Denní a roční teplota. Vytápění vzduchu a její teplota. Teplotní závislost na geografické šířce. Motivace vzdělávacích aktivit

Denní teplota pohybu vzduchu se stanoví odpovídající teplotou aktivního povrchu. Vytápění a chlazení závisí na tepelném režimu aktivního povrchu. Tepelně absorbovaný tímto povrchem je částečně rozdělen do hlubin půdy nebo vody a jeho druhá část je dána sousední vrstvě atmosféry a poté se rozprostírá na překrývající vrstvy. V tomto případě existuje nějaká retardace růstu a snížení teploty vzduchu ve srovnání se změnou teploty půdy.

Minimální teplota vzduchu v nadmořské výšce 2 m je pozorována před východem slunce. Jak slunce zvyšuje nad obzorem, teplota vzduchu po dobu 2--3 h rychle stoupá. Potom se teplota stoupá zpomaluje. Její maximum přichází v 2-3 h po poledne. Dále, teplota klesá - nejprve pomalu a pak rychleji.

Po moři a oceánech se maximální teplota vzduchu vyskytuje o 2-3 hodin dříve než kontinent a amplituda denní teploty pohybu přes velké vodní útvary je větší než amplituda kolísání povrchu vody. To je vysvětleno tím, že absorpce slunečního záření vzduchem a jeho vlastním zářením nad mořem je podstatně větší než nad zemí, protože více vodní páry je obsažena nad mořem.

Zvláštnosti denního pohybu teploty vzduchu jsou detekovány zprůměrováním výsledků dlouhodobých pozorování. S takovým průměrem, samostatné neperiodické poruchy denní teploty v důsledku invaze studených a teplých vzduchových hmot je vyloučeno. Tyto invaze jsou zkreslené denní pohyb Teploty. Například, když den odpoledne hmotnosti studené vzduchu, se někdy sníží teplota vzduchu nad některými předměty a nezvyšuje se. Po invazi teplé hmoty během noci se teplota může zvýšit.

S nezbytným počasím je změna teploty vzduchu během dne zcela jasně vyjádřena. Ale amplituda denního pohybu teploty vzduchu nad zemí je vždy menší než amplituda každodenního pohybu teploty půdy. Amplituda denního pohybu teploty vzduchu závisí na řadě faktorů.

Místa zeměpisné šířky. S nárůstem šířky teploty vzduchu denního poklesu teploty vzduchu. Největší amplitudy jsou pozorovány v subtropických zeměpisných šířkách. V průměru, pro rok, amplitudová zvážená je přibližně 12 ° C v tropických oblastech, v mírných zeměpisných šířkách 8-9 ° C, v polárním kruhu 3-4 ° C, v oppolyary 1-2 ° C C.

Sezóna. V mírných zeměpisných šířkách jsou nejmenší amplitudy pozorovány v zimě a největší v létě. Na jaře jsou poněkud více než na podzim. Amplituda denního hnutí závisí nejen na denní maximum, ale také z nočního minima, což je nižší než delší noc. V mírných a vysokých zeměpisných šířkách letní noci Teplota nemá čas spadnout na velmi nízké hodnoty A proto je amplituda zde zůstává relativně malá. V polárních oblastech, v podmínkách kole-hodinového polárního dne, amplituda denní teploty vzduchu je přibližně 1 ° C. V polární noci nejsou téměř pozorovány denní výkyvy teploty. V Polaru se největší amplitudy slaví na jaře a na podzim. Na ostrově Dickson je největší amplituda v těchto obdobích v průměru 5-6 ° C.

Největší amplitudy každodenního pohybu teploty vzduchu jsou pozorovány v tropických zeměpisných šířkách a jsou málo závislé na sezóně. Vzlyk. tropické pouště Tyto amplité jsou po celý rok 20-22 ° C.

Povaha aktivního povrchu. Nad vodným povrchem amplitudy denní teploty vzduchu je menší než nad zemí. Přes moře a oceány, představují průměr 2--3 ° C. S odstraněním z břehů do pevniny se amplituda zvyšuje na 20--22 ° C. Podobně jako v charakteru, ale vnitrozemské nádrže a vysoce hydratační povrchy (bažiny, místa s hojnou vegetací) mají slabší vliv na denní průběh teploty vzduchu. V suchých stepicích a pouštích se průměrné roční amplitudy denní teploty vzduchu dosahují 30 ° C.

