Суточный и годовой ход температуры воздуха в приземном слое атмосферы определяется по температуре на высоте 2 м. В основном этот ход обусловлен соответствующим ходом температуры деятельной поверхности. Особенности хода температуры воздуха определяются его экстремумами, то есть наибольшими и наименьшими температурами. Разность между этими температурами называют амплитудой хода температуры воздуха. Закономерность суточного и годового хода температуры воздуха выявляется при осреднении результатов многолетних наблюдений. Она связана с периодическими колебаниями. Непериодические нарушения суточного и годового хода, обусловленные вторжением теплых или холодных воздушных масс, искажают нормальный ход температуры воздуха. Тепло, поглощенное деятельной поверхностью, передается прилегающему слою воздуха. При этом происходит некоторое запаздывание повышения и понижения температуры воздуха по сравнению с изменениями температуры почвы. При нормальном ходе температуры минимальная температура наблюдается перед восходом Солнца, максимальная отмечается в 14-15 часов (рис.4.4).

Рисунок 4.4. Суточный ход температуры воздуха в Барнауле (доступно при скачивании полной версии учебника)

Амплитуда суточного хода температуры воздуха над сушей всегда меньше амплитуды суточного хода температуры поверхности почвы и зависит от тех же факторов, то есть от времени года, географической широты, облачности, рельефа местности, а также от характера деятельной поверхности и высоты над уровнем моря. Амплитуда годового хода вычисляется как разность средних месячных температур самого теплого и самого холодного месяцев. Абсолютной годовой амплитудой температуры называют разность между абсолютным максимумом и абсолютным минимумом температуры воздуха за год, то есть между самой высокой и самой низкой температурой, наблюдавшейся в течение года. Амплитуда годового хода температуры воздуха в данном месте зависит от географической широты, расстояния от моря, высоты места, от годового хода облачности и ряда других факторов. Малые годовые амплитуды температуры наблюдаются над морем и характерны для морского климата. Над сушей имеют место большие годовые амплитуды температуры, характерные для континентального климата. Однако морской климат распространяется и на прилегающие к морю области материков, где велика повторяемость морских воздушных масс. Морской воздух приносит на сушу морской климат. С удалением от океана вглубь материка годовые амплитуды температуры растут, то есть растет континентальность климата.

По значению амплитуды и по времени наступления экстремальных температур выделяют четыре типа годового хода температуры воздуха . Экваториальный тип характеризуется двумя максимумами – после весеннего и осеннего равноденствия, когда Солнце в полдень находится в зените, и двумя минимумами – после летнего и земного солнцестояния. Для этого типа характерна малая амплитуда: над континентами в пределах 5-10°С, а над океанами всего около 1° С. Тропический тип характеризуется одним максимумом – после летнего солнцестояния и одним минимумом – после зимнего солнцестояния. Амплитуда увеличивается с удалением от экватора и составляет над континентами в среднем 10-20°С, над океанами – 5-10°С. Тип умеренного пояса характеризуется тем, что над материками экстремумы наблюдаются в те же сроки, что и при тропическом типе, а над океаном на месяц позже. Амплитуда возрастает с широтой, достигая над материками 50-60°С, а над океанами – 15-20°С. Полярный тип аналогичен предыдущему типу, но отличается дальнейшим возрастанием амплитуды, достигающей над океаном и побережьями 25-40°С, а над сушей превышающей 65°С

январские и июльские изотермы на территории России??????

Лукас Рейн Ученик (237) 1 год назад

ТЕПЛОВЫЕ ПОЯСА ЗЕМЛИ, температурные пояса Земли, - система классификации климатов по темп-ре воздуха. Обычно выделяются: жаркий пояс - между годовыми изотермами 20° (доходит до 30° ш.) ; 2 умеренных пояса (в каждом полушарии) - между годовой изотермой 20° и изотермой самого тёплого мес. 10°; 2 холодных пояса - между изотермами самого тёплого мес. 10° и 0°; 2 пояса вечного мороза - со ср. темп-рой самого тёплого мес. ниже 0°.

Juliette Ученик (237) 1 год назад

Тепловые пояса - широкие полосы, опоясывающие Землю, с близкими температурами воздуха внутри пояса и отличающиеся от соседних неоднородным широтным распределением прихода солнечной радиации. Различают семь тепловых поясов: жаркий по обе стороны экватора, ограниченный годовыми изотермами в +20°С; умеренных 2 (северный и южный) с граничной изотермой в +10°С самого теплого месяца; холодных 2 в границах +10°С и 0°С самого теплого месяца вечного мороза 2 со средней температурой воздуха за год ниже 0°С.

Оптические явления. Как уже говорилось, при прохождении лучей Солнца через атмосферу часть прямой солнечной радиации поглощается молекулами воздуха, рассеивается к отражается. В результате этого в атмосфере наблюдаются различные оптические явления, воспринимаемые непосредственно нашим глазом. К числу таких явлений относятся: цвет неба, рефракция, миражи, гало, радуга, ложное солнце, световые столбы, световые кресты и др.

Цвет неба. Всем хорошо известно, что цвет неба в зависимости от состояния атмосферы меняется. Ясное безоблачное небо днем имеет голубой цвет. Этот цвет неба обусловлен тем, что в атмосфере много рассеянной солнечной радиации, в составе которой преобладают короткие волны, воспринимаемые нами как голубые или синие. Если воздух запылен, то меняется спектральный состав рассеянной радиации, ослабляется синева неба; небо становится белесоватым. Чем больше мутность воздуха, тем слабее синева неба.

С высотой цвет неба меняется. На высоте от 15 до 20 км цвет неба черно-фиолетовый. С вершин высоких гор цвет неба кажется густо-синим, а с поверхности Земли - голубым. Это изменение цвета от черно-фиолетового до светло-голубого обусловливается все возрастающим рассеиванием сначала фиолетовых, потом синих и голубых лучей.

При восходе и заходе Солнца, когда солнечные лучи проходят сквозь наибольшую толщу атмосферы и теряют при этом почти все коротковолновые лучи (фиолетовые и синие), а до глаза наблюдателя доходят только длинноволновые лучи, цвет части неба у горизонта и само Солнце имеет красную или оранжевую окраску.

Рефракция. В результате отражения и преломления солнечных лучей при их прохождении через слои воздуха различной плотности их траектория подвергается некоторым изменениям. Это приводит к тому, что небесные тела и отдаленные предметы на земной поверхности мы видим в направлении, несколько отличающемся от того, в котором они действительно расположены. Например, если мы смотрим на вершину горы из долины, то гора нам кажется приподнятой; при визировании с горы в долину замечается повышение дна долины.

Угол, образованный прямой линией, идущей от глаза наблюдателя до какой-либо точки, и направлением, в котором глаз видит эту точку, называется рефракцией.

Величина рефракции, наблюдаемой у земной поверхности, зависит от распределения плотности нижних слоев воздуха и от расстояния от наблюдателя до предмета. Плотность же воздуха зависит от температуры и давления. В среднем величина земной рефракции в зависимости от расстояния до наблюдаемых предметов при обычных атмосферных условиях равна:

Миражи. Явления миражей связаны с аномальной рефракцией солнечных лучей, которая вызывается резким изменением плотности воздуха в нижних слоях атмосферы. При мираже наблюдатель видит, кроме предметов, еще их изображения ниже или выше действительного положения предметов, а иногда справа или слева от них. Нередко наблюдатель может видеть только изображение, не видя самих предметов.

Если плотность воздуха с высотой резко падает, то изображение предметов наблюдается выше их действительного местонахождения. Так, например, при подобных условиях можно видеть силуэт корабля над уровнем моря, когда корабль скрыт от наблюдателя за горизонтом.

Нижние миражи часто наблюдаются на открытых равнинах, в особенности в пустынях, где плотность воздуха резко увеличивается с высотой. Человек в этом случае нередко видит в отдалении как бы водную, слегка волнующуюся поверхность. Если при этом на горизонте имеются какие-либо предметы, то они как бы поднимаются над этой водой. И в этом водном пространстве видны перевернутые, как бы отраженные в воде их очертания. Видимость водной поверхности на равнине создается в результате большой рефракции, обусловливающей обратное изображение внизу у земной поверхности части неба, находящегося позади предметов.

Гало. Под явлением гало понимаются светлые или радужные круги, наблюдаемые иногда вокруг Солнца или Луны. Гало бывает в том случае, когда эти небесные тела приходится видеть через легкие перистые облака или через пелену тумана, состоящего из взвешенных в воздухе ледяных иголочек (рис. 63).

Явление гало происходит вследствие преломления в ледяных кристалликах и отражения от их граней солнечных лучей.

Радуга. Радуга представляет собой большую разноцветную дугу, наблюдаемую обычно после дождя на фоне дождевых облаков, находящихся против той части неба, где светит Солнце. Величина дуги бывает различна, иногда наблюдается полный радужный полукруг. Нередко мы видим одновременно две радуги. Интенсивность развития отдельных цветов в радуге и ширина их полос различны. В хорошо видимой радуге с одного края располагается красный цвет, а с другой - фиолетовый; остальные цвета в радуге находятся в порядке цветов спектра.

Явления радуги обусловлены преломлением и отражением солнечных лучей в капельках воды, находящихся в атмосфере.

Звуковые явления в атмосфере. Продольные колебания частиц материи, распространяясь по материальной среде (по воздуху, воде и твердым телам) и достигнув уха человека, вызывают ощущения, называемые «звуком».

В атмосферном воздухе всегда находятся звуковые волны различной частоты и силы. Часть этих волн создается искусственно человеком, а часть звуков имеет метеорологическое происхождение.

К звукам метеорологического происхождения относятся гром, завывание ветра, гудение проводов, шум и шелест деревьев, «голос моря», звуки и шумы, возникающие при передвижении песчаных масс в пустынях и над дюнами, а также снежинок над гладкой поверхностью снега, звуки при падении на земную поверхность твердых и жидких осадков, звуки прибоя у берегов морей иозер и др. Остановимся на некоторых из них.

Гром наблюдается при явлениях грозового разряда. Возникает он в связи с особыми термодинамическими условиями, которые создаются на пути движения молнии. Обычно гром мы воспринимаем в виде ряда ударов - так называемых раскатов. Раскаты грома объясняются тем, что звуки, порождаемые в одно время вдоль длинного и обычно извилистого пути молнии, доходят до наблюдателя последовательно и с различной интенсивностью. Гром, несмотря на большую силу звука, слышится на расстоянии не более 20-25 км (в среднем около 15 км).

Завывание ветра происходит при быстром движении воздуха сзавихриванием у каких-либо предметов. При этом бывает чередование накопления и оттока воздуха от предметов, что и дает начало звукам. Гудение проводов, шум и шелест деревьев, «голос моря» также связаны сдвижением воздуха.

Скорость звука в атмосфере. На скорость распространения звука в атмосфере влияет температура и влажность воздуха, а также ветер (направление и его сила). В среднем скорость звука в атмосфере равна 333 м в секунду. С увеличением температуры воздуха скорость звука несколько возрастает. Изменение абсолютной влажности воздуха оказывает меньшее влияние на скорость звука. Ветер оказывает сильное влияние: скорость звука по направлению движения ветра увеличивается, против ветра - уменьшается.

