ősz, tavasz). Az is előfordulhat, hogy fagy csak a talajon figyelhető meg, ha a levegő hőmérséklete nulla felett van.

A légkör termikus állapota befolyásolja a fény terjedését benne. Azokban az esetekben, amikor a hőmérséklet élesen változik a magassággal (növekszik vagy csökken), vannak délibábok.

Mirage - egy tárgy képzeletbeli képe, amely felette (felső délibáb) vagy alatta (alsó délibáb) jelenik meg. Kevésbé gyakoriak az oldalsó délibábok (a kép oldalról látszik). A délibábok oka a tárgyból a megfigyelő szemébe érkező fénysugarak pályájának görbülete, amely a különböző sűrűségű rétegek határán bekövetkező törés eredménye.

Az alsó troposzféra napi és éves hőmérséklet-ingadozása 2 km-es magasságig általában a felszíni hőmérséklet-ingadozást tükrözi. A felszíntől való távolság növekedésével a hőmérséklet-ingadozások amplitúdói csökkennek, a maximum és minimum pillanatai késnek. A levegő hőmérsékletének napi ingadozása télen 0,5 km magasságig, nyáron 2 km-ig észlelhető.

A napi hőmérséklet-ingadozások amplitúdója a szélesség növekedésével csökken. A legnagyobb napi amplitúdó a szubtrópusi szélességeken, a legkisebb a sarki szélességeken van. A mérsékelt övi szélességi körökben a napi amplitúdók eltérőek különböző időpontokban az év ... ja. Magas szélességi körökben a legnagyobb napi amplitúdó tavasszal és ősszel, a mérsékelt szélességi körökben - nyáron.

A levegő hőmérsékletének éves alakulása elsősorban a hely szélességi fokától függ. Az egyenlítőtől a sarkokig nő a levegő hőmérséklet-ingadozásának éves amplitúdója.

Az amplitúdó nagyságától és a szélsőséges hőmérsékletek kialakulásának időpontjától függően az éves hőmérséklet-ingadozásnak négy típusa van.

egyenlítői típus két maximum (a napéjegyenlőségek után) és két minimum (a napfordulók után) jellemezte. Az amplitúdó az óceán felett körülbelül 1 °, a szárazföldön - akár 10 °. A hőmérséklet egész évben pozitív.

trópusi típus - egy maximum (után nyári napforduló) és egy minimum (utána téli napforduló). Az óceán feletti amplitúdó körülbelül 5 °, a szárazföldön - akár 20 °. A hőmérséklet egész évben pozitív.

Mérsékelt típus - egy maximum (az északi féltekén a szárazföld felett júliusban, az óceán felett augusztusban) és egy minimum (az északi féltekén a szárazföld felett januárban, az óceán felett februárban). Négy évszak egyértelműen megkülönböztethető: meleg, hideg és két átmeneti. Az éves hőmérsékleti amplitúdó a szélességi fok növekedésével, valamint az óceántól való távolsággal növekszik: a tengerparton 10 °, az óceántól távol - akár 60 ° -ig (Jakutszkban -62,5 °). A hideg évszakban a hőmérséklet negatív.

poláris típus - a tél nagyon hosszú és hideg, a nyár rövid és hűvös. Az éves amplitúdó 25° és több (szárazföldön 65°-ig). A hőmérséklet az év nagy részében negatív. Nagy kép a léghőmérséklet éves alakulását olyan tényezők hatása nehezíti, amelyek közül különösen nagyon fontos az alatta lévő felülethez tartozik. A víz felszínén az éves hőmérséklet-ingadozás kisimul, a szárazföldön éppen ellenkezőleg, kifejezettebb. A hó- és jégtakaró nagymértékben csökkenti az éves hőmérsékletet. A helynek az Óceán szintje feletti magassága, a domborzat, az óceántól való távolság és a felhőzet is befolyásolja. Az éves léghőmérséklet zökkenőmentes lefutását a hideg vagy fordítva meleg levegő behatolása okozta zavarok zavarják. Ilyen lehet például a hideg időjárás tavaszi visszatérése (hideghullámok), a meleg őszi visszatérése, a mérsékelt szélességi körökön a téli olvadások.

A levegő hőmérsékletének eloszlása ​​az alatta lévő felületen.

Ha a földfelszín homogén lenne, a légkör és a hidroszféra álló helyzetben lenne, akkor a hő eloszlását a Föld felszínén csak a napsugárzás beáramlása határozná meg, és a levegő hőmérséklete fokozatosan csökkenne az egyenlítőtől a sarkok felé ugyanaz minden párhuzamosnál (naphőmérséklet). Igazán éves átlaghőmérséklet A levegőt a hőegyensúly határozza meg, és függ az alatta lévő felszín jellegétől, valamint az óceán levegőjének és vizeinek mozgása által végbemenő folyamatos interlatitudinális hőcserétől, ezért jelentősen eltérnek a napenergiától.

A tényleges éves átlagos levegőhőmérséklet a földfelszín közelében az alacsony szélességi körökben alacsonyabb, a magas szélességi körökben pedig éppen ellenkezőleg, magasabb, mint a szoláris. A déli féltekén a tényleges éves átlaghőmérséklet minden szélességi körön alacsonyabb, mint az északiban. átlaghőmérséklet levegő a földfelszín közelében az északi féltekén januárban + 8 ° С, júliusban + 22 ° С; délen júliusban +10°C, januárban +17°C. Az évi átlagos levegőhőmérséklet a földfelszínen +14 °C.

Ha megjelöljük a legmagasabb éves vagy havi átlaghőmérsékleteket a különböző meridiánokon és összekapcsoljuk őket, akkor egy vonalat kapunk termikus maximum, gyakran termikus egyenlítőnek nevezik. Valószínűleg helyesebb azt a párhuzamot (szélességi kört) tekinteni, ahol az év vagy bármely hónap legmagasabb normál átlaghőmérséklete van termikus egyenlítőnek. A termikus egyenlítő nem esik egybe a földrajzi egyenlítővel, és "eltolódott"; északra. Az év során az é. sz. 20°-ról mozog. SH. (júliusban) 0°-ra (januárban). A termikus egyenlítő északra tolódásának több oka is van: az északi félteke trópusi szélességein a szárazföld túlsúlya, az antarktiszi hidegpólus, és talán a nyár időtartama is számít (a déli féltekén a nyár rövidebb ).

Hőhevederek.

Az izotermákat a termikus (hőmérsékletű) szalagok határain túlra visszük. Hét termikus zóna van:

forró öv, amely az északi és a déli félteke éves izotermája + 20° között helyezkedik el; két mérsékelt égövi övek, az Egyenlítő felől az éves izoterma + 20°, a sarkok felől a legmelegebb hónap izotermája + 10° korlátozza;

kettő hideg övek, az izoterma + 10 ° és a legmelegebb hónap között helyezkedik el;

kettő fagyos övek a pólusok közelében található, és a legmelegebb hónap 0°-os izotermája határolja. Az északi féltekén ez Grönland és az északi pólushoz közeli tér, a déli féltekén - a déli szélesség 60°-os párhuzamosságán belüli terület. SH.

A hőmérsékleti zónák képezik az éghajlati zónák alapját. Mindegyik szalagon belül nagy hőmérséklet-ingadozások figyelhetők meg az alatta lévő felülettől függően. A szárazföldön a domborzat hőmérsékletre gyakorolt ​​hatása nagyon nagy. A hőmérséklet változása a magassággal 100 m-enként nem azonos a különböző hőmérsékleti zónákban. A troposzféra alsó kilométeres rétegében a függőleges gradiens az Antarktisz jégfelszíne feletti 0°-tól a nyári 0,8°-ig terjed. trópusi sivatagok. Ezért a hőmérséklet tengerszintre emelésének módszere átlagos gradiens (6°/100 m) használatával néha durva hibákhoz vezethet. A magasság függvényében a hőmérséklet változása a függőleges éghajlati zónák okozója.