Zataženo. Amplituda denního teploty vzduchu v jasných dnech je větší než v oblaku, protože výkyvy teploty vzduchu jsou přímo závislé na teplotních výkyvech aktivní vrstvy, která zase přímo souvisí s počtem a povahou mraků.

Oblast reliéfu. Úleva z lokality má významný dopad na denní pohyb teploty vzduchu, který poprvé upozornil na A. I. Waikov. S konkávními formacemi úlevy (umyvadla, dutiny, údolí), vzduch přichází do styku s nejvyšší náměstí podkladový povrch. Zde je vzduch vynucený a v noci se ochladí po svazích a teče na dno. V důsledku toho zvyšuje jak denní vytápění, tak noční chlazení vzduchu uvnitř konkávních provedení ve srovnání s plochým terénem. Tím zvyšují amplitudy denních výkyvů teploty v takovém úlevě. S konvexní formou úlevy (hora, kopce, kopce), vzduch přichází do styku s nejmenší plochou podkladového povrchu. Účinek aktivního povrchu na teplotu vzduchu se snižuje. Amplitudy každodenního pohybu teploty vzduchu v pánvích, dutinách, údolí jsou více než nad plány, a jsou více než nad vrcholky hor a kopců.

Výška nad mořem. S nárůstem výšky teploty vzduchu se teplota vzduchu denní teploty vzduchu snižuje, a okamžiky nástupu maxima a minima posunu později. Denní tok teploty s amplitudou 1-2 ° C je pozorován i ve výšce tropopause, ale zde je již v důsledku absorpce slunečního záření ozonem ve vzduchu.

Roční teplota teploty vzduchu je stanovena především ročním pohybem teploty aktivního povrchu. Amplituda ročního pohybu je rozdíl mezi průměrnými teplotami teplých a nejchladnějších měsíců.

Na severní polokouli na kontinentech maximum průměrná teplota Vedle je pozorován v červenci, minimum v lednu. Na oceánech a pobřeží pevniny, extrémní teploty dochází o něco později: maximum - v srpnu, alespoň v únoru - březen. Na pozemku jsou amplitudy ročního pohybu teploty vzduchu mnohem větší než nad hladinou vody.

Zeměpisná šířka míst má velký vliv na amplitudu ročního pohybu teploty vzduchu. Nejmenší amplituda je pozorována v rovníkové zóně. S nárůstem zeměpisné šířky místa zvýšení amplitudy, dosahující největší hodnoty v polárních zeměpisných šířkách. Amplituda ročních oscilací teploty vzduchu také závisí na výšce místa nad mořem. S nárůstem výšky amplitudy se sníží. Velký vliv je na ročním pohybu teploty vzduchu povětrnostní podmínky: mlha, déšť a převážně zataženo. Nedostatek oblačnosti v zimě vede ke snížení průměrné teploty chladného měsíce a v létě - ke zvýšení průměrné teploty nejteplejšího měsíce.

Roční teplota pohybu vzduchu v různých geografické zóny Rozmanité. Velikou amplitudy a v době nástupu extrémních teplot se rozlišují čtyři typy ročního teploty vzduchu.

• 1. Rovníkový typ. V rovníkové zóně roku existují dvě maximální teploty - po jaře a autumn EquinoxKdyž je slunce nad rovníkem v poledne v Zenith, a dvě minima - po zimním a letním slunovratu, když je slunce v nejnižší výšce. Amplitudy ročního pohybu zde jsou malé, což je vysvětleno malou změnou tepla v průběhu roku. Přes oceány, amplitudy jsou asi 1 ° C a přes kontinenty 5-10 ° C.
• 2. Typ mírného pásu. V mírných zeměpisných šířkách je roční teplota také zaznamenána s maximálně po létě a minimálně po zimním slunovratu. Přes kontinenty severní polokoule, maximální průměrná měsíční teplota je pozorována v červenci nad mořem a pobřeží - v srpnu. Roční amplitudy rostou s šířkou. Nad oceány a pobřeží jsou průměrné 10-15 ° C, přes kontinenty, 40--50 ° C a 60 ° C se dosahuje o šířce 60 °.
• 3. Polární typ. Polární oblasti se vyznačují dlouhou chladnou zimou a relativně krátkým chladným léto. Roční amplitudy nad oceánem a pobřeží polárního moří jsou 25--40 ° C a na půdě jsou překročeny 65 ° C. Maximální teplota je pozorována v srpnu, minimum - v lednu.