Знание величины скорости распространения звука в атмосфере имеет большое значение при решении ряда задач по изучению верхних слоев атмосферы акустическим методом. Пользуясь средней скоростью звука в атмосфере, можно узнать расстояние от своего местонахождения до места возникновения грома. Для этого нужно определить число секунд между видимой вспышкой молнии и моментом прихода звука грома. Затем надо умножить среднее значение скорости звука в атмосфере - 333 м/сек. на полученное число секунд.

Эхо. Звуковые волны, подобно световым лучам, испытывают при переходе из одной среды в другую преломление и отражение. Звуковые волны могут отражаться от земной поверхности, от воды, от окружающих гор, облаков, от поверхности раздела воздушных слоев, имеющих различную температуру и влажность. Звук, отражаясь, может повториться. Явление повторения звуков вследствие отражения звуковых волн от различных поверхностей носит название «эхо».

Особенно часто эхо наблюдается в горах, вблизи скал, где громко произнесенное слово через некоторый промежуток времени повторяется один или несколько раз. Так, например, в долине Рейна имеется скала Лорелей, у которой эхо повторяется до 17-20 раз. Примером эхо являются и раскаты грома, которые возникают вследствие отражения звуков электрических разрядов от различных предметов на земной поверхности.

Электрические явления в атмосфере. Наблюдаемые в атмосфере электрические явления связаны с наличием в воздухе электрически заряженных атомов и молекул газов, носящих название ионов. Ионы бывают как с отрицательным, так и с положительным зарядом, а по величине массы делятся на легкие и тяжелые. Ионизация атмосферы происходит под воздействием коротковолновой части солнечной радиации, космических лучей и излучения радиоактивных веществ, содержащихся в земной коре и в самой атмосфере. Сущность ионизации заключается в том, что указанные ионизаторы передают нейтральной молекуле или атому газа воздуха энергию, под действием которой удаляется один из наружных электронов из сферы действия ядра. В результате этого атом, лишенный одного электрона, становится положительным легким ионом. Удалившийся из данного атома электрон быстро присоединяется к нейтральному атому и таким путем создается отрицательный легкий ион. Легкие ионы, встречаясь с взвешенными частицами воздуха, отдают им свой заряд и образуют таким образом тяжелые ионы.

Количество ионов в атмосфере с высотой увеличивается. В среднем на каждые 2 км высоты число их возрастает на тысячу ионов в одном куб. сантиметре. В высоких слоях атмосферы максимальная концентрация ионов наблюдается на высотах около 100 и 250 км.

Наличие в атмосфере ионов создает электропроводимость воздуха и электрическое поле в атмосфере.

Проводимость атмосферы создается благодаря большой подвижности главным образом легких ионов. Тяжелые ионы играют в этом отношении небольшую роль. Чем выше в воздухе концентрация легких ионов, тем больше его проводимость. И так как с высотой увеличивается число легких ионов, то и проводимость атмосферы с высотой возрастает. Так, например, на высоте 7-8 км проводимость, примерно, в 15-20 раз больше, чем у земной поверхности. На высоте около 100 км проводимость очень большая.

В чистом воздухе мало взвешенных частиц, поэтому в нем больше легких ионов и меньше тяжелых. В связи с этим проводимость чистого воздуха выше, чем проводимость запыленного. Поэтому при мгле и тумане проводимость имеет низкое значение, Электрическое поле в атмосфере впервые установил М. В. Ломоносов. При ясной безоблачной погоде напряженность поля считается нормальной. По отношению к

земной поверхности атмосфера заряжена положительно. Под влиянием электрического поля атмосферы и отрицательного поля земной поверхности устанавливается вертикальный ток положительных ионов от земной поверхности вверх, а отрицательных ионов из атмосферы вниз. Электрическое поле атмосферы вблизи земной поверхности чрезвычайно изменчиво и зависит от проводимости воздуха. Чем меньше проводимость атмосферы, тем больше напряженность электрического поля атмосферы. Проводимость же атмосферы в основном зависит от количества взвешенных в ней твердых и жидких частиц. Поэтому во время мглы, при осадках и тумане напряженность электрического поля атмосферы увеличивается и это нередко приводит к электрическим разрядам.

Огни Эльма. Во время гроз и шквалов летом или снежных бурь зимой можно иногда наблюдать электрические спокойные разряды на остриях предметов, выдающихся над земной поверхностью. Эти видимые разряды носят название «огней Эльма» (рис. 64). Чаще всего огни Эльма наблюдаются на мачтах, на вершинах гор; иногда они сопровождаются несильным потрескиванием.

Образуются огни Эльма при большой напряженности электрического поля. Напряженность бывает настолько велика, что ионы и электроны, двигаясь с большой скоростью, расщепляют на своем пути молекулы воздуха, отчего увеличивается число ионов и электронов в воздухе. В связи с этим возрастает проводимость воздуха и с острых предметов, где накапливается электричество, начинается истечение электричества и разрядка.

Молнии. В результате сложных термических и динамических процессов в грозовых облаках происходит разделение электрических зарядов: обычно отрицательные заряды располагаются в нижней части облака, положительные в верхней. В связи с таким разделением объемных зарядов внутри облаков создаются сильные электрические поля как внутри облаков, так и между ними. Напряженность поля у земной поверхности при этом может достигать нескольких сотен киловольт на 1 м. Большая напряженность электрического поля приводит к тому, что в атмосфере возникают электрические разряды. Сильные искровые электрические разряды, которые происходят между грозовыми облаками или между облаками и земной поверхностью, называются молниями.

Продолжительность вспышки молнии в среднем около 0,2 сек. Количество электричества, которое несет молния, составляет 10-50 кулонов. Сила тока бывает очень большой; иногда она достигает 100-150 тыс. ампер, но в большинстве случаев не превышает 20 тыс. ампер. Большинство молний с отрицательным зарядом.

По внешнему виду искровой вспышки молнии разделяют на линейные, плоские, шаровые, четочные.

Наиболее часто наблюдаются линейные молнии, среди которых различают ряд разновидностей: зигзагообразные, разветвленные, ленточные, ракетовидные и др. Если линейная молния образуется между облаком и земной поверхностью, то ее средняя длина равна 2-3 км; молния между облаками может достигать 15-20 км длины. Разрядный канал молнии, который создается под влиянием ионизации воздуха и по которому происходит интенсивное встречное течение отрицательных зарядов, скопившихся в облаках, и положительных зарядов, скопившихся на земной поверхности, имеет диаметр от 3 до 60 см.

Плоская молния представляет собой кратковременный электрический разряд, охватывающий значительную часть облака. Плоская молния не всегда сопровождается громом.

Шаровая молния - редкое явление. Образуется она в некоторых случаях после сильного разряда линейной молнии. Шаровая молния представляет собой огненный шар с диаметром обычно в 10-20 см (а иногда и до нескольких метров). По земной поверхности эта молния передвигается с умеренной скоростью и обладает тенденцией проникать внутрь зданий через дымоходы и другие небольшие отверстия. Не причинив вреда и проделав сложные движения, шаровая молния может спокойно уйти из здания. Иногда же она вызывает пожары и разрушения.

Еще более редкое явление представляют четочные молнии. Они бывают в том случае, когда электрический разряд состоит из ряда светящихся шаровидных или продолговатых тел.

Молнии нередко причиняют большой ущерб; они разрушают здания, вызывают пожары, расплавляют электрические провода, раскалывают деревья и поражают людей. Для защиты зданий, промышленных сооружений, мостов, электростанций, линий электропередач и других сооружений от прямых ударов молний применяют молниеотводы (обычно их называют громоотводами).

Наибольшее число дней с грозами наблюдается в тропических и экваториальных странах. Так, например, на о. Ява в году 220 дней с грозами, в Центральной Африке 150 дней, в Центральной Америке около 140. В СССР больше всего дней с грозами бывает на Кавказе (до 40 дней в году), на Украине и на юго-востоке Европейской части СССР. Грозовые явления обычно наблюдаются во второй половине дня, в особенности между 15 и 18 часами.

Полярные сияния. Полярные сияния представляют собой своеобразную форму свечения в высоких слоях атмосферы, наблюдаемого временами в ночное время преимущественно в полярных и приполярных странах северного и южного полушарий (рис. 65). Эти свечения являются проявлением электрических сил атмосферы и происходят на высоте от 80 до 1000 км в сильно разреженном воздухе при прохождении через него электрических зарядов. Природа полярных сияний еще полностью не разгадана но точно установлено, что причиной их возникновения является

воздействие верхние сильно разреженные слои земной атмосферы заряженных частиц (корпускул), поступающих в атмосферу из активных областей Солнца (пятен, протуберанцев и других участков) во время вспышек солнечного излучения.

Максимальное число полярных сияний наблюдается вблизи магнитных полюсов Земли. Так, например, у магнитного полюса северного полушария в год бывает до 100 сияний.

По форме свечения полярные сияния весьма разнообразны, но обычно их делят на две основные группы: сияния безлучевой формы (однородные полосы, дуги, спокойные и пульсирующие светящиеся поверхности, диффузные свечения и др.) и сияния лучистой структуры (полосы, драпри, лучи, корона и др.). Полярные сияния безлучевой структуры отличаются спокойным свечением. Сияния же лучевой структуры, наоборот, подвижны, у них меняется как форма, так яркость и цвет свечения. Кроме этого, сияния лучистой формы сопровождаются магнитными возбуждениями.

По форме различают следующие виды осадков. Дождь - жидкие осадки, состоящие из капель диаметром 0,5-6 мм. Капли более значительных размеров при падении разбиваются на части. В ливневых дождях величина капель больше, чем в обложных, особенно в начале дождя. При отрицательных температурах иногда могут выпадать переохлажденные капли. Соприкасаясь с земной поверхностью, они замерзают и покрывают ее ледяной коркой. Морось - жидкие осадки, состоящие из капель диаметром порядка 0,5-0,05 мм с очень малой скоростью падения. Они легко переносятся ветром в горизонтальном направлении. Снег - твердые осадки, состоящие из сложных ледяных кристаллов (снежинок). Формы их очень разнообразны и зависят от условий образования. Основная форма снежных кристаллов - шестилучевая звезда. Звезды получаются из шестиугольных пластинок, потому что сублимация водяного пара наиболее быстро происходит на углах пластинок, где и нарастают лучи. На этих лучах, в свою очередь, создаются разветвления. Диаметры выпадающих снежинок могут быть очень различными (Из слоисто-дождевых и кучево-дождевых облаков при отрицательных температурах выпадает еще крупа, снежная и ледяная , - осадки, состоящие из ледяных и сильно озерненных снежинок диаметром более 1 мм. Чаще всего крупа наблюдается при температурах, близких к нулю, особенно осенью и весной. Снежная крупа имеет снегоподобное строение: крупинки легко сжимаются пальцами. Ядрышки ледяной крупы имеют оледеневшую поверхность. Раздавить их трудно, при падении на землю они подскакивают. Из слоистых облаков зимой вместо мороси выпадают снежные зерна - маленькие крупинки диаметром менее 1 мм, напоминающие манную крупу. Зимой при низких температурах из облаков нижнего или среднего яруса иногда выпадают снежные иглы - осадки, состоящие из ледяных кристаллов в виде шестиугольных призм и пластин без разветвлений. При значительных морозах такие кристаллы могут возникать в воздухе вблизи земной поверхности. Они особенно хорошо видны в солнечный день, когда сверкают своими гранями, отражая солнечные лучи. Из подобных ледяных игл состоят облака верхнего яруса. Особый характер имеет ледяной дождь - осадки, состоящие из прозрачных ледяных шариков (замерзших в воздухе капель дождя) диаметром 1-3 мм. Их выпадение ясно говорит о наличии инверсии температуры. Где-то в атмосфере есть слой воздуха с положительной температурой

В последние годы было предложено и успешно испробовано несколько способов искусственного осаждения облаков и образования из них осадков. Для этого в переохлажденном капельном облаке с самолета разбрасывают мелкие частицы («зерна») твердой углекислоты, имеющей температуру около -70 °С. Вокруг этихзерен в воздухе образуется благодаря столь низкой температуре огромное число очень мелких кристалликов льда. Эти кристаллики затем рассеиваются в облаке благодаря движению воздуха. Они служат теми зародышами, на которых после вырастают большие снежинки - точно так, как это описано выше (§ 310). В слое облаков при этом образуется широкий (1-2 км) просвет вдоль всего пути, который прошел самолет (рис. 510). Образовавшиеся при этом снежинки могут создать довольно сильный снегопад. Само собой разумеется, что таким путем можно осадить лишь столько воды, сколько уже содержалось ранее в облаке. Усилить же процесс конденсации и образования первичных, самых мелких облачных капель пока еще не в силах человека.