VÍZ A LÉGKÖRBEN

A Föld légköre körülbelül 14 000 km 3 vízgőzt tartalmaz. A víz főként a Föld felszínéről történő párolgás eredményeként kerül a légkörbe. A légkörben lecsapódik a nedvesség, amelyet a légáramlatok hordoznak, és visszahullanak a föld felszínére. A víznek állandó körforgása van, ami annak köszönhető, hogy három halmazállapotú (szilárd, folyékony és gőz) lehet, és könnyen mozoghat egyik halmazállapotból a másikba.

A levegő páratartalmának jellemzői.

abszolút páratartalom - a légkör vízgőztartalma grammban 1 m 3 levegőre ("; a";).

Relatív páratartalom - a tényleges vízgőznyomás és a telítési rugalmasság aránya százalékban kifejezve. A relatív páratartalom a levegő vízgőzzel való telítettségi fokát jellemzi.

Páratartalom hiánya- telítettség hiánya adott hőmérsékleten:

Harmatpont - az a hőmérséklet, amelyen a levegőben lévő vízgőz telíti.

Párolgás és párolgás. A vízgőz az alatta lévő felületről párolgás (fizikai párolgás) és transzspiráció útján jut a légkörbe. A fizikai párolgás folyamata a kohéziós erők leküzdésében áll a gyorsan mozgó vízmolekulák segítségével, elválasztjuk őket a felszíntől és átjutnak a légkörbe. Minél magasabb a párolgó felület hőmérséklete, annál gyorsabban mozognak a molekulák, és annál több kerül belőlük a légkörbe.

Amikor a levegő vízgőzzel telítődik, a párolgási folyamat leáll.

A párolgási folyamat hőt igényel: 1 g víz elpárologtatása 597 cal, 1 g jég elpárologtatása 80 cal több. Ennek eredményeként a párolgó felület hőmérséklete csökken.

Az óceánból minden szélességi fokon sokkal nagyobb a párolgás, mint a szárazföldről. Maximális értéke az óceánra nézve eléri a 3000 cm-t évente. A trópusi szélességi körökben az óceán felszínéről a párolgás éves mennyisége a legnagyobb, és az év során alig változik. A mérsékelt szélességi körökben a maximális párolgás az óceánból télen van, a sarki szélességeken - nyáron. A maximális párolgás a föld felszínéről 1000 mm. Szélességbeli különbségeit a sugárzási egyensúly és a nedvesség határozza meg. Általánosságban elmondható, hogy az Egyenlítőtől a sarkok felé haladó irányban a hőmérséklet csökkenésével összhangban a párolgás csökken.

Megfelelő mennyiségű nedvesség hiányában a párolgó felületen a párolgás még magas hőmérsékleten és hatalmas nedvességhiány mellett sem lehet nagy. Lehetséges párolgás - párolgás- ebben az esetben nagyon nagy. A vízfelszín felett a párolgás és a párolgás egybeesik. A szárazföldön a párolgás sokkal kisebb lehet, mint a párolgás. A párolgás a megfelelő nedvességtartalmú földről lehetséges párolgás mértékét jellemzi. A levegő páratartalmának napi és éves ingadozása. A levegő páratartalma folyamatosan változik a párolgó felület és a levegő hőmérsékletének változása, a párolgási és kondenzációs folyamatok aránya, valamint a nedvességátadás következtében.

A levegő abszolút páratartalmának napi változása lehet egy- vagy kettős. Az első egybeesik a napi hőmérséklet-ingadozással, van egy maximuma és egy minimuma, és megfelelő nedvességtartalmú helyekre jellemző. Megfigyelhető az óceán felett, télen és ősszel a szárazföldön. A dupla lépésnek két magas és két mélypontja van, és szárazföldre jellemző. A napkelte előtti reggeli minimumot az éjszakai órákban nagyon gyenge párolgás (vagy akár annak hiánya) magyarázza. A Nap sugárzó energiájának megérkezésével nő a párolgás, az abszolút páratartalom 09:00 körül éri el a maximumot. Ennek eredményeként a fejlődő konvekció - a nedvesség átjutása a felső rétegekbe - gyorsabban megy végbe, mint a levegőbe jutása a párolgó felületről, ezért körülbelül 16:00-kor egy második minimum következik be. Estére a konvekció leáll, a napközben felmelegedett felületről még elég intenzív a párolgás, és a levegő alsóbb rétegeiben felhalmozódik a nedvesség, 20-21 óra körül kialakul a második (esti) maximum.

Az abszolút páratartalom éves lefolyása a hőmérséklet éves lefolyásának is megfelel. Nyáron a legmagasabb az abszolút páratartalom, télen a legalacsonyabb. A relatív páratartalom napi és éves lefutása szinte mindenhol ellentétes a hőmérséklet lefolyásával, mivel a hőmérséklet emelkedésével a maximális nedvességtartalom gyorsabban növekszik, mint az abszolút páratartalom.

A relatív páratartalom napi maximuma napkelte előtt, a minimum 15-16 óra körül következik be. Az év során a maximális relatív páratartalom általában a leghidegebb hónapra, a minimum a legmelegebb hónapra esik. Kivételt képeznek azok a területek, ahol nyáron nedves szél fúj a tenger felől, télen pedig száraz szelek a szárazföld felől.

A levegő páratartalmának eloszlása. A levegő nedvességtartalma az Egyenlítőtől a sarkok felé általában 18-20 mb-ról 1-2-re csökken. A maximális abszolút páratartalmat (több mint 30 g/m3) a Vörös-tenger felett és a folyó deltájában regisztrálták. Mekong, a legnagyobb átlagos éves (több mint 67 g / m 3) - a Bengáli-öböl felett, a legkisebb átlagos éves (körülbelül 1 g / m 3) és az abszolút minimum (kevesebb, mint 0,1 g / m 3) - az Antarktisz felett . A relatív páratartalom viszonylag keveset változik a szélességi fok függvényében: például a 0-10° szélességi fokon maximum 85%, a 30-40°-os szélességi körökön - 70%, a 60-70°-os szélességi körökön pedig -80%. A relatív páratartalom észrevehető csökkenése csak a 30-40°-os szélességi fokon figyelhető meg az északi és a déli féltekén. A legmagasabb éves átlagos relatív páratartalom értéke (90%) az Amazonas torkolatánál volt megfigyelhető, a legalacsonyabb (28%) Kartúmban (Nílus-völgy).

kondenzáció és szublimáció. Vízgőzzel telített levegőben, ha hőmérséklete a harmatpontra csökken, vagy a benne lévő vízgőz mennyisége megnő, páralecsapódás - a víz gőz halmazállapotból folyékony halmazállapotúvá változik. 0 ° C alatti hőmérsékleten a víz a folyékony halmazállapotot megkerülve szilárd állapotba kerülhet. Ezt a folyamatot ún szublimáció. Kondenzáció és szublimáció egyaránt előfordulhat a levegőben a kondenzációs magokon, a földfelszínen és különféle tárgyak felületén. Amikor az alatta lévő felületről lehűlő levegő hőmérséklete eléri a harmatpontot, a hideg felületen harmat, dér, folyékony és szilárd lerakódások, dér telepszik meg.

harmat - apró vízcseppek, gyakran összeolvadnak. Általában éjszaka jelenik meg a felszínen, a hősugárzás hatására lehűlt növények levelein. A mérsékelt övi szélességeken a harmat 0,1-0,3 mm-t ad éjszakánként, és 10-50 mm-t évente.

Dér - kemény fehér csapadék. A harmattal megegyező körülmények között keletkezik, de 0° alatti hőmérsékleten (szublimáció). Harmat képződésekor látens hő szabadul fel; fagy képződésekor a hő éppen ellenkezőleg, elnyelődik.