Uvažované typy ročního pohybu teploty vzduchu jsou detekovány z trvalých dat a jsou správné periodické oscilace. V některých letech vznikají odchylky od výše uvedených typů pod vlivem invazí teplých nebo studených hmot. Časté invaze mořských vzduchových hmot na pevnině vedou ke snížení amplitudy. Invaze kontinentálních vzduchových hmot na pobřeží moří a oceánů zvyšují amplitudu v těchto oblastech. Změny indexovaných teplot jsou spojeny převážně s postupem letadel. Například v mírných zeměpisných šířkách dochází k významným neperiodickým chlazení během invaze studených vzduchových hmot z Arktidy. V tomto jaře se často zaznamenávají náhrady zima. Na invazi mírných zeměpisných šířek tropických vzduchových hmot v pádu, teplo vrací 8, p pozorované. 285 - 291.

Příčiny změn teploty vzduchu.

Teplota vzduchu se mění v denním kurzu po teplotě Země. Vzhledem k tomu, že vzduch se zahřeje a ochlazuje se ze zemského povrchu, amplituda každodenního pohybu teploty v meteorologickém stánku je menší než na povrchu půdy, v průměru o jednu třetinu.

Vzestup teploty vzduchu začíná dohromady se zvyšující se teplotou půdy (o 15 minut později) ráno po východu slunce. Při 13-14 hodinách se teplota půdy, jak víme, začíná klesat. Při 14-15 hodinách je vyrovnán teplotou vzduchu; Od této doby se teplota půdy začne pád a teplota teploty vzduchu.

Denní průběh teploty vzduchu je docela správně projeveno pouze za podmínek udržitelného jasného počasí.

Ale v určitých dnech může být denní teplota pohybu vzduchu velmi špatný. Záleží na změně cloudu, stejně jako z postupu.

Denní amplituda změny teploty vzduchu podle ročních období, v šířce, stejně jako v závislosti na povaze půdy a terénu. V zimě je to méně než v létě. S rostoucím šířkou, denní teplotní amplitudu vzduchu se sníží, protože výška středního dřeva Slunce snižuje nad horizontem. Pod latomy o 20-30 ° na pozemku je denní dvorní teplota teploty přibližně 12 °, pod širokou stranou 60 ° cca 6 °, při šíři 70 ° pouze 3 °. V nejvyšších zeměpisných šířkách, kde slunce nechodí nahoru nebo nezadává mnoho dní v řadě, neexistuje žádný pravidelný denní hnutí vůbec.

Teplota změn povrchu půdy v každoročním pokroku. V tropických zeměpisných šířkách, jeho roční amplitudu, tj. Rozdíl trvalých průměrných teplot nejteplejšího a nejchladnějšího měsíce roku, roste s šířkou. Na severní polokouli na šířce 10 ° je asi 3 °, na šířce 30 ° C asi 10 °, na šířce 50 °, průměr asi 25 °.

Příčiny změn teploty vzduchu

Vzduch, přímo v kontaktu se zemským povrchem, je vyměněn teplem v důsledku molekulární tepelné vodivosti. Ale další, účinnější přenos tepla je platný uvnitř atmosféry - turbulentní tepelnou vodivostí. Míchání vzduchu v procesu turbulence přispívá k velmi rychlému přenosu tepla ze stejných atmosférických vrstev k ostatním. Turbulentní tepelná vodivost se zvyšuje a přenos tepla ze zemského povrchu do vzduchu nebo zpět. Pokud se například vyskytuje vzduch chlazení z povrchu Země, pak turbulence je kontinuálně dodávána do umístění vzduchu chlazeného vzduchu teplý vzduch Od překrývajících se vrstev. To podporuje teplotní rozdíl mezi vzduchem a povrchem a stal se podepřen procesem přenosu tepla ze vzduchu na povrch. Teplotní změny spojené s postupem - přítok na tomto místě nových vzduchových hmot z jiných částí zeměkoule se nazývají. Pokud do tohoto místa proudí vzduch s více vysoké teploty, Mluvte na teplo adevection, pokud s nižší, - o studeném postupu.