Облака́ - взвешенные в атмосфере продукты конденсации водяного пара, видимые на небе с поверхности земли.

Облака состоят из мельчайших капель воды и/или кристаллов льда (называемых облачными элементами ). Капельные облачные элементы наблюдаются при температуре воздуха в облаке выше −10 °C; от −10 до −15 °C облака имеют смешанный состав (капли и кристаллы), а при температуре в облаке ниже −15 °C - кристаллические.

Облака классифицируются в систему, которая использует латинские слова для внешнего вида облаков, наблюдаемого с земли. Таблица обобщает четыре основных компоненты этой классификационной системы (Ahrens, 1994).

Дальнейшая классификация описывает облака по высоте их расположения. Например, облака, содержащие в своем названии приставку "cirr-" как перистые (cirrus) облака, расположены в верхнем ярусе, в то время как облака с приставкой "alto -" в названии, такие как высоко-слоистые (altostratus), находятся в среднем ярусе. Здесь выделяется несколько групп облаков. Первые три группы определяются по высоте их расположения над землей. Четвертая группа состоит из облаков вертикального развития. Последняя группа включает коллекцию смешанных типов облаков.

Облака нижнего яруса Облака нижнего яруса в основном состоят из капелек воды, потому что они располагаются на высотах ниже 2 км. Однако, когда температура достаточно низка, эти облака могут также содержать частицы льда и снег.

Облака вертикального развития Это кучевые облака, имеющие вид изолированных облачных масс, вертикальные размеры которых одного порядка с горизонтальными. Вызываются они обычно или температурной конвекцией или фронтальным подъемом , и могут расти до высот в 12 км, реализуя растущую энергию через конденсацию водяного пара в пределах самого облака.

Другие типы облаков Наконец, приведем коллекции смешанных типов облаков, которые не подходят ни к одной из четырех предыдущих групп.

Страница 1 из 2 РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ОСАДКОВ НА ЗЕМЛЕ Атмосферные осадки на земной поверхности распределяются очень неравномерно. Одни территории страдают от избытка влаги, другие - от ее недостатка. Наибольшее количество атмосферных осадков зарегистрировано в Чер-рапунджи (Индия) - 12 тыс. мм в год, наименьшее -- в Аравийских пустынях, около 25 мм в год. Количество осадков измеряется толщиной слоя в мм, который образовался бы при отсутствии стока, просачивания или испарения воды. Распределение осадков на Земле зависит от целого ряда причин: а) от размещения поясов высокого и низкого давления. На экваторе и в умеренных широтах, где формируются области низкого давления, осадков выпадает много. В этих областях нагретый от Земли воздух становится легким и поднимается вверх, где он встречается с более холодными слоями атмосферы, охлаждается, и водяной пар превращается в капельки воды и выпадает на Землю в виде осадков. В тропиках (30-е широты) и полярных широтах, где образуются области высокого давления, преобладают нисходящие воздушные токи. Холодный воздух, опускающийся из верхних слоев тропосферы, содержит мало влаги. При опускании он сжимается, нагревается и становится еще суше. Поэтому в областях повышенного давления над тропиками и у полюсов осадков выпадает мало;

Страница 2 из 2 б) распределение осадков зависит также и от географической широты. На экваторе и в умеренных широтах выпадает много осадков. Однако земная поверхность на экваторе прогревается больше, чем в умеренных широтах, поэтому восходящие потоки на экваторе значительно мощнее, чем в умеренных широтах, а следовательно, сильнее и обильнее осадки; в) распределение осадков зависит от положения местности относительно Мирового океана, так как именно оттуда приходит основная доля водяных паров. Например, в Восточной Сибири осадков выпадает меньше, чем на Восточно-Европейской равнине, так как Восточная Сибирь удалена от океанов; г) распределение осадков зависит от близости местности к океаническим течениям: теплые течения способствуют выпадению осадков на побережьях, а холодные препятствуют. Вдоль западных берегов Южной Америки, Африки и Австралии проходят холодные течения, что привело к формированию пустынь на побережьях; д) распределение осадков зависит также от рельефа. На склонах горных цепей, обращенных к влажным ветрам с океана, влаги выпадает заметно больше, чем на противоположных, - это ясно прослеживается в Кордильерах Америки, на восточных склонах гор Дальнего Востока, на южных отрогах Гималаев. Горы препятствуют движению влажных воздушных масс, а равнина способствует этому.

Большая часть России отличается умеренным количеством осадков. В Арало-Каспийских и Туркестанских степях, а также на дальнем Севере их выпадает даже очень мало. К очень дождливым территориям относятся лишь некоторые южные окраины России, особенно Закавказье.

Давление

Атмосфе́рное давле́ние - давлениеатмосферы на все находящиеся в ней предметы и земную поверхность. Атмосферное давление создаётся гравитационным притяжением воздуха к Земле. Атмосферное давление измеряетсябарометром. Атмосферное давление, равное давлению столба ртути высотой 760 мм при температуре 0 °C, называется нормальным атмосферным давлением. (Международная стандартная атмосфера - МСА, 101 325 Па

Наличие атмосферного давления привело людей в замешательство в 1638 году, когда не удалась затея герцога Тосканского украсить сады Флоренции фонтанами - вода не поднималась выше 10,3 метров. Поиски причин этого и опыты с более тяжёлым веществом - ртутью, предпринятыеЭванджелистой Торричелли, привели к тому, что в 1643 году он доказал, что воздух имеет вес . Совместно с В. Вивиани, Торричелли провёл первый опыт по измерению атмосферного давления, изобретя трубку Торричелли (первый ртутный барометр) - стеклянную трубку, в которой нет воздуха. В такой трубке ртуть поднимается на высоту около 760 мм . Измерение давления необходимо для управления технологическими процессами и обеспечения безопасности производства. Кроме того, этот параметр используется при косвенных измерениях других технологических параметров:уровня, расхода, температуры, плотности и т. д. В системе СИ за единицу давления принят паскаль (Па ) .

В большинстве случаев первичные преобразователи давления имеют неэлектрический выходной сигнал в виде силы или перемещения и объединены в один блок с измерительным прибором. Если результаты измерений необходимо передавать на расстояние, то применяют промежуточное преобразование этого неэлектрического сигнала в унифицированный электрический или пневматический. При этом первичный и промежуточный преобразователи объединяют в один измерительный преобразователь.

Для измерения давления используют манометры , вакуумметры , мановакуумметры , напоромеры , тягомеры , тягонапоромеры , датчики давления , дифманометры .

В большинстве приборов измеряемое давление преобразуется в деформацию упругих элементов, поэтому они называются деформационными.

Деформационные приборы широко применяют для измерения давления при ведении технологических процессов благодаря простоте устройства, удобству и безопасности в работе. Все деформационные приборы имеют в схеме какой-либо упругий элемент, который деформируется под действием измеряемого давления: трубчатую пружину , мембрану или сильфон .

Распределение

На земной поверхности Атмосферное давление изменяется от места к месту и во времени. Особенно важны непериодические изменения Атмосферное давление , связанные с возникновением, развитием и разрушением медленно движущихся областей высокого давления -антициклонов и относительно быстро перемещающихся огромных вихрей - циклонов , в которых господствует пониженное давление. Отмеченные до сих пор крайние значения Атмосферное давление (на уровне моря): 808,7 и 684,0 мм рт. см. Однако, несмотря на большую изменчивость, распределение средних месячных значений Атмосферное давление на поверхности земного шара каждый год примерно одно и то же. Среднегодовое Атмосферное давление понижено у экватора и имеет минимум под 10° с. ш. Далее Атмосферное давление повышается и достигает максимума под 30-35° северной и южной широты; затем Атмосферное давление снова понижается, достигая минимума под 60-65°, а к полюсам опять повышается. На это широтное распределение Атмосферное давление существенное влияние оказывает время года и характер распределения материков и океанов. Над холодными материками зимой возникают области высокого Атмосферное давление Таким образом, широтное распределение Атмосферное давление нарушается, и поле давления распадается на ряд областей высокого и низкого давлений, которые называются центрами действия атмосферы . С высотой горизонтальное распределение давления становится более простым, приближаясь к широтному. Начиная с высоты около 5 км Атмосферное давление на всём земном шаре понижается от экватора к полюсам. В суточном ходе Атмосферное давление обнаруживаются 2 максимума: в 9-10 ч и 21-22 ч, и 2 минимума: в 3-4 ч и 15-16 ч. Особенно правильный суточный ход оно имеет в тропических странах, где дневное колебание достигает 2,4 мм рт. ст., а ночное - 1,6 мм рт. см. С увеличением широты амплитуда изменения Атмосферное давление уменьшается, но вместе с тем становятся более сильными непериодические изменения Атмосферное давление