Folyékony és szilárd plakk - vékony víz- vagy jégréteg, amely függőleges felületeken (falakon, oszlopokon stb.) képződik, amikor a hideg időjárás melegre változik a nedves és meleg levegőnek a lehűtött felülettel való érintkezése következtében.

Dér - fehér morzsalékos üledék rakódik le fákra, vezetékekre és épületek sarkaira a nedvességgel telített levegőből, jóval 0 ° alatti hőmérsékleten. Folyamatos réteg sűrű jég a földfelszínen és különféle tantárgyak, amely akkor jelenik meg, amikor túlhűtött eső- vagy ködcseppek hullanak a 0 ° alá hűtött felületre, az ún. jég.Általában ősszel és tavasszal képződik 0°, -5°-os hőmérsékleten.

A levegő felszíni rétegeiben a kondenzációs vagy szublimációs termékek (vízcseppek, jégkristályok) felhalmozódását ún. köd vagy köd. A köd és a pára a cseppek méretében különbözik, és eltérő mértékben csökkenti a láthatóságot. Ködben a látótávolság 1 km vagy kevesebb, ködben - több mint 1 km. Ahogy a cseppek nagyobbak lesznek, a pára köddé változhat. A nedvesség elpárolgása a cseppek felületéről a köd köddé válását okozhatja.

Ha a vízgőz kondenzációja (vagy szublimációja) a felszín felett bizonyos magasságban történik, felhők. A ködtől a légkörben elfoglalt helyzetükben, fizikai felépítésükben és formájuk változatosságában különböznek. A felhők kialakulása elsősorban a felszálló levegő adiabatikus lehűlésének köszönhető. A levegő emelkedve és egyúttal fokozatosan lehűlve eléri azt a határt, amelynél a hőmérséklete megegyezik a harmatponttal. Ezt a határt hívják kondenzáció szintje. Fent, kondenzációs magok jelenlétében megindul a vízgőz kondenzációja és felhők képződhetnek. Így a felhők alsó határa gyakorlatilag egybeesik a páralecsapódás mértékével. A felhők felső határát a konvekció szintje határozza meg - a felszálló légáramlatok eloszlásának határai. Gyakran egybeesik a késleltetési rétegekkel.

Nagy magasságban, ahol a felszálló levegő hőmérséklete 0° alatt van, jégkristályok jelennek meg a felhőben. A kristályosodás általában -10° C, -15° C hőmérsékleten megy végbe. A felhőben nincs éles határ a folyékony és szilárd elemek elhelyezkedése között, erőteljes átmeneti rétegek vannak. A felhőt alkotó vízcseppeket és jégkristályokat a felszálló áramlatok felfelé viszik, és a gravitáció hatására ismét leereszkednek. A kondenzációs határ alá esve a cseppek elpárologhatnak. Az egyes elemek túlsúlyától függően a felhők vízre, jégre, vegyesre oszlanak.

Víz A felhők vízcseppekből állnak. Negatív hőmérsékleten a felhőben lévő cseppek túlhűlnek (-30 °C-ra). A cseppek sugara leggyakrabban 2-7 mikron, ritkán 100 mikron. 1 cm 3 vízfelhőben több száz csepp található.

Jég A felhők jégkristályokból állnak.

vegyes egyszerre tartalmaznak különböző méretű vízcseppeket és jégkristályokat. A meleg évszakban a vízfelhők elsősorban a troposzféra alsó rétegeiben jelennek meg, vegyesen - középen, jégen - a felsőben. A modern alapja nemzetközi osztályozás a felhőket a magasság és a magasság szerint kell elválasztani kinézet.

Megjelenésük és magasságuk szerint a felhőket 10 nemzetségre osztják:

Én családom (felső szint):

1. fajta. Cirrus (C)- különálló finom felhők, rostos vagy fonalas, "árnyékok" nélkül, általában fehérek, gyakran fényesek.

2. fajta. Cirrocumulus (CC) -átlátszó pelyhek és golyók rétegei és gerincei árnyékok nélkül.

3. fajta. Cirrostratus (Cs) - vékony, fehér, áttetsző lepel.

A felső réteg minden felhője jeges.

II család (középszint):

4. fajta. Középmagas gomolyos felhő(AC) - fehér lemezek és golyók rétegei vagy gerincei, tengelyei. Apró vízcseppekből állnak.

5. fajta. Középmagas rétegfelhő(Mint) - lapos vagy enyhén hullámos szürke színű. Ezek vegyes felhők.

III család (alsó szint):

6. fajta. Gomolyos rétegfelhő(Sс) - szürke színű blokkok és tengelyek rétegei és gerincei. Vízcseppekből áll.

7. fajta. rétegzett(utca) - szürke felhők fátyla. Általában ezek vízfelhők.

8. fajta. Nimbosztrátusz(Ns) - formátlan szürke réteg. Gyakran "; ezeket a felhőket mögöttes rongyos eső kíséri (fn),

Strato-nimbus felhők vegyesen.

IV család (vertikális fejlődésű felhők):

9. fajta. Gomolyfelhő(Si) - sűrű felhős csapok és kupacok szinte vízszintes alappal. A gomolyfelhők víz, a szakadt szélű gomolyfelhőket szakadt gomolyfelhőknek nevezzük. (Fc).

10. fajta. Zivatarfelhő(Sv) - függőlegesen sűrű ütők alakultak ki, alsó része vizes, felső része jeges.

A felhők természetét és alakját a levegő lehűlését okozó folyamatok határozzák meg, amelyek felhőképződéshez vezetnek. Ennek eredményeként konvekció, A melegítés hatására kialakuló heterogén felület gomolyfelhőket (IV. család) hoz létre. Különböznek a konvekció intenzitásától és a kondenzációs szint helyzetétől függően: minél intenzívebb a konvekció, minél magasabb a szintje, annál nagyobb a gomolyfelhők vertikális ereje.

Amikor meleg és hideg légtömeg találkozik, a meleg levegő mindig hajlamos felszállni a hideg levegőbe. Emelkedés közben az adiabatikus lehűlés következtében felhők képződnek. Ha a meleg levegő lassan emelkedik fel egy enyhén ferde (100-200 km távolságban 1-2 km-es) határfelület mentén a meleg és hideg tömegek között (felszálló csúszási folyamat), akkor folyamatos felhőréteg képződik, amely több száz kilométeren át (700- 900 km). Jellegzetes felhőrendszer alakul ki: alul gyakran találunk rongyos esőfelhőket (fn), felettük - réteges eső (Ns), fent - magas rétegű (Mint), cirrostratus (Cs) és pehelyfelhők (VAL VEL).

Abban az esetben, ha a meleg levegőt az alatta áramló hideg levegő erőteljesen felfelé nyomja, más felhőrendszer jön létre. Mivel a súrlódásból eredő hideg levegő felszíni rétegei lassabban mozognak, mint a fedőrétegek, az alsó részén lévő határfelület erősen meghajlik, a meleg levegő szinte függőlegesen emelkedik, és gomolyfelhők képződnek benne. (Cb). Ha fent a meleg levegő felfelé csúszását figyeljük meg a hideg levegő felett, akkor (mint az első esetben) nimbostratus, altostratus és cirrostratus felhők alakulnak ki (mint az első esetben). Ha a felfelé csúszás megáll, nem képződnek felhők.

Felhők, amelyek akkor keletkeznek, amikor a meleg levegő a hideg levegő fölé emelkedik elülső. Ha a levegő emelkedését a hegyek, dombok lejtőire való áramlása okozza, az ilyenkor kialakuló felhőket ún. orografikus. A sűrűbb és a kevésbé sűrű légrétegeket elválasztó inverziós réteg alsó határán több száz méter hosszú és 20-50 m magas hullámok jelennek meg, ezeknek a hullámoknak a gerincein, ahol a levegő emelkedve lehűl, felhők képződnek; a tajtékok közötti mélyedésekben nem jön létre felhőképződés. Tehát vannak hosszú párhuzamos csíkok vagy tengelyek. hullámos felhők. Elhelyezkedésük magasságától függően altocumulusok vagy stratocumulusok.