Celková změna teploty v pevném geografickém bodě, v závislosti na individuálních změnách ve stavu vzduchu, az výhod, se nazývá místní (místní) změna.

Denní teplota vzduchu vzduchu na zemském povrchu

1. Teplota vzduchu se mění v denním kurzu po teplotě Země. Vzhledem k tomu, že vzduch se zahřeje a ochlazuje se ze zemského povrchu, amplituda každodenního pohybu teploty v meteorologickém stánku je menší než na povrchu půdy, v průměru o jednu třetinu. Nad povrchem moře jsou podmínky složitější, což bude uvedeno.

Vzestup teploty vzduchu začíná dohromady se zvyšující se teplotou půdy (o 15 minut později) ráno po východu slunce. Při 13-14 hodinách se teplota půdy, jak víme, začíná klesat. Při teplotě 14-15 hodin začíná teplota vzduchu klesat. Přinejmenším v denním průběhu teploty vzduchu, zemský povrch padá krátce po východu slunce a maximum je 14-15 hodin.

Denní průběh teploty vzduchu je docela správně projeveno pouze za podmínek udržitelného jasného počasí. Je to ještě přirozenější, je to průměr velkého počtu pozorování: vytrvalé křivky denní teploty pohybu, hladké křivky, podobné sinusoidům.

Ale v určitých dnech může být denní teplota pohybu vzduchu velmi špatný. Záleží na změnách v oblaku měnící se podmínky záření na povrchu Země, stejně jako z hlediska, tj. Z přílivu vzduchových hmot s jinou teplotou. V důsledku těchto důvodů může minimální teplota dokonce posoudit ve denních hodinách a maximum pro noc. Denní průběh teploty může obecně zmizet nebo křivka denní změny bude mít komplexní formu. Jinými slovy, pravidelné denní se pohybuje překrytí nebo zklamáním neperiodických změn teploty. Například v Helsinkách v lednu, s pravděpodobností 24%, denní maximální teplota se pohybuje mezi půlnocí a hodinu a hodinu a pouze o 13% pochází od 12 do 14 hodin.

Dokonce i v tropech, kde jsou neperiodické změny teploty slabší než v mírných zeměpisných šířkách, maximální teplota klesne na odpoledne pouze u 50% všech případů.

Climatologie je obvykle považována za denní průběh teploty vzduchu, v průměru pro dlouhodobé období. V takovém zprůměrném denním průběhu, neperiodické změny teploty, které vyskytují více či méně rovnoměrně pro všechny hodiny den, vzájemně splacené. Výsledkem je, že dlouhodobá křivka na diem má jednoduchý charakter, blízko: to Sinusoidal.
Například dáváme na Obr. 22 Denní přemístění teploty vzduchu v Moskvě v lednu a červenci, vypočtená o mnoho let dat. Dlouhodobá průměrná teplota byla vypočtena pro každou hodinu ledna nebo červencového dne, a pak výsledné průměrné hodinové hodnoty byly postaveny mnoho let denního kurzu pro leden a červenec.

Obr. 22. Denní teplota vzduchu v lednu (1) a červenci (2). Moskva. Průměrná měsíční teplota je 18,5 ° C pro červenec, -10 "od ledna.

2. Denní amplituda teploty vzduchu závisí na mnoha vlivech. Nejprve je určena denní amplitudou teploty na povrchu půdy: čím větší je amplituda na povrchu půdy, tím větší je ve vzduchu. Denní amplituda teploty na povrchu půdy závisí především z oblačnosti. Proto je denní amplituda teploty vzduchu úzce souvisí s oblačností: je mnohem větší v jasném počasí než v zatažené. Je jasně vidět z Obr. 23, který představuje denní pohyb teploty vzduchu v Pavlovsku (v blízkosti Leningradu), průměr pro všechny dny letní sezóny a samostatně pro jasné a zamračené dny.

Denní teplotní amplituda vzduchu se liší podle ročních období, v šířce, stejně jako v závislosti na povaze půdy a terénu. V zimě je menší než v létě, stejně jako amplitudu teploty podkladového povrchu.