Воздух непрерывно движется: он поднимается - восходящее движение, опускается - нисходящее движение. Движение воздуха в горизонтальном направлении называется ветром. Причиной возникновения ветра является неравномерное распределение давления воздуха на поверхность Земли, которое вызвано неравномерным распределением температуры. При этом воздушный поток движется от мест с большим давлением в сторону, где давление меньше. При ветре воздух движется не равномерно, а толчками, порывами, особенно у поверхности Земли. Существует много причин, которые влияют на движение воздуха: трение воздушного потока о поверхность Земли, встреча с препятствиями и др. Кроме того, воздушные потоки под влиянием вращения Земли отклоняются в северном полушарии вправо, а в южном - влево. Ветер характеризуется скоростью, направлением и силой. Скорость ветра измеряется в метрах в секунду (м/с) , километрах в час (км/ч) , баллах (по шкале Бофорта от 0 до 12, в настоящее время до 13 баллов) . Скорость ветра зависит от разницы давления и прямо пропорциональна ей: чем больше разность давления (горизонтальный барический градиент) , тем больше скорость ветра. Средняя многолетняя скорость ветра у земной поверхности 4-9 м/с, редко более 15 м/с. В штормах и ураганах (умеренных широт) - до 30 м/с, в порывах до 60 м/с. В тропических ураганах скорости ветра доходят до 65 м/с, а в порывах могут достигать 120 м/с. Направление ветра определяется той стороной горизонта, с которой дует ветер. Для его обозначения применяется восемь основных направлений (румбов) : С, СЗ, З, ЮЗ, Ю, ЮВ, В, СВ. Направление зависит от распределения давления и от отклоняющего действия вращения Земли. Сила ветра зависит от его скорости и показывает, какое динамическое давление оказывает воздушный поток на какую-либо поверхность. Сила ветра измеряется в килограммах на квадратный метр (кг/м2). Ветры чрезвычайно разнообразны по происхождению, характеру и значению. Так, в умеренных широтах, где господствует западный перенос, преобладают ветры западных направлений (СЗ, З, ЮЗ) . Эти области занимают обширные пространства - примерно от 30 до 60 в каждом полушарии. В полярных областях ветры дуют от полюсов к зонам пониженного давления умеренных широт. В этих областях преобладают северо-восточные ветры в Арктике и юго-восточные в Антарктике. При этом юго-восточные ветры Антарктики, в отличие от Арктических, более устойчивые и имеют большие скорости. Самая обширная зона ветров земного шара находится в тропических широтах, где дуют пассаты. Пассаты - постоянные ветры тропических широт. Они распространены в зоне от 30с. ш. до 30ю. ш. , то есть ширина каждой зоны 2-2,5 тыс. км. Это устойчивые ветры умеренной скорости (5-8 м/с) . У земной поверхности они вследствие трения и отклоняющего действия суточного вращения Земли имеют преобладающее северо-восточное направление в северном полушарии и юго-восточное в южном (рис. IV.2). Образуются они потому, что в экваториальном поясе нагретый воздух поднимается вверх, а на его место с севера и юга приходит тропический воздух. Пассаты имели и имеют большое практическое значение в мореплавании, особенно раньше для парусного флота, когда их называли “торговыми ветрами”. Эти ветры образуют устойчивые поверхностные течения в океане вдоль экватора, направленные с востока на запад. Именно они привели к Америке каравеллы Колумба. Бризы - местные ветры, которые днем дуют с моря на сушу, а ночью с суши на море. В связи с этим различают дневной и ночной бризы. Дневной (морской) бриз образуется в результате того, что днем суша нагревается быстрее, чем море, и над ней устанавливается более низкое давление. В это время над морем (более охлажденным) давление выше и воздух начинает перемещаться с моря на сушу. Ночной (береговой) бриз дует с суши на море, так как в это время суша охлаждается быстрее, чем море, и пониженное давление оказывается над водной поверхностью - воздух перемещается с берега на море.

Скорость ветра на метеостанциях измеряют анемометрами; если прибор самопишущий, то он называется анемографом. Анеморумбограф определяет не только скорость, но и направление ветра в режиме постоянной регистрации. Приборы для измерения скорости ветра устанавливают на высоте 10-15 м над поверхностью, и измеренный ими ветер называется ветром у земной поверхности.

Направление ветра определяют, назвав точку горизонта, откуда дует ветер или угол, образуемый направлением ветра с меридианом места, откуда дует ветер, т.е. его азимут. В первом случае различают 8 основных румбов горизонта: север, северо-восток, восток, юго-восток, юг, юго-запад, запад, северо-запад и 8 промежуточных. 8 основных румбов направления имеют следующие сокращения (русские и международные): С-N, Ю-S, З-W, В-E, СЗ-NW, СВ-NE, ЮЗ-SW, ЮВ-SE .

Воздушные массы и фронты

Воздушными массами называют сравнительно однородные за температурой и влажностью массы воздуха, которые распространяются на площади в несколько тысяч километров и на несколько километров в высоту

Они формируются в условиях длительного пребывания на более или менее однородными поверхностями суши или океана Перемещаясь в процессе общей циркуляции атмосферы в другие области Земли, воздушные массы перенос сять в эти области и свой режим погоды Господство в данном регионе в том или ином сезоне определенных воздушных масс создает характерный климатический режим местноститі.

Различают четыре основные географические типы воздушных масс, которые охватывают всю тропосферу Земли Это массы арктического (антарктического), умеренного, тропического и экваториального воздуха За исключением останньог го, в каждом из них выделяют еще морские и континентальные разновидности, которые формируются в соответствии над сушей и океаноом.

Полярный (арктический и антарктический) воздух формируется над ледяными поверхностями полярных районов и характеризуется низкими температурами, малым содержанием влаги и хорошей прозрачностью

Умеренное воздуха значительно лучше прогретый, он отмечается летом повышенным содержанием влаги, особенно над океаном Преобладающими здесь западными ветрами и циклонами морское умеренный воздух переносится да Алеко в глубину материков, нередко сопровождая свой путь осадками

Тропический воздух характеризуется в целом высокими температурами Но если над морем оно одновременно еще и очень влажный, то над сушей, наоборот, чрезвычайно сухое и пыльное

Экваториальное воздуха отмечается постоянными высокими температурами и повышенным содержанием влаги как над океаном, так и над сушей В послеполуденный время здесь частые ливневые дожди

Воздушные массы с различными температурами и влажностью постоянно перемещаются и на узком пространстве встречаются между собой Условная поверхность, разделяющая воздушные массы, называется атмосферным фронтом Пр ри пересечении этой воображаемой поверхности с земной поверхностью образуется так называемая линия атмосферного фронтту.

Поверхность, разделяющая арктический (антарктический) и умеренный воздух, называется соответственно арктическим и антарктическим фронтами Воздух умеренных широт и тропиков разделяет полярный фронт Поскольку плотность тепл лого воздуха меньше, чем плотность холодного, то фронт является наклонной плоскости, которая всегда имеет наклон в сторону холодного воздуха под очень малым углом (меньше 1 °) к поверхности земли Холодный воздух, как более густое при встрече с теплым будто подплывает под него и поднимает его вверх, вызывая образование ХМАмар.

Встретившись, различные воздушные массы продолжают двигаться в сторону массы, перемещалась с большей скоростью Одновременно изменяется положение и фронтальной поверхности, разделяющей эти массы воздуха зависимости от д направления движения фронтальной поверхности различают холодные и теплые фронты Когда наступающее холодный воздух движется быстрее отступающего теплого, атмосферный фронт называется холодным После прохождения холодного фронта атмосферное давление растет, а влажность воздуха снижается Когда теплый воздух наступает и фронт перемещается в сторону низких температур, фронт называется теплым При прохождении теплого фронта наступает потепление, давление снижается, а температура повышаетсяується.

Фронты имеют большое значение для погоды, так как вблизи них образуются облака и часто выпадают осадки В местах встречи теплого и холодного воздуха зарождаются и развиваются циклоны, погода становится не естийкою Зная расположение атмосферных фронтов, направления и скорости их передвижения, а также имея метеорологические данные, характеризующие воздушные массы, составляют прогнозы погодди.

Антициклон - область повышенного атмосферного давления с замкнутыми концентрическими изобарами на уровне моря и с соответствующим распределением ветра. В низком антициклоне - холодном, изобары остаются замкнутыми только в самых нижних слоях тропосферы (до 1,5 км), а в средней тропосфере повышенное давление вообще не обнаруживается; возможно также наличие над таким антициклоном высотного циклона.

Высокий антициклон - теплый и сохраняет замкнутые изобары с антициклонической циркуляцией даже и в верхней тропосфере. Иногда антициклон бывает многоцентровым. Воздух в антициклоне в северном полушарии движется, огибая центр по часовой стрелке (то есть отклоняясь от барического градиента вправо), в южном полушарии - против часовой стрелки. Для антициклона характерно преобладание ясной или малооблачнойпогоды. Вследствие охлаждения воздуха от земной поверхности в холодное время года и ночью в антициклоне возможно образование приземных инверсий и низких слоистых облаков (St) и туманов. Летом над сушей возможна умеренная дневная конвекция с образованием кучевых облаков. Конвекция с образованием кучевых облаков наблюдается и в пассатах на обращенной к экватору периферии субтропических антициклонов. При стабилизации антициклона в низких широтах возникают мощные, высокие и теплые субтропические антициклоны. Стабилизация антициклонов происходит также в средних и в полярных широтах. Высокие малоподвижные антициклоны, нарушающие общий западный перенос средних широт, называются блокирующими.

Синонимы: область высокого давления, область повышенного давления, барический максимум.

Антициклоны достигают размера несколько тысяч километров в поперечнике. В центре антициклона давление обычно 1020-1030 мбар, но может достигать 1070-1080 мбар. Как и циклоны, антициклоны перемещаются в направлении общего переноса воздуха в тропосфере, то есть с запада на восток, отклоняясь при этом к низким широтам. Средняя скорость перемещения антициклона составляет около 30 км/ч в Северном полушарии и около 40 км/ч в Южном, но нередко антициклон надолго принимает малоподвижное состояние.

Признаки антициклона:

Ясная или малооблачная погода

Отсутствие ветра

Отсутствие осадков

Устойчивый характер погоды (заметно не меняется во времени, пока существует антициклон)

В летний период антициклон приносит жаркую малооблачную погоду. В зимний период антициклон приносит сильные морозы, иногда также возможен морозный туман.

Важной особенностью антициклонов является образование их на определённых участках. В частности, над ледовыми полями формируются антициклоны. И чем мощнее ледовый покров, тем сильнее выражен антициклон; именно поэтому антициклон над Антарктидой очень мощный, а над Гренландией маломощный, над Арктикой - средний по выраженности. Мощные антициклоны также развиваются в тропическом поясе.

Цикло́н (от др.-греч. κυκλῶν - «вращающийся») - атмосферный вихрь огромного (от сотен до нескольких тысяч километров) диаметра с пониженным давлением воздуха в центре.

Движение воздуха (пунктирные стрелки) и изобары (непрерывные линии) в циклоне в северном полушарии.

Вертикальный разрез тропического циклона

Воздух в циклонах циркулирует против часовой стрелки всеверном полушарии и по часовой стрелке в южном. Кроме того, в воздушных слоях на высоте от земной поверхности до нескольких сот метров, ветер имеет слагаемое, направленное к центру циклона, по барическому градиенту (в сторону убывания давления). Величина слагаемого уменьшается с высотой.

Схематическое изображение процесса образования циклонов (чёрные стрелки) из-за вращения Земли (синие стрелки).

Циклон - не просто противоположность антициклону, у них различается механизм возникновения. Циклоны постоянно и естественным образом появляются из-за вращения Земли, благодаря силе Кориолиса. Следствием теоремы Брауэра о неподвижной точке является наличие в атмосфере как минимум одного циклона или антициклона.

Различают два основных вида циклонов - внетропические и тропические. Первые образуются вумеренных или полярных широтах и имеют диаметр от тысячи километров в начале развития, и до нескольких тысяч в случае так называемого центрального циклона. Среди внетропических циклонов выделяют южные циклоны, образующиеся на южной границе умеренных широт (средиземноморские, балканские, черноморские, южнокаспийские и т. д.) и смещающиеся на север и северо-восток. Южные циклоны обладают колоссальными запасами энергии; именно с южными циклонами в средней полосе России и СНГ связаны наиболее сильные осадки, ветры, грозы, шквалы и другие явления погоды.