Ha a hullámmozgás kezdete előtt már voltak felhők a légkörben, akkor a hullámhegyeken sűrűbbé válnak, és a mélyedésekben a sűrűség csökken. Az eredmény a sötétebb és világosabb felhősávok gyakran megfigyelhető váltakozása. A levegő turbulens keveredésével nagy területen, például a tengerből a szárazföld felé haladva a felszínen megnövekedett súrlódás következtében felhőréteg képződik, amely különböző részeken egyenlőtlen erőben különbözik, és akár meg is szakad. Télen és ősszel éjszakai sugárzás okozta hőveszteség felhőképződést okoz a magas vízgőztartalmú levegőben. Mivel ez a folyamat nyugodtan és folyamatosan zajlik, folyamatos felhőréteg jelenik meg, amely napközben olvad.

Vihar. A felhőképződés folyamata mindig együtt jár a felvillanyozással és a felhőkben a szabad töltések felhalmozódásával. Az elektromosodás még kis gomolyfelhőkben is megfigyelhető, de különösen intenzív a függőleges fejlődésű erőteljes gomolyfelhőkben, amelyek felső részén alacsony a hőmérséklet (t

A felhő különböző töltésű szakaszai között vagy a felhő és a talaj között elektromos kisülések lépnek fel - villám, kísért mennydörgés. Ez egy zivatar. A zivatar időtartama legfeljebb több óra. Óránként körülbelül 2000 zivatar fordul elő a Földön. A zivatarok kialakulásának kedvező feltételei az erős konvekció és a felhők magas víztartalma. Ezért a zivatarok különösen gyakoriak a szárazföldön a trópusi szélességeken (évente legfeljebb 150 nap zivatarokkal), a mérsékelt övi szélességeken a szárazföld felett - zivatarokkal évente 10-30 napon, a tenger felett - 5-10 napon. A sarkvidékeken nagyon ritkák a zivatarok.

fényjelenségek a légkörben. A fénysugarak visszaverődése, törése és diffrakciója következtében cseppekben és felhők jégkristályaiban halók, koronák, szivárványok jelennek meg.

Halo - ezek körök, ívek, világos foltok (hamis napok), színesek és színtelenek, amelyek jégfelhők felső réteg, gyakrabban szárnyas rétegű. A glória sokfélesége a jégkristályok alakjától, tájolásától és mozgásától függ; számít a nap horizont feletti magassága.

Koronák - a Napot vagy a Holdat körülvevő világos, enyhén színű gyűrűk, amelyek vékony vízfelhőkön át áttetszenek. Lehet egy korona a lámpatest mellett (halo), és több "további gyűrű" is lehet, amelyeket rések választanak el egymástól. Minden koronának van a csillag felé néző belső oldala kék, külső oldala piros. A koronák megjelenésének oka a fény diffrakciója, amikor az áthalad a felhő cseppjei és kristályai között. A korona méretei a cseppek és kristályok méretétől függenek: minél nagyobbak a cseppek (kristályok), annál kisebb a korona, és fordítva. Ha a felhőelemek megnagyobbodnak a felhőben, a korona sugara fokozatosan csökken, a felhőelemek méretének csökkenésével (párolgás) pedig nő. Nagy fehér koronák a Nap vagy a Hold körül "hamis napok"; az oszlopok a jó idő jelei.

Szivárvány A Nap által megvilágított felhő hátterében látható, amelyből esőcseppek hullanak. Világos ív, spektrális színekkel festve: az ív külső széle piros, a belső széle lila. Ez az ív egy kör része, amelynek középpontját a "; tengely" köti össze; (egy egyenes) a megfigyelő szemével és a napkorong középpontjával. Ha a Nap alacsonyan van a horizonton, a megfigyelő a kör felét látja; ha a Nap felkel, az ív kisebb lesz, ahogy a kör középpontja a horizont alá esik. Ha a nap 42° felett van, a szivárvány nem látható. Repülőgépről szinte teljes kör formájában megfigyelhető a szivárvány.

A fő szivárványon kívül vannak másodlagos, enyhén színesek. A szivárvány a napfény törésével és visszaverődésével jön létre a vízcseppekben. A cseppekre hulló sugarak mintha szétváltak, színesek lennének a cseppekből, és így látja őket a szemlélő. Amikor a sugarak kétszer megtörnek egy cseppben, egy másodlagos szivárvány jelenik meg. A szivárvány színe, szélessége és a másodlagos ívek típusa a cseppek méretétől függ. A nagy cseppek kisebb, de fényesebb szivárványt adnak; a cseppek csökkenésével a szivárvány szélesebbé válik, színei elmosódnak; nagyon apró cseppekkel szinte fehér. A légkörben megjelenő fényjelenségek, amelyeket a fénysugár változásai okoznak cseppek és kristályok hatására, lehetővé teszik a felhők szerkezetének és állapotának megítélését, és felhasználhatók az időjárás előrejelzésében.

Felhőzet, napi és éves változás, a felhők eloszlása.

Felhősség - az égbolt felhőzetének mértéke: 0 - tiszta ég, 10 - borult, 5 - az ég felét felhők borítják, 1 - az égbolt 1/10-ét a felhők borítják, stb. Az átlagos felhőzet számításakor az egység tizedét használjuk, pl.: 0,5 5,0, 8,7 stb. A szárazföld felett napi felhősödés során két maximumot találunk - kora reggel és délután. Reggel a hőmérséklet csökkenése és a relatív páratartalom növekedése hozzájárul a rétegfelhők kialakulásához, délután a konvekció kialakulása miatt gomolyfelhők jelennek meg. Nyáron a napi maximum hangsúlyosabb, mint a reggeli. Télen a rétegfelhők dominálnak, a maximális felhőzet a reggeli és az éjszakai órákban alakul ki. Az óceán felett a felhősödés napi lefolyása a szárazföld feletti lefolyásának fordítottja: a felhőzet a legnagyobb éjszaka, a minimum pedig nappal.

A felhősödés éves lefolyása igen változatos. Alacsony szélességeken a felhőzet nem változik számottevően egész évben. A kontinensek felett a konvekciós felhők maximális kifejlődése nyáron következik be. A nyári felhősödés maximumát a monszunfejlődés területén, valamint az óceánok felett, magas szélességeken figyelik meg. Általánosságban elmondható, hogy a felhőzet eloszlásában a Földön a zónák felosztása figyelhető meg, elsősorban a levegő uralkodó mozgása - annak emelkedése vagy süllyedése miatt. Két maximumot figyeltek meg - az Egyenlítő felett a nedves levegő erőteljes felfelé irányuló mozgása miatt és 60-70 ° felett Val vel.és y.sh. a mérsékelt szélességi körökben uralkodó ciklonokban a levegő felemelkedése kapcsán. A szárazföld felett a felhőzet kisebb, mint az óceán felett, és övezetessége kevésbé hangsúlyos. A felhőzet minimuma 20-30°D között van. és s. SH. és a pólusokhoz; a levegő leeresztésével kapcsolatosak.

Közepes éves felhősödés az egész Földre 5,4; szárazföld felett 4,9; az óceán felett 5.8. A minimális átlagos éves felhőzet Asszuánban (Egyiptom) 0,5. A legnagyobb átlagos évi felhőzet (8,8) a Fehér-tengeren volt megfigyelhető; az Atlanti- és a Csendes-óceán északi régióit, valamint az Antarktisz partjait nagy felhők jellemzik.