S rostoucím šířkou, denní teplotní amplitudu vzduchu se sníží, protože výška středního dřeva Slunce snižuje nad horizontem. Pod laticemi 20-30 ° na pozemku je denní denní amplituda teploty asi 12 ° C, za rozpěrku 60 ° C asi 6 ° C, pod širokou šířku 70 ° pouze 3 ° C. V nejvyšších zeměpisných šířkách, kde slunce nechodí nahoru nebo nezadává mnoho dní v řadě, neexistuje žádný pravidelný denní hnutí vůbec.

Záleží na povaze půdy a krytu půdy. Čím větší je denní amplituda teploty samotné půdy, tím větší je denní teplotní amplitudu vzduchu. V stepi a pouštích, průměrná denní amplituda

Dosahuje 15-20 ° C, někdy 30 ° C. Přes tlustý květinový kryt - méně. Na denní amplitudě je také ovlivněna blízkost vodních bazénů: je to méně v přímořských oblastech.

Obr. 23. Denní teplota pohybu vzduchu v Pavlovsku v závislosti na oblačnosti. 1 - Jasné dny, 2 - Zataženo dny, 3 - Všechny dny.

Na konvexní formě terénu (na vrcholu hor a kopců) je denní amplituda teploty vzduchu snížena ve srovnání s plochým terénem, \u200b\u200ba na konkávních formacích úlevy (v údolích, roklích a volných) (v údolí, ravinech a volné) Waikovaův zákon). Důvodem je, že na konvexní formě reliéfního vzduchu má sníženou plochu kontaktu se základním povrchem a je z něj rychle zbořen, nahrazuje novými vzduchovými hmotami. Ve konkávních formách úlevy je vzduch silnější než povrch a je více uložen v denních hodinách a v noci vychladne těžší a protéká svahy dolů. Ale v úzkých soutěscích, kde se sníží přítok záření a účinného záření, jsou denní amplitudy menší než v širokých údolích.

3. Je jasné, že malé denní amplitudy teploty na povrchu moře mají důsledek a malé denní amplitudy vzduchu teploty vzduchu nad mořem. Tyto poslední jsou však stále vyšší než denní amplitudy na povrchu moře. Denní amplitudy na povrchu otevřeného oceánu se měří pouze s desátými stupni stupňů, ale ve spodní vrstvě vzduchu nad oceánem dosahují 1 - 1,5 ° C (viz obr. 21), a přes vnitřní moře a více. Amplitudy teploty vzduchu se zvyšují, protože ovlivňují vliv pokoje o vzduchových hmotách. Také hraje roli a přímou absorpci slunečního záření spodní vrstvy vzduchu během dne a záření v noci.

Denní a roční teplota teploty vzduchu v povrchové vrstvě atmosféry se stanoví teplotou v nadmořské výšce 2 m. V podstatě je tento kurz způsoben odpovídajícím pohybem aktivní teploty povrchu. Rysy pohybu teploty vzduchu jsou určeny jeho extrémy, to znamená nejvyšší a nejmenší teploty. Rozdíl mezi těmito teplotami je amplituda teploty vzduchu. Vzor denního a ročního pohybu teploty vzduchu je detekován v průměru výsledků trvalých pozorování. Je spojen s periodickými oscilacími. Indexované poruchy denního a ročního zdvihu, v důsledku invaze teplých nebo studených hmotových hmot, deformujte normální průběh teploty vzduchu. Tepelně absorbovaný aktivním povrchem je přenášeno sousední vrstvou vzduchu. V tomto případě existuje určité zpoždění zvyšování a snížení teploty vzduchu ve srovnání se změnami teploty půdy. Při normální teplotě během teploty je minimální teplota pozorována před východem slunce, maximum je označeno 14 až 15 hodin (obr. 4.4).

Obrázek 4.4. Denní teplota vzduchu v Barnaul(K dispozici při stahování plná verze učebnice)