Тропические циклоны образуются в тропических широтах и имеют меньшие размеры (сотни, редко - более тысячи километров), но бо́льшие барические градиенты и скорости ветра, доходящие доштормовых. Для таких циклонов характерен также т. н. «глаз бури» - центральная область диаметром 20-30 км с относительно ясной и безветренной погодой. Тропические циклоны могут в процессе своего развития превращаться во внетропические. Ниже 8-10° северной и южной широты циклоны возникают очень редко, а в непосредственной близости от экватора - не возникают вовсе.

Циклоны возникают не только в атмосфере Земли, но и в атмосферах других планет. Например, в атмосфере Юпитера уже многие годы наблюдается так называемое Большое красное пятно, которое является, по всей видимости, долгоживущим антициклоном.

Суточным ходом температуры воздуха называется изменение температуры воздуха в течение суток. В общем, он отражает ход температуры земной поверхности, но моменты наступления максимумов и минимумов несколько запаздывают: максимум наступает в 14 часов, минимум после восхода солнца.

Суточная амплитуда температуры воздуха – разница между максимальной и минимальной температурой воздуха в течение суток. Она выше на суше, чем над океаном, уменьшается при движении в высокие широты и возрастает в местах с оголенной почвой. Наибольшая амплитуда в тропических пустынях – до 40º С. Величина суточной амплитуды температуры воздуха – это один из показателей континентальности климата. В пустынях она намного больше, чем в районах с морским климатом.

Годовой ход температуры воздуха (изменение среднемесячной температуры в течение года) определяется, прежде всего, широтой места. Годовая амплитуда температуры воздуха – разница между максимальной и минимальной среднемесячной температурой.

Географическое распределение температуры воздуха показывают с помощью изотерм – линий, соединяющих на карте точки с одинаковыми температурами. Распределение температуры воздуха зонально, годовые изотермы в целом имеют субширотное простирание и соответствуют годовому распределению радиационного баланса (рис.10, 11).

В среднем за год самой теплой параллелью является 10º с.ш. с температурой +27º С – это термический экватор . Летом термический экватор смещается до 20º с.ш., зимой – приближается к экватору на 5º с.ш.

Рис. 10. Распределение средней температуры воздуха в июле

Рис. 11. Распределение средней температуры воздуха в январе

Смещение термического экватора в СП объясняется тем, что в СП площадь суши, расположенная в низких широтах, больше по сравнению с ЮП, а она в течение года имеет более высокие температуры.

Тепло по земной поверхности распределено зонально-регионально. Помимо географической широты, на распределение температур на Земле влияют характер распределения суши и моря, рельеф, высота местности над уровнем моря, морские и воздушные течения.

Широтное распределение годовых изотерм нарушают теплые и холодные течения. В умеренных широтах СП западные берега, омываемые теплыми течениями, теплее восточных берегов, вдоль которых проходят холодные течения. Следовательно, изотермы у западных берегов изгибаются к полюсу, у восточных – к экватору.

Средняя годовая температура СП +15,2º С, а ЮП +13,2º С. Минимальная температура в СП достигала –77º С (Оймякон) (абсолютный минимум СП) и –68º С (Верхоянск). В ЮП минимальные температуры гораздо ниже; на станциях «Советская» и «Восток» была отмечена температура –89,2º С (абсолютный минимум ЮП). Минимальная температура в безоблачную погоду в Антарктиде может опускаться до –93º С. Самые высокие температуры наблюдаются в пустынях тропического пояса: в Триполи +58º С, в Калифорнии в Долине Смерти, отмечена температура +56,7º С.

О том, насколько материки и океаны влияют на распределение температур, дают представление карты изономал (изономалы – линии, соединяющие точки с одинаковыми аномалиями температур). Аномалии представляют собой отклонения фактических температур от среднеширотных. Аномалии бывают положительные и отрицательные. Положительные аномалии наблюдаются летом над подогретыми материками. Над Азией температуры выше среднеширотных на 4º С. Зимой положительные аномалии располагаются над теплыми течениями (над теплым Северо-Атлантичеким течением у берегов Скандинавии температура выше нормы на 28º С). Отрицательные аномалии ярко выражены зимой над охлажденными материками и летом – над холодными течениями. Например, в Оймяконе зимой температура на 22º С ниже нормы.

На Земле выделяют следующие тепловые пояса (за границы тепловых поясов приняты изотермы):

1. Жаркий , ограничен в каждом полушарии годовой изотермой +20º С, проходящий вблизи 30º с. ш. и ю.ш.

2. Два умеренных пояса , которые в каждом полушарии лежат между годовой изотермой +20º С и +10º С самого теплого месяца (соответственно июля или января).

3. Два холодных пояса , граница проходит по изотерме 0º С самого теплого месяца. Иногда выделяют области вечного мороза , которые располагаются вокруг полюсов (Шубаев, 1977).

Таким образом:

1. Единственным источником энергии, имеющим практическое значение для хода экзогенных процессов в ГО, является Солнце. Тепло от Солнца поступает в мировое пространство в форме лучистой энергии, которая затем, поглощенная Землей, превращается в энергию тепловую.

2. Солнечный луч на своем пути подвергается многочисленным воздействиям (рассеяние, поглощение, отражение) со стороны различных элементов пронизываемой им среды и тех поверхностей, на которые он падает.

3. На распределение солнечной радиации влияют: расстояние между землей и Солнцем, угол падения солнечных лучей, форма Земли (предопределяет убывание интенсивности радиации от экватора к полюсам). В этом основная причина выделения тепловых поясов и, следовательно, причина существования климатических зон.

4. Влияние широты местности на распределение тепла, корректируется рядом факторов: рельеф; распределение суши и моря; влияние холодных и теплых морских течений; циркуляция атмосферы.

5. Распределение солнечной теплоты осложняется еще и тем, что на закономерности горизонтального (вдоль земной поверхности) распределения радиации и тепла накладываются закономерности и особенности вертикального распределения.

Общая циркуляция атмосферы

В атмосфере формируются воздушные потоки разного масштаба. Они могут охватывать весь земной шар, а по высоте – тропосферу и нижнюю стратосферу, или воздействовать только на ограниченный участок территории. Воздушные потоки обеспечивают перераспределение тепла и влаги между низкими и высокими широтами, заносят влагу вглубь континента. По площади распространения выделяют ветры общей циркуляции атмосферы (ОЦА), ветры циклонов и антициклонов, местные ветры. Главной причиной образования ветров является неравномерное распределение давления по поверхности планеты.

Давление. Нормальное атмосферное давление – вес атмосферного столба сечением 1 см 2 на уровне океана при 0ºС на 45º широты. Оно уравновешивается столбиком ртути в 760 мм. Нормальное атмосферное давление равно 760 мм ртутного столба или 1013,25 мб. Давление в СИ измеряется в паскалях (Па): 1 мб = 100 Па. Нормальное атмосферное давление равно 1013,25 гПа. Самое низкое давление, которое наблюдалось на Земле (на уровне моря), 914 гПа (686 мм); самое высокое – 1067,1 гПа (801 мм).

Давление с высотой понижается, так как мощность вышележащего слоя атмосферы уменьшается. Расстояние в метрах, на которое надо подняться или опуститься, чтобы атмосферное давление изменилось на 1 гПа, называется барической ступенью . Барическая ступень на высоте от 0 до 1 км составляет 10,5 м, от 1 до 2 км – 11,9 м, 2–3 км – 13,5 м. Величина барической ступени зависит от температуры: с повышением температуры она увеличивается на 0,4 %. В теплом воздухе барическая ступень больше, следовательно, теплые области атмосферы в высоких слоях имеют большее давление, чем холодные. Величина, обратная барической ступени, называется вертикальным барическим градиентом – это изменение давления на единицу расстояния (за единицу расстояния принимается 100 м).

Давление изменяется в результате перемещения воздуха – его оттока из одного места и притока в другое. Движение воздуха обусловлено изменением плотности воздуха (г/см 3), возникающим в результате неравномерного нагрева подстилающей поверхности. Над одинаково нагретой поверхностью с высотой давление равномерно понижается, и изобарические поверхности (поверхности, проведенные через точки с одинаковым давлением) располагаются параллельно друг другу и подстилающей поверхности. В области повышенного давления изобарические поверхности обращены выпуклостью вверх, в области пониженного – вниз. На земной поверхности давление показывается с помощью изобар – линий, соединяющих точки с одинаковым давлением. Распределение атмосферного давления на уровне океана, изображенное с помощью изобар, носит наименование барического рельефа.

Давление атмосферы на земную поверхность, его распределение в пространстве и изменение во времени называется барическим полем . Области высокого и низкого давления, на которые расчленено барическое поле, называются барическими системами .

К замкнутым барическим системам относятся барические максимумы (система замкнутых изобар с повышенным давлением в центре) и минимумы (система замкнутых изобар с пониженным давлением в центре), к незамкнутым – барические гребень (полоса повышенного давления от барического максимума внутри поля пониженного давления), ложбина (полоса пониженного давления от барического минимума внутри поля повышенного давления) и седловина (незамкнутая система изобар между двумя барическими максимумами и двумя минимумами). В литературе встречается понятие «барическая депрессия» – пояс пониженного давления, внутри которого могут быть замкнутые барические минимумы.

Давление по земной поверхности распределено зонально. На экваторев течение года располагается пояс пониженного давления – экваториальная депрессия (менее 1015 гПа). В июле она перемещается в Северное полушарие на 15–20º с.ш., в декабре – в Южное, на 5º ю.ш. В тропических широтах (между 35º и 20º обоих полушарий) давление в течение года повышенное – тропические (субтропические) барические максимумы (более 1020 гПа). Зимой над океанами и над сушей возникает сплошной пояс повышенного давления (Азорский и Гавайский – СП; Ю-Атлантический, Ю-Тихоокеанский и Ю-Индийский – ЮП). Летом повышенное давление сохраняется только над океанами, над сушей давление уменьшается, возникают термические депрессии (Ирано-Тарский минимум – 994 гПа). В умеренных широтах СП летом формируется сплошной пояс пониженного давления , однако барическое поле дисимметрично: в ЮП в умеренных и субполярных широтах над водной поверхностью весь год существует полоса пониженного давления (Приантарктический минимум - до 984 гПа); в СП в связи с чередованием материковых и океанических секторов барические минимумы выражены только над океанами (Исландский и Алеутский – давление в январе 998 гПа), зимой над материками из-за сильного охлаждения поверхности возникают барические максимумы. В полярных широтах, над ледяными щитами Антарктиды и Гренландии давление в течение года повышенное – 1000 гПа (низкие температуры – воздух холодный и тяжелый) (рис. 12, 13).

Устойчивые области повышенного и пониженного давления, на которые распадается барическое поле у поверхности земли, называют центрами действия атмосферы . Существуют территории, над которыми в течение года давление сохраняется постоянным (преобладают барические системы одного типа, либо максимумы, либо минимумы), здесь формируются постоянные центры действия атмосферы:

– экваториальная депрессия;

– Алеутский минимум (умеренные широты СП);

– Исландский минимум (умеренные широты СП);

– зона пониженного давления умеренных широт ЮП (Приантарктический пояс пониженного давления);

– субтропические зоны высокого давления СП:

Азорский максимум (Северо-Атлантический максимум)

Гавайский максимум (Северо-Тихоокеанский максимум)

– субтропические зоны высокого давления ЮП:

Южно-Тихоокеанский максимум (ю-зап. Ю.Америки)

Южно-Атлантический максимум (антициклон о. Св. Елены)

Южно-Индийский максимум (антициклон о. Маврикий)

– Антарктический максимум;

– Гренландский максимум.