A felhők nagyon fontos szerepet játszanak a földrajzi burokban. Nedvességet hordoznak, csapadék társul hozzájuk. A felhőtakaró visszaveri és szórja a napsugárzást, és egyben késlelteti a földfelszín hősugárzását, szabályozva a levegő alsó rétegeinek hőmérsékletét: felhők nélkül a levegő hőmérsékletének ingadozása nagyon élessé válna.

Csapadék. Légköri csapadék víznek nevezzük, amely a légkörből eső, szitálás, gabonafélék, hó, jégeső formájában a felszínre hullott. A csapadék főként felhőkből hullik, de nem minden felhő ad csapadékot. A felhőben lévő vízcseppek és jégkristályok nagyon kicsik, könnyen megtartja őket a levegő, és még a gyenge felfelé irányuló áramlatok is felfelé viszik őket. A csapadékhoz a felhőelemeknek elég nagyra kell nőniük ahhoz, hogy leküzdjék a növekvő áramokat és a légellenállást. A felhő egyes elemeinek megnagyobbodása mások rovására megy végbe, egyrészt a cseppek összeolvadása és a kristályok összetapadása következtében, másrészt, és ez a fő dolog, a felhő egyes elemeinek elpárolgása következtében. a felhő, a vízgőz diffúz átvitele és kondenzációja másokon.

A cseppek vagy kristályok ütközése véletlenszerű (turbulens) mozgások során, vagy amikor leesik különböző sebességgel. A fúziós folyamatot akadályozza a cseppek felületén lévő levegőfilm, amely az ütköző cseppek pattanását okozza, valamint az azonos nevű elektromos töltések. Egyes felhőelemek növekedése mások rovására a vízgőz diffúz átvitele miatt különösen intenzív a vegyes felhőkben. Mivel a víz feletti maximális nedvességtartalom nagyobb, mint a jég felett, a felhőben lévő jégkristályok esetében a vízgőz telítheti a teret, míg a vízcseppeknél nem lesz telítettség. Ennek eredményeként a cseppek elkezdenek elpárologni, és a kristályok gyorsan növekednek a felületükön lecsapódó nedvesség miatt.

Különböző méretű cseppek jelenlétében egy vízfelhőben megindul a vízgőz mozgása a nagyobb cseppekké, és megindul a növekedésük. De mivel ez a folyamat nagyon lassú, nagyon apró (0,05-0,5 mm átmérőjű) cseppek hullanak ki a vízfelhőkből (rétegek, stratocumulusok). A homogén szerkezetű felhők általában nem termelnek csapadékot. Különösen kedvező feltételek a csapadék előfordulásához függőleges fejlődésű felhőkben. Egy ilyen felhő alsó részében vízcseppek, felső részén jégkristályok, a köztes zónában túlhűtött cseppek és kristályok találhatók.

Ritka esetekben, amikor nagyszámú kondenzációs atommag van nagyon párás levegőben, megfigyelhető az egyes esőcseppek felhők nélküli csapadéka. Az esőcseppek átmérője 0,05-7 mm (átlagosan 1,5 mm), a nagyobb cseppek szétesnek a levegőben. Akár 0,5 mm átmérőjű formában is leesik szitálás.

A lehulló szitáló cseppek a szem számára észrevehetetlenek. Az igazi eső minél nagyobb, annál erősebb a felszálló légáramlatok, amelyeket a lehulló cseppek legyőznek 4 m/s felszálló légsebességnél legalább 1 mm átmérőjű cseppek hullanak a földfelszínre: felszálló áramlások 8 sebességgel m / s még a legnagyobb cseppeket sem tudja leküzdeni. A lehulló esőcseppek hőmérséklete mindig valamivel alacsonyabb, mint a levegő hőmérséklete. Ha a felhőből lehulló jégkristályok nem olvadnak el a levegőben, szilárd csapadék (hó, szemek, jégeső) hullik a felszínre.

Hópelyhek hatszögletű jégkristályok, amelyek sugarai a szublimáció során keletkeznek. A nedves hópelyhek összetapadnak és hópelyheket képeznek. A hópellet az jégkristályok véletlenszerű növekedéséből származó gömbkristályok magas relatív páratartalom mellett (100%-nál nagyobb). Ha egy hópelletet vékony jéghéj borít be, az átalakul jégdarát.

jégeső a meleg évszakban erős gomolyfelhőktől esik . Általában a jégeső rövid életű. Jégeső keletkezik a felhőben lévő jégszemcsék ismételt fel-le mozgásának eredményeként. Leesve a szemek a túlhűtött vízcseppek zónájába esnek, és átlátszó jéghéj borítja őket; majd ismét a jégkristályok zónájába emelkednek és felületükön apró kristályok átlátszatlan rétege képződik.

A jégesőnek hómagja és egy sor váltakozó átlátszó és átlátszatlan jéghéja van. A kagylók száma és a jégeső mérete attól függ, hogy hányszor emelkedett és hullott a felhőben. Leggyakrabban 6-20 mm átmérőjű jégesők hullanak ki, néha vannak sokkal nagyobbak is. Általában a mérsékelt övi szélességeken esik jégeső, de a legintenzívebb jégeső a trópusokon esik. A sarkvidékeken jégeső nem esik.

A csapadékot a vízréteg milliméterben mért vastagságával mérjük, amely vízszintes felületen, párolgás és talajba szivárgás hiányában csapadék hatására keletkezhetett. Az intenzitás (1 perc alatti csapadék millimétereinek száma) szerint a csapadékot gyenge, közepes és heves csapadékra osztják. A csapadék jellege képződésük körülményeitől függ.

fej feletti csapadék, egységesség és időtartam jellemzi, általában eső formájában esik a nimbostratus felhőkből.

Heves esőzés az intenzitás gyors változása és a rövid időtartam jellemzi. A gomolyfelhőkből hullanak eső, hó, időnként eső és jégeső formájában. Külön záporok 21,5 mm/perc intenzitásig (Hawaii-szigeteken) voltak megfigyelhetők.

Szitáló csapadék kihullik a stratocumulus és a stratocumulus felhőkből. Az őket alkotó cseppek (hideg időben - a legkisebb kristályok) alig láthatóak, és úgy tűnik, a levegőben szuszpendálnak.

A csapadék napi lefolyása egybeesik a felhőzet napi lefolyásával. Kétféle napi csapadékmintázat létezik: kontinentális és tengeri (partmenti). kontinentális típus két maximuma (reggel és délután) és két minimuma (éjszaka és dél előtt) van. tengeri típus- egy maximum (éjszakai) és egy minimum (nappali). A csapadék éves lefolyása a különböző szélességi zónákban és ugyanazon zóna különböző részein eltérő. Függ a hőmennyiségtől, a hőviszonyoktól, a légmozgástól, a víz és a talaj eloszlásától, valamint nagymértékben a domborzattól. A csapadék éves lefolyásának minden változatossága nem redukálható több típusra, de megjegyezhető jellemzők különböző szélességi fokokra, így beszélhetünk a zónaságáról. Az egyenlítői szélességeket két esős évszak jellemzi (a napéjegyenlőségek után), amelyeket két száraz évszak választ el egymástól. A trópusok irányában változások következnek be az éves csapadékrendszerben, ami a nedves évszakok konvergenciájában és a trópusokhoz közeli összefolyásában nyilvánul meg egy heves esőzéses évszakban, amely évente 4 hónapig tart. A szubtrópusi szélességeken (35-40°) is van egy esős évszak, de az télen esik. A mérsékelt övi szélességeken a csapadék éves lefolyása eltérő az óceánon, a kontinensek belsejében és a partokon. Az óceán felett a téli csapadék, a kontinenseken a nyári csapadék uralkodik. A nyári csapadék a sarki szélességi körökre is jellemző. A csapadék éves lefolyása minden esetben csak a légkör keringésének figyelembevételével magyarázható.