Amplituda denní teploty vzduchu Nad pozemkem vždy menší amplitudou každodenního pohybu teploty půdy a závisí na stejných faktorech, to je od doby roku, zeměpisná šířka, mraky, terén, stejně jako na povaze aktivního povrchu a výšku nad hladinou moře. Amplituda ročního zdvihu Vypočítá se jako rozdíl mezi průměrnými měsíčními teplotami nejmolečnějších a nejchladnějších měsíců. Absolutní roční teplotní amplitudaŘíkají rozdíl mezi absolutním maxima a absolutní minimální teplotou vzduchu pro rok, tj. Mezi nejvyššími a nejnižšími teplotami pozorovanými v průběhu roku. Amplituda ročního pohybu teploty vzduchu v tomto místě závisí na geografické šířce, vzdálenosti od moře, výšku místa, od ročního mrtvice Cloud a řady dalších faktorů. Malé roční teplotní amplitudy jsou pozorovány po moři a jsou charakteristické pro mořské klima. Velké roční teplotní amplitudy jsou charakteristické pro kontinentální klima. Nicméně, mořské klima platí pro oblasti kontinentů v blízkosti moře, kde je opakovatelnost mořských hmotových hmot je velká. Mořský vzduch přináší mořské klima přistát. S odstraněním oceánu v pevnině rostou roční amplitudy teploty, to znamená, že kontinental klimatu roste.

Hodnotou amplitudy a časem nástupu extrémních teplot, přidělit Čtyři typy roční teploty vzduchu. Rovníkový typ Vyznačuje se dvěma maxima - po jaře a podzimu rovnodennosti, když je slunce v poledne v zenithu, a dvě minima - po létě a pozemského slunovratu. Pro tento typ je malá amplituda charakteristická: nad kontinenty v rozmezí 5-10 ° C a nad oceány jsou pouze asi 1 ° C. Tropický typ Vyznačuje se jedním maxima - po letním slunovratu a jedním minimum - po zimním slunovratu. Amplituda se zvyšuje s odstraněním z rovníku a je nad kontinenty v průměru 10-20 ° C, nad oceány - 5-10 ° C. Typ mírného pásu Vyznačuje se tím, že extrémy jsou pozorovány ve stejných datech, jako v tropickém typu, a nad oceánem o oceánu později. Amplituda se zvyšuje s šířkou, dosahující 50-60 ° C nad pevninou, a přes oceány - 15-20 ° C. Polární typ Podobně jako předchozí typ, ale je odlišen dalším zvýšením amplitudy dosahující přes oceán a pobřeží 25-40 ° C a více než 75 ° C.

january a červenec Isoterms v Rusku ??????

Lucas déšť Student (237) 1 rok před

Tepelné pásy půdy, teplotní pásy Země - klasifikační systém klimatu pro leteckou teplotu. Obvykle vyniká: horký pás - mezi roční izotermy o 20 ° (snižování až 30 ° SH.); 2 mírné pásy (v každé polokouli) - mezi ročním izotermem o 20 ° a izotermem velmi teplých měsíců. 10 °; 2 Studené pásy - mezi izotermy velmi teplého měsíce. 10 ° a 0 °; 2 řemeny věčného mrazu - s St. Teplota velmi teplého měsíce. pod 0 °.

Juliette Student (237) 1 rok před

Tepelné pásy jsou široké pruhy, nádivkou, s těsnými teplotami vzduchu uvnitř pásu a liší se od přilehlé nerovnoměrné šířené distribuce příchodu slunečního záření. Existuje sedm tepelných pásů: horké na obou stranách rovníku, omezené ročními izotermy v + 20 ° C; mírný 2 (Severní a Southern) s hraniční izotermem v + 10 ° od nejteplejšího měsíce; Cold 2 v hranicích + 10 ° C a 0 ° od nejteplejšího měsíce trvalého mrazu 2 s průměrnou teplotou vzduchu v průběhu roku pod 0 ° C.

Optické jevy.Jak již bylo zmíněno, když sluneční paprsky prochází atmosférou, část přímého solárního záření je absorbována molekulemi vzduchu, rozpouští se odrážet. V důsledku toho jsou v atmosféře pozorovány různé optické jevy vnímané našimi oko. Takové jevy zahrnuje: barvu oblohy, lomu, mirage, halo, duha, falešné slunce, světelné sloupy, světelné kříže atd.

Barvu oblohy.Každý je dobře znám, že barva oblohy v závislosti na stavu atmosféry, změny. Jasná obloha bez mráčku má modrou barvu. Tato barva oblohy je způsobena skutečností, že v atmosféře je spousta rozptýlených slunečních záření, v jejichž součástí, které jsou krátké vlny dominují, vnímány námi jako modré nebo modré. Pokud je vzduch prašen, spektrální složení rozptýlených záření se změní, obloha je oslabena; Obloha se stává bělavým. Čím více zákalu ovzduší, slabší obloha.