Сезонные барические системы образуются в том случае, если давление по сезонам изменяет знак на обратный: на месте барического максимума возникает барический минимум и наоборот. К сезонным барическим системам относятся:

– летний Южно-Азиатский минимум с центром около 30º с.ш. (997 гПа)

– зимний Азиатский максимум с центром над Монголией (1036 гПа)

– летний Мексиканский минимум (Северо-Американская депрессия) – 1012 гПа

– зимний Северо-Американский и Канадский максимумы (1020 гПа)

– летние (январские) депрессии над Австралией, Южной Америкой и южной Африкой уступают место зимой австралийскому, южноамериканскому и южноафриканскому антициклонам.

Ветер. Горизонтальный барический градиент. Движение воздуха в горизонтальном направлении называется ветром. Ветер характеризуется скоростью, силой и направлением. Скорость ветра – расстояние, которое проходит воздух за единицу времени (м/с, км/ч). Сила ветра – давление, оказываемое воздухом на площадку в 1 м 2 , расположенную перпендикулярно движению. Сила ветра определяется в кг/м 2 или в баллах по шкале Бофорта (0 баллов – штиль, 12 – ураган).

Скорость ветра определяется горизонтальным барическим градиентом – изменением давления (падение давления на 1 гПа) на единицу расстояния (100 км) в сторону уменьшения давления и перпендикулярно изобарам. Кроме барометрического градиента на ветер действуют вращение Земли (сила Кориолиса), центробежная сила и трение.

Сила Кориолиса отклоняет ветер вправо (в ЮП влево) от направления градиента. Центробежная сила действует на ветер в замкнутых барических системах – циклонах и антициклонах. Она направлена по радиусу кривизны траектории в сторону ее выпуклости. Сила трения воздуха о земную поверхность всегда уменьшает скорость ветра. Трение сказывается в нижнем, 1000-метровом слое, называемом слоем трения . Движение воздуха при отсутствии силы трения называется градиентным ветром . Градиентный ветер, дующий вдоль параллельных прямолинейных изобар, называется геострофическим , вдоль криволинейных замкнутых изобар – геоциклострофическим . Наглядное представление о повторяемости ветров определенных направлений дает диаграмма «роза ветров».

В соответствии с барическим рельефом существуют следующие зоны ветров:

– приэкваториальный пояс штилей (ветры сравнительно редки, так как господствуют восходящие движения сильно нагретого воздуха);

– зоны пассатов северного и южного полушарий;

– области затишья в антициклонах субтропического пояса высокого давления (причина – господство нисходящих движений воздуха);

– в средних широтах обоих полушарий – зоны преобладания западных ветров;

– в околополярных пространствах ветры дуют от полюсов в сторону барических депрессий средних широт, т.е. здесь обычны ветры с восточной составляющей.

Общая циркуляция атмосферы (ОЦА) – система воздушных потоков планетарного масштаба, охватывающая весь земной шар, тропосферу и нижнюю стратосферу. В циркуляции атмосферы выделяют зональные и меридиональные переносы. К зональным переносам, развивающимся в основном в субширотном направлении, относятся:

– западный перенос, господствующий на всей планете в верхней тропосфере и нижней стратосфере;

– в нижней тропосфере, в полярных широтах – восточные ветры; в умеренных широтах – западные ветры, в тропических и экваториальных широтах – восточные (рис.14).

от полюса к экватору.

В самом деле, воздух на экваторе в приземном слое атмосферы сильно прогревается. Теплый и влажный воздух поднимается вверх, объем его возрастает, и в верхней тропосфере возникает высокое давление. У полюсов из-за сильного охлаждения приземных слоев атмосферы воздух сжимается, объем его уменьшается и наверху давление падает. Следовательно, в верхних слоях тропосферы возникает переток воздуха от экватора к полюсам. Благодаря этому масса воздуха у экватора, а значит, и давление у подстилающей поверхности уменьшаются, а на полюсах возрастает. В приземном слое начинается движение от полюсов к экватору. Вывод: солнечная радиация формирует меридиональную составляющую ОЦА.

На однородной вращающейся Земле действует еще и сила Кориолиса. Наверху сила Кориолиса отклоняет поток в СП вправо от направления движения, т.е. с запада на восток. В ЮП движение воздуха отклоняется влево, т.е. опять с запада на восток. Поэтому вверху (в верхней тропосфере и нижней стратосфере, в интервале высот от 10 до 20 км, давление уменьшается от экватора к полюсам) отмечен западный перенос, он отмечен для всей Земли в целом. В общем, движение воздуха происходит вокруг полюсов. Следовательно, сила Кориолиса формирует зональный перенос ОЦА.

Внизу у подстилающей поверхности движение более сложное, влияние оказывает неоднородная подстилающая поверхность, т.е. расчленение ее на материки и океаны. Образуется сложная картина основных воздушных потоков. От субтропических поясов высокого давления воздушные потоки оттекают к экваториальной депрессии и в умеренные широты. В первом случае образуются восточные ветры тропических-экваториальных широт. Над океанами благодаря постоянным барическим максимумам они существуют круглый год – пассаты – ветры экваториальных периферий субтропических максимумов, постоянно дующие только над океанами; над сушей прослеживаются не всюду и не всегда (перерывы вызываются ослаблением субтропических антициклонов из-за сильного прогрева и перемещения в эти широты экваториальной депрессии). В СП пассаты имеют северо-восточное направление, в ЮП – юго-восточное. Пассаты обоих полушарий сходятся вблизи экватора. В области их сходимости (внутритропическая зона конвергенции) возникают сильные восходящие токи воздуха, образуются кучевые облака и выпадают ливневые осадки.

Ветровой поток, идущий в умеренные широты от тропического пояса повышенного давления, формирует западные ветры умеренных широт. Они усиливаются в зимнее время, так как над океаном в умеренных широтах разрастаются барические минимумы, увеличивается барический градиент между барическими минимумами над океанами и барическими максимумами над сушей, следовательно, увеличивается и сила ветров. В СП направление ветров юго-западное, в ЮП – северо-западное. Иногда эти ветры называют антипассатами, но генетически они с пассатами не связаны, а являются частью общепланетарного западного переноса.

Восточный перенос. Преобладающими ветрами в полярных широтах являются северо-восточные в СП и юго-восточные – в ЮП. Воздух перемещается от полярных областей повышенного давления в сторону пояса пониженного давления умеренных широт. Восточный перенос представлен также пассатами тропических широт. Вблизи экватора восточный перенос охватывает почти всю тропосферу, и западного переноса здесь нет.

Анализ по широтам основных частей ОЦА позволяет выделить три зональных незамкнутых звена:

– полярное: в нижней тропосфере дуют восточные ветры, выше – западный перенос;

– умеренное звено: в нижней и верхней тропосфере – ветры западных направлений;

– тропическое звено: в нижней тропосфере – восточные ветры, выше – западный перенос.

Тропическое звено циркуляции получило название ячейки Гадлея (автор наиболее ранней схемы ОЦА, 1735 г.), умеренное звено – ячейки Фрреля (американский метеоролог). В настоящее время существование ячеек подвергается сомнению (С.П. Хромов, Б.Л. Дзердиевский), однако в литературе упоминание о них сохраняется.

Струйные течения – ветры ураганной силы, дующие над фронтальными зонами в верхней тропосфере и нижней стратосфере. Особенно ярко они выражены над полярными фронтами, скорость ветра достигает 300–400 км/ч из-за больших градиентов давления и разреженности атмосферы.

Меридиональные переносы осложняют систему ОЦА и обеспечивают междуширотный обмен теплотой и влагой. Главными меридиональными переносами являются муссоны – сезонные ветры, меняющие летом и зимой направление на противоположное. Выделяют муссоны тропические и внетропические.

Тропические муссоны возникают по причине термических различий между летним и зимним полушариями, распределение суши и моря только усиливает, осложняет или стабилизирует это явление. В январе в СП располагается почти непрерывная цепь антициклонов: над океанами – постоянных субтропических, над материками – сезонных. В то же время в ЮП лежит сдвинутая туда экваториальная депрессия. В результате образуется перенос воздуха из СП в ЮП. В июле при обратном соотношении барических систем, происходит перенос воздуха через экватор из ЮП в СП. Таким образом, тропические муссоны – это не что иное, как пассаты, которые в некоторой, близкой к экватору полосе приобретают иное свойство – сезонную смену генерального направления. При помощи тропических муссонов осуществляется обмен воздуха между полушариями , а на между сушей и морем, тем более, что в тропиках термический контраст между сушей и морем вообще невелик. Область распространения тропических муссонов вся лежит между 20º с.ш. и 15º ю.ш. (тропическая Африка к северу от экватора, восточная Африка к югу от экватора; южная Аравия; Индийский океан до Мадагаскара на западе и до северной Австралии на востоке; Индостан, Индокитай, Индонезия (без Суматры), Восточный Китай; в Ю.Америке – Колумбия). Например, муссонное течение, зарождающееся в антициклоне над северной Австралией и идущее в Азию, направляется, в сущности, с одного материка на другой; океан в данном случае служит лишь промежуточной территорией. Муссоны в Африке есть обмен воздуха между сушей одного и того же материка, лежащих в разных полушариях, а над частью Тихого океана муссон дует с океанической поверхности одного полушария на океаническую поверхность другого.

В образовании внетропических муссонов ведущую роль играет термический контраст между сушей и морем. Здесь муссоны возникают между сезонными антициклонами и депрессиями, одни из которых лежат на материке другие на океане. Так, зимние муссоны на Дальнем востоке есть следствие взаимодействия антициклона над Азией (с центром в Монголии) и постоянной Алеутской депрессии; летний – следствие антициклона над северной частью Тихого океана и депрессии над внетропической частью Азиатского материка.

Внетропические муссоны лучше всего выражены на Дальнем Востоке (включая Камчатку), в Охотском море, в Японии, на Аляске и побережье Северного Ледовитого океана.

Одно из главных условий проявления муссонной циркуляции – отсутствие циклонической деятельности (над Европой и С. Америкой муссонная циркуляция отсутствует вследствие интенсивности циклонической деятельности, она «смывается» западным переносом).

Ветры циклонов и антициклонов. В атмосфере при встрече двух воздушных масс с разными характеристиками постоянно возникают крупные атмосферные вихри – циклоны и антициклоны. Они сильно усложняют схему ОЦА.

Циклон – плоский восходящий атмосферный вихрь, проявляющийся у земной поверхности областью пониженного давления, с системой ветров от периферии к центру против часовой стрелки в СП и по часовой – в ЮП.

Антициклон – плоский нисходящий атмосферный вихрь, проявляющийся у земной поверхности областью повышенного давления, с системой ветров от центра к периферии по часовой стрелке в СП и против часовой – в ЮП.

Вихри плоские, так как их горизонтальные размеры – тысячи квадратных километров, а вертикальные – 15–20 км. В центре циклона наблюдаются восходящие токи воздуха, в антициклоне – нисходящие.