A csapadék az egyenlítői szélességi körökben a legtöbb, ahol az éves mennyiség meghaladja az 1000-2000 mm-t. Az egyenlítői szigeteken Csendes-óceánévi 4000-5000 mm-ig esik, a trópusi szigetek hegyeinek szél felőli lejtőin pedig akár 10000 mm-t is. A heves csapadékot a nagyon nedves levegő erős konvektív áramlatai okozzák. Az egyenlítői szélességi köröktől északra és délre a csapadék mennyisége csökken, a minimumot a 25-35°-os szélességi kör közelében éri el, ahol átlagos éves mennyiségük nem haladja meg az 500 mm-t. A kontinensek belsejében és a nyugati partokon több éve helyenként nem hull az eső. A mérsékelt övi szélességeken ismét megnövekszik a csapadék mennyisége, és évente átlagosan 800 mm; a kontinensek belső részén kevesebb van belőlük (évente 500, 400, sőt 250 mm); az óceán partján több (évente 1000 mm-ig). Magas szélességi fokon, alacsony hőmérsékleten és alacsony nedvességtartalom mellett a levegőben az éves csapadékmennyiség

A maximális éves átlagos csapadékmennyiség Cherrapunjiban (India) esik - körülbelül 12 270 mm. A legnagyobb éves csapadék körülbelül 23 000 mm, a legkisebb - több mint 7 000 mm. A legkisebb regisztrált átlagos éves csapadékmennyiség Asszuánban van (0).

A Föld felszínére egy évben lehulló csapadék összmennyisége akár 1000 mm magas összefüggő réteget is képezhet rajta.

Hóréteg. A hótakaró úgy jön létre, hogy a hó a föld felszínére esik olyan alacsony hőmérsékleten, hogy fenntartsa azt. Magasság és sűrűség jellemzi.

A hótakaró centiméterben mért magassága függ az egységnyi felületre lehullott csapadék mennyiségétől, a hó sűrűségétől (tömeg/térfogat aránya), a tereptől, a növénytakarótól, ill. a havat mozgató szélen is. A mérsékelt övi szélességeken a hótakaró szokásos magassága 30-50 cm. Legmagasabb magassága Oroszországban a Jenyiszej középső folyásának medencéjében található - 110 cm. A hegyekben több métert is elérhet.

A magas albedó és magas sugárzás miatt a hótakaró hozzájárul a levegő felszíni rétegeinek hőmérsékletének csökkenéséhez, különösen tiszta időben. A hótakaró feletti minimális és maximális levegőhőmérséklet alacsonyabb, mint azonos körülmények között, de ennek hiányában.

A sarki és a hegyvidéki területeken a hótakaró állandó. A mérsékelt szélességi körökben előfordulásának időtartama az éghajlati viszonyoktól függően változik. Az egy hónapig fennmaradó hótakarót stabilnak nevezzük. Ilyen hótakaró évente képződik Oroszország területének nagy részén. A Távol-Északon 8-9 hónapig tart, a központi régiókban - 4-6, az Azovi és a Fekete-tenger partján a hótakaró instabil. A hó olvadását főként a más területekről érkező meleg levegőnek való kitettség okozza. A napfény hatására a hótakaró körülbelül 36%-a elolvad. A meleg eső segít az olvadásban. A szennyezett hó gyorsabban olvad.

A hó nemcsak elolvad, hanem el is párolog a száraz levegőn. De a hótakaró párolgása kevésbé fontos, mint az olvadás.

Hidratáció. A felület nedvesítési viszonyainak becsléséhez nem elég csak a csapadék mennyiségét ismerni. Azonos csapadékmennyiség, de eltérő evapotranszspiráció mellett a nedvesítési viszonyok nagyon eltérőek lehetnek. A nedvességviszonyok jellemzésére használja nedvesség együttható (K), a csapadék mennyiségének arányát reprezentálja (r) a párolgásig (Eszik) ugyanarra az időszakra.

A nedvességet általában százalékban fejezik ki, de kifejezhető töredékben is. Ha a csapadék mennyisége kisebb, mint a párolgás, pl. NAK NEK kevesebb, mint 100% (vagy NAK NEK kevesebb, mint 1), a nedvesség nem elegendő. Nál nél NAK NEK 100%-nál több nedvesség lehet túlzott, K=100%-nál normális. Ha K=10% (0,1) vagy kevesebb, mint 10%, akkor elhanyagolható nedvességről beszélünk.

A félsivatagokban a K 30%, de 100% (100-150%).

Az év során átlagosan 511 ezer km 3 csapadék hullik a földfelszínre, ebből 108 ezer km 3 (21%) a szárazföldre, a többi az Óceánra. A csapadék csaknem fele ÉSZ 20° közé esik. SH. és 20°D SH. A sarki régiók a csapadék mindössze 4%-át teszik ki.

Átlagosan annyi víz párolog el a Föld felszínéről egy év alatt, amennyi ráhullik. A fő ";forrás"; a légkör nedvessége a szubtrópusi szélességi körökben található Óceán, ahol a felület melegítése feltételeket teremt a maximális párolgáshoz adott hőmérsékleten. Ugyanazon szélességi fokon a szárazföldön, ahol magas a párolgás, és nincs mit elpárologtatni, víztelen vidékek és sivatagok keletkeznek. Az óceán egészére nézve a vízmérleg negatív (a párolgás több csapadék), a szárazföldön pozitív (a párolgás kevesebb csapadék). A teljes egyenleg kiegyenlítése egy elvezetési „többlet” révén történik; víz a szárazföldről az óceánba.

AZ ALÁJÚ FELÜLET ÉS A LÉGKÖR TERMÁLIS RENDJE

A napsugárzás által közvetlenül felmelegített és hőt kibocsátó felület alatta lévő rétegek és a levegő, hívott aktív. Az aktív felület hőmérsékletét, értékét és változását (napi és éves ingadozás) a hőmérleg határozza meg.

A hőmérleg szinte minden összetevőjének maximális értéke a déli órákban figyelhető meg. A kivétel a talaj maximális hőcseréje, amely a reggeli órákra esik.

A hőegyensúly-komponensek napi változásának maximális amplitúdója nyáron, a minimális télen figyelhető meg. A száraz, növényzettől mentes felszínhőmérséklet napi menetében derült napon a maximum 13 óra után, a minimum pedig napkelte körül következik be. A felhősödés megzavarja a felszíni hőmérséklet szabályos lefolyását, és eltolódást okoz a maximumok és minimumok momentumában. A nedvesség és a növénytakaró nagyban befolyásolja a felszíni hőmérsékletet. A nappali felszíni hőmérséklet maximuma +80°C vagy több lehet. A napi ingadozás eléri a 40°-ot. Értékük függ a hely szélességi fokától, az évszaktól, a felhőzettől, a felszín termikus tulajdonságaitól, színétől, érdességétől, növénytakarójától, lejtős kitettségétől.

Az aktív réteg hőmérsékletének éves lefutása a különböző szélességi fokokon eltérő. Maximális hőmérséklet a középső és magas szélességi fokokon általában júniusban látható minimum januárban. Az aktív réteg hőmérsékletének éves ingadozásának amplitúdója alacsony szélességeken nagyon kicsi, a szárazföldön a középső szélességeken eléri a 30°-ot. A mérsékelt és a magas szélességi körök felszíni hőmérsékletének éves ingadozását erősen befolyásolja a hótakaró.

Időbe telik a hő átadása rétegről rétegre, és a nappali maximum és minimum hőmérsékletek kezdetének pillanatai 10 cm-enként körülbelül 3 órával késnek. Ha a felszínen a legmagasabb hőmérséklet 13:00 körül volt, akkor 10 cm mélységben a maximum hőmérséklet 16:00 körül, 20 cm mélységben pedig 19:00 körül lesz, stb. Egymás utáni fűtéssel az alatta lévő rétegek közül a fedőrétegekből mindegyik réteg bizonyos mennyiségű hőt nyel el. Minél mélyebb a réteg, annál kevesebb hőt kap, és annál gyengébbek a hőmérséklet-ingadozások benne. A napi hőmérséklet-ingadozások amplitúdója a mélységgel 2-szeresére csökken 15 cm-enként. Ez azt jelenti, hogy ha a felszínen az amplitúdó 16°, akkor 15 cm mélyen 8°, 30 cm mélyen pedig 4°.

Átlagosan körülbelül 1 m mélységben a talajhőmérséklet napi ingadozása „elhalványul”. Azt a réteget, amelyben ezek az oszcillációk gyakorlatilag megállnak, rétegnek nevezzük állandó napi hőmérséklet.

Minél hosszabb ideig tart a hőmérséklet-ingadozás, annál mélyebbre terjednek. A középső szélességeken az állandó éves hőmérsékletű réteg 19-20 m mélységben, a nagy szélességi körökben 25 m mélységben helyezkedik el A trópusi szélességeken az éves hőmérsékleti amplitúdók kicsik, az állandó éves amplitúdójú réteg mindössze 5-10 m mélységben található, és a minimumhőmérséklet méterenként átlagosan 20-30 nappal késik. Így ha a legalacsonyabb hőmérsékletet a felszínen januárban figyelték meg, akkor 2 m mélységben az március elején következik be. A megfigyelések azt mutatják, hogy az állandó éves hőmérsékletű rétegben a hőmérséklet közel van a felszín feletti éves átlagos levegőhőmérséklethez.

A víz nagyobb hőkapacitással és alacsonyabb hővezető képességgel rendelkezik, mint a szárazföld, lassabban melegszik fel és lassabban ad le hőt. A vízfelszínre eső napsugarak egy részét a legfelső réteg elnyeli, egy része pedig behatol jelentős mélységig rétegének egy részét közvetlenül melegítjük.

A víz mobilitása lehetővé teszi a hőátadást. A turbulens keveredés miatt a mélységben a hőátadás 1000-10 000-szer gyorsabban megy végbe, mint a hővezetés révén. Amikor a víz felszíni rétegei lehűlnek, hőkonvekció megy végbe, amelyet keveredés kísér. A napi hőmérséklet-ingadozások az óceán felszínén a magas szélességeken átlagosan csak 0,1°, a mérsékelt szélességeken - 0,4°, a trópusi szélességeken - 0,5°. Ezen rezgések behatolási mélysége 15-20 m. Az éves hőmérsékleti amplitúdók az óceán felszínén az egyenlítői szélesség 1°-tól a mérsékelt szélességi fokokon 10,2°-ig terjednek. Az éves hőmérséklet-ingadozások 200-300 m mélységig hatolnak be, a víztestekben a maximumhőmérséklet pillanatai a szárazföldhöz képest későiek. A maximum körülbelül 15-16 órával, a minimum - 2-3 órával napkelte után következik be.

A légkör alsó rétegének termikus rezsimje.

A levegőt főleg nem közvetlenül a napsugarak melegítik fel, hanem az alatta lévő felület hőátadása miatt (sugárzási és hővezetési folyamatok). A hőnek a felszínről a troposzféra fedőrétegeibe történő átvitelében a legfontosabb szerepet a hőcsere és a látens párolgáshő átadása. A levegőrészecskék véletlenszerű mozgását, amelyet az egyenetlenül fűtött alapfelület felmelegedése okoz, ún termikus turbulencia vagy termikus konvekció.

Ha a kis kaotikus mozgó örvények helyett erőteljes felszálló (termális) és kevésbé erős leszálló légmozgások kezdenek uralkodni, akkor konvekciót ún. szabályos. A felszín közelében felmelegedő levegő felfelé rohan, átadva a hőt. Termikus konvekció csak addig alakulhat ki, amíg a levegő hőmérséklete magasabb, mint annak a környezetnek a hőmérséklete, amelyben felemelkedik (a légkör instabil állapota). Ha a felszálló levegő hőmérséklete megegyezik a környezete hőmérsékletével, az emelkedés megáll (a légkör közömbös állapota); ha a levegő hidegebb lesz, mint a környezet, akkor süllyedni kezd (a légkör állandósult állapota).

A levegő turbulens mozgásával egyre több részecskéje, érintkezik a felülettel, hőt kapnak, felkelve és keveredve adják át más részecskéknek. A levegő által a felszínről turbulencia révén kapott hőmennyiség 400-szor nagyobb, mint a sugárzás eredményeként kapott hőmennyiség, és a molekuláris hővezetéssel történő átadás eredményeként - csaknem 500 000-szer. A felületről a hő a légkörbe kerül a róla elpárolgó nedvességgel együtt, majd a kondenzációs folyamat során felszabadul. Minden gramm vízgőz 600 kalóriát tartalmaz latens párolgási hőből.

Az emelkedő levegőben a hőmérséklet változása miatt adiabatikus folyamat, azaz a környezettel való hőcsere nélkül, a gáz belső energiájának munkává, a munka pedig belső energiává alakítása miatt. Mivel a belső energia arányos a gáz abszolút hőmérsékletével, a hőmérséklet változik. A felszálló levegő kitágul, olyan munkát végez, amelyre belső energiát fordít, hőmérséklete csökken. A leszálló levegő viszont összezsugorodik, a tágulásra fordított energia felszabadul, és a levegő hőmérséklete emelkedik.

Száraz vagy vízgőzt tartalmazó, de nem telített levegő, felszálló levegő adiabatikusan lehűl 1°-kal 100 m-enként. A vízgőzzel telített levegő 1°-nál kevesebbet hűl le 100 m-re emelkedve, mivel páralecsapódás lép fel benne, kíséretében hőleadással, részben kompenzálva a tágulásra fordított hőt.

A telített levegő lehűlésének mértéke 100 m-rel emelkedve a levegő hőmérsékletétől és a légköri nyomástól függ, és tág határok között változik. A leszálló telítetlen levegő 100 m-enként 1 ° -kal felmelegszik, kisebb mennyiséggel telítve, mivel párolgás történik benne, amelyhez hőt fordítanak. A felszálló telített levegő a csapadék során általában veszít nedvességből és telítetlenné válik. Leengedve az ilyen levegő 1 °-kal felmelegszik 100 m-enként.

Ennek eredményeként az emelkedés során a hőmérséklet csökkenése kisebb, mint a süllyedés során bekövetkező emelkedése, és az azonos nyomáson ugyanazon a szinten emelkedő, majd leszálló levegő hőmérséklete eltérő lesz - a végső hőmérséklet magasabb lesz, mint a kezdeti hőmérséklet. . Az ilyen folyamatot ún pszeudoadiabatikus.

Mivel a levegő főként az aktív felületről melegszik fel, az alsó légkör hőmérséklete általában a magassággal csökken. A troposzféra függőleges gradiense átlagosan 0,6°/100 m. Pozitívnak tekinthető, ha a hőmérséklet a magassággal csökken, és negatívnak, ha emelkedik. A levegő alsó felszíni rétegében (1,5-2 m) a függőleges lejtők nagyon nagyok lehetnek.

A hőmérséklet magasság növekedését ún inverzió, és egy levegőréteg, amelyben a hőmérséklet a magassággal nő, - inverziós réteg. A légkörben szinte mindig inverziós rétegek figyelhetők meg. A földfelszínen, amikor a sugárzás hatására erősen lehűl, sugárzási inverzió(sugárzás inverziója) . Derült nyári éjszakákon jelenik meg, és több száz méteres réteget is beboríthat. Télen, tiszta időben az inverzió több napig, sőt hetekig is fennáll. A téli inverziók akár 1,5 km-es réteget is lefedhetnek.