Выделяют циклоны фронтальные, центральные, тропические и термические депрессии.

Фронтальные циклоны образуются на Арктическом и Полярном фронтах: на Арктическом фронте Северной Атлантики (около восточных берегов Северной Америки и у Исландии), на Арктическом фронте в северной части Тихого океана (около восточных берегов Азии и у Алеутских островов). Циклоны обычно существуют несколько суток, двигаясь с запада на восток со скоростью около 20-30 км/ч. На фронте возникает серия циклонов, в серии по три-четыре циклона. Каждый следующий циклон находится на более молодой стадии развития и двигается быстрее. Циклоны нагоняют друг друга, смыкаются, образуя центральные циклоны – второй тип циклона. Благодаря малоподвижным центральным циклонам поддерживается область пониженного давления над океанами и в умеренных широтах.

Циклоны, зародившиеся на севере Атлантического океана, движутся в Западную Европу. Наиболее часто они проходят через Великобританию, Балтийское море, Санкт-Петербург и далее на Урал и в Западную Сибирь или по Скандинавии, Кольскому полуострову и далее или к Шпицбергену, или по северной окраине Азии.

Северотихоокеанские циклоны идут в северо-западную Америку, а также северо-восточную Азию.

Тропические циклоны образуются на тропических фронтах чаще всего между 5º и 20º с. и ю. ш. Возникают они над океанами в конце лета и осенью, когда вода нагрета до температуры 27–28º С. Мощный подъем теплого и влажного воздуха приводит к выделению огромного количества теплоты при конденсации, что определяет кинетическую энергию циклона и низкое давление в центре. Циклоны двигаются с востока на запад по экваториальной периферии постоянных барических максимумов на океанах. Если тропический циклон достигает умеренных широт, он расширяется, теряет энергию и уже как внетропический циклон начинает двигаться с запада на восток. Скорость движения самого циклона небольшая (20–30 км/ч), но ветры в нем могут иметь скорость до 100 м/с (рис. 15).

Рис. 15. Распространение тропических циклонов

Основные районы возникновения тропических циклонов: восточное побережье Азии, северное побережье Австралии, Аравийское море, Бенгальский залив; Карибское море и Мексиканский залив. В среднем за год бывает около 70 тропических циклонов со скоростью ветра более 20 м/с. В Тихом океане тропические циклоны называются тайфунами, в Атлантическом – ураганами, у берегов Австралии – вилли-вилли.

Термические депрессии возникают на суше из-за сильного перегрева участка поверхности, поднятия и растекания воздуха над ним. В результате у подстилающей поверхности образуется область пониженного давления.

Антициклоны подразделяются на фронтальные, субтропические антициклоны динамического происхождения и стационарные.

В умеренных широтах в холодном воздухе возникают фронтальные антициклоны, которые перемещаются сериями с запада на восток со скоростью 20–30 км/ч. Последний заключительный антициклон достигает субтропиков, стабилизируется и образует субтропический антициклон динамического происхождения. К ним относятся постоянные барические максимумы на океанах. Стационарный антициклон возникает над сушей в зимний период в результате сильного выхолаживания участка поверхности.

Зарождаются и устойчиво держатся антициклоны над холодными поверхностями Восточной Арктики, Антарктиды, а зимой и Восточной Сибири. При прорыве арктического воздуха с севера зимой антициклон устанавливается над всей Восточной Европой, а иногда захватывает Западную и Южную.

За каждым циклоном следует и перемещается с той же скоростью антициклон, который заключает собой всякую циклоническую серию. При движении с запада на восток циклоны испытывают отклонение к северу, а антициклоны – к югу в СП. Причина отклонений объясняется влиянием силы Кориолиса. Следовательно, циклоны начинают двигаться на северо-восток, а антициклоны на юго-восток. Благодаря ветрам циклонов и антициклонов наблюдается обмен между широтами теплом и влагой. В областях повышенного давления преобладают токи воздуха сверху вниз – воздух сухой, облаков нет; в областях пониженного давления – снизу вверх – образуются облака, выпадают осадки. Внедрение теплых воздушных масс называется «волнами тепла». Перемещение тропических воздушных масс в умеренные широты летом вызывает засуху, зимой – сильные оттепели. Внедрение арктических воздушных масс в умеренные широты – «волны холода» – вызывает похолодание.

Местные ветры – ветры, возникающие на ограниченных участках территории в результате влияния местных причин. К местным ветрам термического происхождения относятся бризы, горно-долинные ветры, влияние рельефа вызывает образование фенов и бора.

Бризы возникают на берегах океанов, морей, озер, там, где велики суточные колебания температур. В крупных городах сформировались городские бризы. Днем, когда суша нагрета сильнее, над ней возникает восходящее движение воздуха и отток его наверху в сторону более холодного. В приземных слоях ветер дует в сторону суши, это дневной (морской) бриз. Ночной (береговой) бриз возникает ночью. Когда суша охлаждается сильнее, чем вода, и в приземном слое воздуха ветер дует с суши на море. Морские бризы выражены сильнее, их скорость равна 7 м/с, полоса распространения – до 100 км.

Горно-долинные ветры образуют ветры склонов и собственно горно-долинные и имеют суточную периодичность. Ветры склонов – результат различного нагрева поверхности склона и воздуха на той же высоте. Днем воздух на склоне нагревается сильнее, и ветер дует вверх по склону, ночью склон охлаждается тоже сильнее и ветер начинает дуть вниз по склону. Собственно горно-долинные ветры вызваны тем, что воздух в горной долине нагревается и охлаждается сильнее, чем на той же высоте на соседней равнине. Ночью ветер дует в сторону равнины, днем – в сторону гор. Обращенный в сторону ветра склон, называется наветренным, а противоположный – подветренным.

Фен – теплый сухой ветер с высоких гор, часто покрытых ледниками. Возникает он благодаря адиабатическому охлаждению воздуха на наветренном склоне и адиабатическому нагреву – на подветренном склоне. Наиболее типичный фен возникает в случае, когда воздушное течение ОЦА переваливает через горный хребет. Чаще встречается антициклональный фен, он образуется в том случае, если над горной страной стоит антициклон. Фены наиболее часты в переходные сезоны, продолжительность их несколько суток (в Альпах в году 125 дней с фенами). В горах Тянь-Шаня подобные ветры называют кастек, в Средней Азии – гармсиль, в Скалистых горах – чинук. Фены вызывают раннее цветение садов, таяние снега.

Бора – холодный ветер, дующий с невысоких гор в сторону теплого моря. В Новороссийске он называется норд-остом, на Апшеронском полуострове – нордом, на Байкале – сармой, в долине Роны (Франция) – мистралью. Возникает бора зимой, когда перед хребтом, на равнине, образуется область повышенного давления, где формируется холодный воздух. Перевалив невысокий хребет, холодный воздух устремляется с большой скоростью в сторону теплой бухты, где давление низкое, скорость может достигать 30 м/с, температура воздуха резко падает до –5ºС.

К мелкомасштабным вихрям относятся смерчи и тромбы (торнадо) . Вихри над морем называются смерчами, над сушей – тромбами. Зарождаются смерчи и тромбы обычно в тех же местах, что и тропические циклоны, в жарком влажном климате. Основным источником энергии служит конденсация водяных паров, при которой выделяется энергия. Большое число торнадо в США объясняется приходом влажного теплого воздуха с Мексиканского залива. Вихрь двигается со скоростью 30–40 км/ч, но скорость ветра в нем достигает 100 м/с. Тромбы возникают обычно поодиночке, вихри – сериями. В 1981 г. у побережья Англии в течение пяти часов сформировалось 105 смерчей.

Понятие о воздушных массах (ВМ). Анализ вышеизложенного показывает, что тропосфера не может быть физически однородной во всех своих частях. Она разделяется, не переставая быть единой и цельной, на воздушные массы – крупные объемы воздуха тропосферы и нижней стратосферы, обладающие относительно однородными свойствами и движущиеся как единое целое в одном из потоков ОЦА. Размеры ВМ сопоставимы с частями материков, протяженность тысячи километров, мощность – 22–25 км. Территории, над которыми формируются ВМ, называются очагами формирования. Они должны обладать однородной подстилающей поверхностью (суша или море), определенными тепловыми условиями и временем, необходимым для их образования. Подобные условия существуют в барических максимумах над океанами, в сезонных максимумах над сушей.

Типичные свойства ВМ имеет только в очаге формирования, при перемещении она трансформируется, приобретая новые свойства. Приход тех или иных ВМ вызывает резкие смены погоды непериодического характера. По отношению к температуре подстилающей поверхности ВМ делят на теплые и холодные. Теплая ВМ перемещается на холодную подстилающую поверхность, она приносит потепление, но сама охлаждается. Холодная ВМ приходит на теплую подстилающую поверхность и приносит похолодание. По условиям образования ВМ подразделяют на четыре типа: экваториальные, тропические, полярные (воздух умеренных широт) и арктические (антарктическая). В каждом типе выделяется два подтипа – морской и континентальный. Для континентального подтипа , образующегося над материками, характерна большая амплитуда температур и пониженная влажность. Морской подтип формируется над океанами, следовательно, относительная и абсолютная влажность у него повышены, амплитуды температур значительно меньше континентальных.

Экваториальные ВМ образуются в низких широтах, характеризуются высокими температурами и большой относительной и абсолютной влажностью. Эти свойства сохраняются и над сушей и над морем.

Тропические ВМ формируются в тропических широтах, температура в течение года не опускается ниже 20º С, относительная влажность невелика. Выделяют:

– континентальные ТВМ, формирующиеся над материками тропических широт в тропических барических максимумах – над Сахарой, Аравией, Тар, Калахари, а летом в субтропиках и даже на юге умеренных широт – на юге Европы, в Средней Азии и Казахстане, в Монголии и Северном Китае;

– морские ТВМ, образующиеся над тропическими акваториями – в Азорском и Гавайском максимумах; характеризуются высокой температурой и влагосодержанием, но низкой относительной влажностью.

Полярные ВМ , или воздух умеренных широт, образуются в умеренных широтах (в антициклонах умеренных широт из арктических ВМ и воздуха, пришедшего из тропиков). Температуры зимой отрицательные, летом положительные, годовая амплитуда температур значительна, абсолютная влажность увеличивается летом и уменьшается зимой, относительная влажность средняя. Выделяют:

– континентальный воздух умеренных широт (кУВ), который формируется над обширными поверхностями континентов умеренных широт, зимой сильно охлажден и устойчив, погода в нем ясная с сильными морозами; летом сильно прогревается, в нем возникают восходящие токи;

Причины изменений температуры воздуха.

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

Рост температуры воздуха начинается вместе с ростом температуры почвы (минут на 15 позже) утром, после восхода солнца. В 13-14 часов температура почвы, как мы знаем, начинает понижаться. В 14-15 часов она уравнивается с температурой воздуха; с этого времени при дальнейшем падении температуры почвы начинает падать и температура воздуха.

Суточный ход температуры воздуха достаточно правильно проявляется лишь в условиях устойчивой ясной погоды.

Но в отдельные дни суточный ход температуры воздуха может быть очень неправильным. Это зависит от изменений облачности, а также от адвекции.