Az inverziót fokozzák a domborzati viszonyok: hideg levegő áramlik a mélyedésbe, és ott stagnál. Az ilyen inverziókat nevezzük orografikus. Erőteljes inverziókat hívnak véletlen, Olyan esetekben keletkeznek, amikor viszonylag meleg levegő érkezik egy hideg felületre, lehűtve annak alsó rétegeit. advektív napos inverziók gyengén fejeződnek ki, éjszaka sugárzó hűtés fokozza őket. Tavasszal az ilyen inverziók kialakulását elősegíti a még el nem olvadt hótakaró.

A fagyok a felszíni levegőréteg hőmérsékleti inverziójának jelenségéhez kapcsolódnak. Lefagy - a léghőmérséklet éjszakai csökkenése 0 °C-ra és az alá olyankor, amikor az átlagos napi hőmérséklet 0 ° felett van (ősz, tavasz). Az is előfordulhat, hogy fagy csak a talajon figyelhető meg, ha a levegő hőmérséklete nulla felett van.

A légkör termikus állapota befolyásolja a fény terjedését benne. Azokban az esetekben, amikor a hőmérséklet élesen változik a magassággal (növekszik vagy csökken), vannak délibábok.

Mirage - egy tárgy képzeletbeli képe, amely felette (felső délibáb) vagy alatta (alsó délibáb) jelenik meg. Kevésbé gyakoriak az oldalsó délibábok (a kép oldalról látszik). A délibábok oka a tárgyból a megfigyelő szemébe érkező fénysugarak pályájának görbülete, amely a különböző sűrűségű rétegek határán bekövetkező törés eredménye.

Az alsó troposzféra napi és éves hőmérséklet-ingadozása 2 km-es magasságig általában a felszíni hőmérséklet-ingadozást tükrözi. A felszíntől való távolság növekedésével a hőmérséklet-ingadozások amplitúdói csökkennek, a maximum és minimum pillanatai késnek. A levegő hőmérsékletének napi ingadozása télen 0,5 km magasságig, nyáron 2 km-ig észlelhető.

A napi hőmérséklet-ingadozások amplitúdója a szélesség növekedésével csökken. A legnagyobb napi amplitúdó a szubtrópusi szélességeken, a legkisebb a sarki szélességeken van. A mérsékelt övi szélességi körökben a napi amplitúdók az év különböző időszakaiban eltérőek. Magas szélességi körökben a legnagyobb napi amplitúdó tavasszal és ősszel, a mérsékelt szélességi körökben - nyáron.

A levegő hőmérsékletének éves alakulása elsősorban a hely szélességi fokától függ. Az egyenlítőtől a sarkokig nő a levegő hőmérséklet-ingadozásának éves amplitúdója.

Az amplitúdó nagyságától és a szélsőséges hőmérsékletek kialakulásának időpontjától függően az éves hőmérséklet-ingadozásnak négy típusa van.

egyenlítői típus két maximum (a napéjegyenlőségek után) és két minimum (a napfordulók után) jellemezte. Az amplitúdó az óceán felett körülbelül 1 °, a szárazföldön - akár 10 °. A hőmérséklet egész évben pozitív.

trópusi típus - egy maximum (nyári napforduló után) és egy minimum (téli napforduló után). Az óceán feletti amplitúdó körülbelül 5 °, a szárazföldön - akár 20 °. A hőmérséklet egész évben pozitív.

Mérsékelt típus - egy maximum (az északi féltekén a szárazföld felett júliusban, az óceán felett augusztusban) és egy minimum (az északi féltekén a szárazföld felett januárban, az óceán felett februárban). Négy évszak egyértelműen megkülönböztethető: meleg, hideg és két átmeneti. Az éves hőmérsékleti amplitúdó a szélességi fok növekedésével, valamint az óceántól való távolsággal növekszik: a tengerparton 10 °, az óceántól távol - akár 60 ° -ig (Jakutszkban -62,5 °). A hideg évszakban a hőmérséklet negatív.

A levegő hőmérsékletének eloszlása ​​az alatta lévő felületen.

Ha a földfelszín homogén lenne, a légkör és a hidroszféra álló helyzetben lenne, akkor a hő eloszlását a Föld felszínén csak a napsugárzás beáramlása határozná meg, és a levegő hőmérséklete fokozatosan csökkenne az egyenlítőtől a sarkok felé ugyanaz minden párhuzamosnál (naphőmérséklet). Valójában az éves átlagos levegőhőmérsékletet a hőegyensúly határozza meg, és az alatta lévő felszín természetétől és folyamatos interlatitudinális hőátadás, amelyet az Óceán levegőjének és vizeinek mozgatásával hajtanak végre, és ezért jelentősen eltérnek a szolárisaktól.

A tényleges éves átlagos levegőhőmérséklet a földfelszín közelében az alacsony szélességi körökben alacsonyabb, a magas szélességi körökben pedig éppen ellenkezőleg, magasabb, mint a szoláris. A déli féltekén a tényleges éves átlaghőmérséklet minden szélességi körön alacsonyabb, mint az északiban. A levegő átlagos hőmérséklete a földfelszín közelében az északi féltekén januárban +8°C, júliusban +22°C; délen júliusban +10°C, januárban +17°C. Az évi átlagos levegőhőmérséklet a földfelszínen +14 °C.

Ha megjelöljük a legmagasabb éves vagy havi átlaghőmérsékleteket a különböző meridiánokon és összekapcsoljuk őket, akkor egy vonalat kapunk termikus maximum, gyakran termikus egyenlítőnek nevezik. Valószínűleg helyesebb azt a párhuzamot (szélességi kört) tekinteni, ahol az év vagy bármely hónap legmagasabb normál átlaghőmérséklete van termikus egyenlítőnek. A termikus egyenlítő nem esik egybe a földrajzi egyenlítővel, és északra "eltolódik". Az év során az é. sz. 20°-ról mozog. SH. (júliusban) 0°-ra (januárban). A termikus egyenlítő északra tolódásának több oka is van: az északi félteke trópusi szélességein a szárazföld túlsúlya, az antarktiszi hidegpólus, és talán a nyár időtartama is számít (a déli féltekén a nyár rövidebb ).

Hőhevederek.

Az izotermákat a termikus (hőmérsékletű) szalagok határain túlra visszük. Hét termikus zóna van:

forró öv, amely az északi és a déli félteke éves izotermája + 20° között helyezkedik el; két mérsékelt égövi övek, az Egyenlítő felől az éves izoterma + 20°, a sarkok felől a legmelegebb hónap izotermája + 10° korlátozza;

Kettő hideg övek, az izoterma + 10 ° és a legmelegebb hónap között helyezkedik el;

Kettő fagyos övek a pólusok közelében található, és a legmelegebb hónap 0°-os izotermája határolja. Az északi féltekén ez Grönland és az északi pólushoz közeli tér, a déli féltekén - a déli szélesség 60°-os párhuzamosságán belüli terület. SH.

A hőmérsékleti zónák képezik az éghajlati zónák alapját. Mindegyik szalagon belül nagy hőmérséklet-ingadozások figyelhetők meg az alatta lévő felülettől függően. A szárazföldön a domborzat hőmérsékletre gyakorolt ​​hatása nagyon nagy. A hőmérséklet változása a magassággal 100 m-enként nem azonos a különböző hőmérsékleti zónákban. A troposzféra alsó kilométeres rétegében a függőleges gradiens az Antarktisz jégfelülete feletti 0°-tól a trópusi sivatagok feletti nyári 0,8°-ig terjed. Ezért a hőmérséklet tengerszintre emelésének módszere átlagos gradiens (6°/100 m) használatával néha durva hibákhoz vezethet. A magasság függvényében a hőmérséklet változása a függőleges éghajlati zónák okozója.