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

Температура поверхности почвы меняется и в годовом ходе. В тропических широтах ее годовая амплитуда, т. е. разность многолетних средних температур самого теплого и самого холодного месяца года, мала и с широтой растет. В северном полушарии на широте 10° она около 3°, на широте 30° около 10°, на широте 50° в среднем около 25°.

Причины изменений температуры воздуха

Воздух, непосредственно соприкасающийся с земной поверхностью, обменивается с ней теплом вследствие молекулярной теплопроводности. Но внутри атмосферы действует другая, более эффективная передача тепла - путем турбулентной теплопроводности. Перемешивание воздуха в процессе турбулентности способствует очень быстрой передаче тепла из одних слоев атмосферы в другие. Турбулентная теплопроводность увеличивает и передачу тепла от земной поверхности в воздух или обратно. Если, например, происходит охлаждение воздуха от земной поверхности, то путем турбулентности непрерывно доставляется на место охладившегося воздуха более теплый воздух из вышележащих слоев. Это поддерживает разность температур между воздухом и поверхностью и, стало быть, поддерживает процесс передачи тепла от воздуха к поверхности. изменения температуры, связанные с адвекцией - притоком в данное место новых воздушных масс из других частей земного шара, называют адвективными. Если в данное место притекает воздух с более высокой температурой, говорят об адвекции тепла, если с более низкой, - об адвекции холода.

Общее изменение температуры в зафиксированной географической точке, зависящее и от индивидуальных изменений состояния воздуха, и от адвекции, называют локальным (местным) изменением.

Общие сведения о температуре воздуха

Определение 1

Показатель теплового состояния воздуха, регистрируемый измерительными приборами, называется температурой .

Солнечные лучи, падая на шарообразную форму планеты, нагревают её по-разному, потому что поступают под различными углами. Солнечные лучи атмосферный воздух не нагревают, в то время как земная поверхность нагревается очень сильно и передает тепловую энергию прилегающим слоям воздуха. Теплый воздух становится легким и поднимается вверх, где перемешивается с холодным, отдавая при этом часть своей тепловой энергии. С высотой теплый воздух охлаждается и на высоте $10$ км его температура становится постоянной $-40$ градусов.

Определение 2

В стратосфере происходит перестановка температур, и её показатели начинают расти. Это явление получило название температурной инверсии .

Сильнее всего поверхность земли нагревается там, где солнечные лучи падают под прямым углом – это область экватора . Минимальное количество тепла получают полярные и приполярные районы , потому что угол падения солнечных лучей острый и лучи скользят по поверхности, да к тому же ещё и рассеиваются атмосферой. В результате этого, можно сказать, что температура воздуха уменьшается от экватора к полюсам планеты.

Большую роль играет наклон земной оси к плоскости орбиты и время года, что приводит к неравномерному нагреванию Северного и Южного полушарий. Температура воздуха не является постоянным показателем, в любой точке земного шара она, на протяжении суток, меняется. На тематических климатических картах температура воздуха показана специальным условным знаком, который получил название изотерма .

Определение 3

Изотермы – это линии, соединяющие точки земной поверхности с одинаковыми показателями температуры.

На основании изотерм на планете выделяют тепловые пояса, идущие от экватора к полюсам:

• Экваториальный или жаркий пояс;
• Два умеренных пояса;
• Два холодных пояса.

Таким образом, на температуру воздуха большое влияние оказывают:

• Географическая широта места;
• Перенос тепла из низких широт в высокие широты;
• Распределение материков и океанов;
• Расположение горных хребтов;
• Течения в океане.

Изменение температуры

Температура воздуха непрерывно изменяется в течение суток. Суша днем быстро нагревается, а от неё нагревается воздух, но с наступлением ночи суша также быстро охлаждается, а вслед за ней происходит охлаждение воздуха. Поэтому прохладнее всего будет в предрассветные часы, а теплее – после обеда.

Обмен теплом, массой и количеством движения , между отдельными слоями атмосферы происходит постоянно. Взаимодействие атмосферы с поверхностью земли характеризуется этими же процессами и осуществляется следующими путями:

• Радиационный путь (поглощение воздухом солнечной радиации);
• Путь теплопроводности;
• Передача тепла путем испарения, конденсации или кристаллизации водяного пара.

Температура воздуха даже на одной и той же широте не может быть постоянной. На Земле только в одном климатическом поясе суточное колебание температур отсутствует – это жаркий или экваториальный пояс. Здесь одинаковое значение будет как у ночных, так и дневных температур воздуха. На побережьях крупных водоемов и над их поверхностью суточная амплитуда тоже несущественна, зато в зоне пустынного климата разница между дневными и ночными температурами иногда достигает $50-60$ градусов.

В умеренных климатических поясах максимальная солнечная радиация приходится на дни летних солнцестояний – в Северном полушарии это июль месяц, а в Южном полушарии – январь . Причина этого заключается не только в интенсивной солнечной радиации, но и в том, что сильно нагретая поверхность планеты отдает огромное количество тепловой энергии.

Средние широты отличаются более высокими годовыми амплитудами. Любая местность планеты характеризуется своими средними и абсолютными температурами воздуха. Самым жарким местом на Земле является Ливийская пустыня , где зафиксирован абсолютный максимум – ($ +58 $ градусов), а самым холодным местом является российская станция «Восток» в Антарктиде – ($ -89,2$ градуса). Все средние температуры – среднесуточные, среднемесячные, среднегодовые – являются среднеарифметическими величинами нескольких показателей термометра. Мы уже знаем, что с высотой в тропосфере температура воздуха понижается, но в приземном слое её распределение может быть различным – она может увеличиваться, уменьшаться или оставаться постоянной. Представление о том, как распределяется температура воздуха с высотой, дает вертикальный градиент температуры (ВГТ). Время года, время суток, погодные условия оказывают влияние на значение ВГТ. Например, ветер способствует перемешиванию воздуха и на разных высотах его температура выравнивается, а это значит, что ветер ВГТ уменьшает. ВГТ резко снижается, если почва влажная, паровое поле имеет ВГТ больше, чем густо засеянное, потому что данные поверхности имеют разный температурный режим.

Знак ВГТ говорит о том, как с высотой происходит изменение температуры, если он меньше нуля, то с высотой температура увеличивается. И, наоборот, если знак больше нуля – температура с удалением от поверхности будет уменьшаться и останется без изменений при ВГТ = 0. Такое распределение температуры с высотой получило название инверсии .

Инверсии могут быть:

• Радиационные (радиационное выхолаживание поверхности);
• Адвективные (образуются при перемещении теплого воздуха на холодную поверхность).

Выделяют четыре типа годового хода температуры исходя из средней многолетней амплитуды и времени наступления экстремальных температур:

• Экваториальный тип – выделяют два максимума и два минимума;
• Тропический тип (максимум и минимум наблюдается после солнцестояний);
• Умеренный тип (максимум и минимум отмечаются после солнцестояний);
• Полярный тип (минимальная температура во время полярной ночи);

Высота места над уровнем океана тоже оказывает влияние на годовой ход температуры воздуха. Годовая амплитуда с высотой уменьшается. Измерением температуры воздуха занимаются специалисты на метеорологических станциях.

Годовой ход температуры воздуха определяется прежде всего годовым ходом температуры деятельной поверхности. Амплитуда годового хода представляет собой разность среднемесячных температур самого теплого и самого холодного месяцев. На амплитуду годового хода температуры воздуха влияют:

Широта места. Наименьшая амплитуда наблюдается в экваториальной зоне. С увеличением широты места амплитуда увеличивается, достигая наибольших значений в полярных широтах

Высота места над уровнем моря. С увеличением высоты над уровнем моря амплитуда уменьшается.

Погодные условия. Туман, дождь и, главным образом, облачность. Отсутствие облачности зимой приводит к понижению средней температуры самого холодного месяца, а летом – к повышению средней температуры самого теплого месяца.

Заморозки

Заморозками называют понижение температуры до 0 °С и ниже при положительных среднесуточных температурах.

При заморозках температура воздуха на высоте 2 м иногда может оставаться положительной, а в самом нижнем слое воздуха, прилегающем к земле, понижаться до 0 °С и ниже.

По условиям образования заморозки делят на:

радиационные;

адвективные;

адвективно-радиационные.

Радиационные заморозки возникают в результате радиационного охлаждения почвы и прилегающих слоев атмосферы. Возникновению таких заморозков благоприятствуют безоблачная погода и слабый ветер. Облачность уменьшает эффективное излучение и тем самым снижает вероятность заморозка. Ветер также препятствует возникновению заморозка, т.к. он усиливает турбулентное перемешивание и в результате этого увеличивается приток тепла от воздуха к почве. На радиационные заморозки влияют тепловые свойства почвы. Чем меньше ее теплоемкость и коэффициент теплопроводности, тем сильнее заморозки.

Адвективные заморозки . Образуются в результате адвекции воздуха, имеющего температуру ниже 0 °С. При вторжении холодного воздуха почва от соприкосновения с ним охлаждается, и поэтому температура воздуха и почвы мало различаются. Адвективные заморозки охватывают большие площади и мало зависят от местных условий.

Адвективно-радиационные заморозки. Связаны с вторжением холодного сухого воздуха, иногда даже имеющего положительную температуру. Ночью, особенно при ясной или малооблачной погоде, происходит дополнительное охлаждение этого воздуха за счет излучения, и возникают заморозки, как на поверхности, так и в воздухе.

Тепловой баланс деятельной поверхности и атмосферы Тепловой баланс деятельной поверхности

Днем деятельная поверхность поглощает некоторую часть приходящей к ней суммарной радиации и встречного излучения атмосферы, но теряет энергию в виде собственного длинноволнового излучения. Тепло, получаемое деятельной поверхностью, частично передается внутрь почвы или водоема, а частично – в атмосферу. Кроме того, часть полученного тепла расходуется на испарение воды с деятельной поверхности. Ночью суммарная радиация отсутствует и деятельная поверхность обычно теряет тепло в виде эффективного излучения. В это время суток тепло из глубины почвы или водоема поступает вверх к деятельной поверхности, а тепло из атмосферы передается вниз, то есть тоже поступает к деятельной поверхности. В результате конденсации водного пара из воздуха на деятельной поверхности выделяется теплота конденсации.

Общий приход-затрата энергии на деятельной поверхности называется ее тепловым балансом.

Уравнение теплового баланса:

В = Р + L + CW,

где В – радиационный баланс;

Р – поток тепла между деятельной поверхностью и ниже лежащими слоями;

L - турбулентный поток тепла в приземном слое атмосферы;

C·W – тепло, затрачиваемое на испарение воды или выделяется при конденсации водного пара на деятельной поверхности;

C – теплота испарения;

W – количество воды, которая испарилась из единицы поверхности за интервал времени, для которого составлен тепловой баланс.

Рисунок 2.3 – Схема теплового баланса деятельной поверхности

Одной из основных составных теплового баланса деятельной поверхности есть ее радиационный баланс В, который уравновешивается нерадиационными потоками тепла L, P, CW.

В тепловом балансе не учтенные менее важные процессы:

Перенос тепла вглубь почвы осадками, которые выпадают на нее;

Затрата тепла при процессах гниения, при радиоактивном распаде веществ в земной коре;

Поступление тепла из недр Земли;

Выделение тепла при промышленной деятельности.

Похожие статьи