S výškou barvou oblohy. Ve výšce od 15 do 20 kmbarva oblohy je černá a fialová. Z vrcholků vysokých hor se zdá, že barva oblohy je hustá modrá a z povrchu země - modrá. Tato změna barvy z černé a fialové na světle modrou je určena rostoucím rozptylem první fialové, pak modré a modré paprsky.

Když svítání a západ slunce, když sluneční paprsky procházejí největší mrtvicí atmosféry a ztrácejí téměř všechny krátké vlny paprsky (fialová a modrá), a jen dlouhosrsté paprsky dosahují oka pozorovatele, barvu oblohy V horizontu a samotné slunce má červenou nebo oranžovou barvu.

Lom světla.V důsledku odrazu a refrakce slunečních paprsků, když projdou vrstvami vzduchu různých hustot, jejich trajektorie podléhá některým změnám. To vede k tomu, že nebeské orgány a vzdálené předměty na zemském povrchu vidíme ve směru, poněkud odlišný od toho, ve kterém se opravdu umístí. Například, pokud se podíváme na vrchol hory z údolí, zdá se, že hora se zdá být vznesena; Při pozorování z hory v údolí je známo, že zvýšíte dno údolí.

Úhel tvořený přímkou \u200b\u200bpřicházejícím z oka pozorovatele k libovolnému bodu a směr, ve kterém oko vidí tento bod, se nazývá lom světla.

Velikost refrakce pozorované na zemském povrchu závisí na distribuci hustoty spodních vrstev vzduchu a ze vzdálenosti od pozorovatele subjektu. Hustota vzduchu závisí na teplotě a tlaku. V průměru je velikost refrakce z uzemnění v závislosti na vzdálenosti od pozorovaných předmětů za normálních atmosférických podmínek rovná:

Mirage.Fenomény montáží jsou spojeny s anomální lomu slunečního světla, což je způsobeno prudkou změnou hustoty vzduchu v dolních vrstvách atmosféry. S mramíkem, pozorovatel vidí, s výjimkou předmětů, jejich obrazy jsou nižší nebo nad skutečnou polohou objektů, a někdy vpravo nebo vlevo od nich. Observer může často vidět pouze obraz, aniž by viděl samotné položky.

Pokud hustota vzduchu s výškou klesne prudce, pak je obraz položek pozorován nad jejich skutečnou polohou. Takže například za podobných podmínek, můžete vidět siluetu lodi nad hladinou moře, když je loď skryta od pozorovatele za obzorem.

Dolní mirage je často pozorován na otevřených pláních, zejména v pouštích, kde hustota vzduchu prudce zvyšuje výškou. V tomto případě se muž často vidí ve vzdálenosti, jako by byl vodný, lehce znepokojený povrch. Pokud zároveň existují nějaké položky na obzoru, zdá se, že vzroste nad tuto vodu. A v této vodě lze vidět obrácené, jako by se odráží ve vodě svých obrysů. Viditelnost vodního povrchu na rovině je vytvořena v důsledku velkého lomu v důsledku opačného obrazu v dolní části povrchu Země oblohy, který je za předměty.

Svatozář.Pod fenoménem halo, lehké nebo duhové kruhy pozorované někdy kolem slunce nebo Měsíc se rozumí. Halo se stane, když se tato nebeská těla musejí být vidět přes světelné těstoviny mraky nebo mlhy mlhy, sestávající z ledových jehel vážených ve vzduchu (obr. 63).

Galo jev se vyskytuje v důsledku lomu v ledových krystalech a odrazech od jejich plochy slunečního světla.

Duha.Duha je velký multi-barevný oblouk, obvykle pozorován po dešti na pozadí dešťové mraky, které jsou proti té části oblohy, kde svítí slunce. Velikost oblouku je jiná, někdy je tu kompletní půlkruh. Často vidíme ve stejnou dobu dvě duhy. Intenzita vývoje jednotlivých barev v duhu a šířka jejich proužků je odlišná. V dobré viditelné duze z jednoho okraje je červená barva a na druhé - fialové; Zbývající barvy v duhu jsou v pořadí barev spektra.

Rainbow jevy jsou způsobeny lomu a odrazem slunečních paprsků ve vodních kapičích umístěných v atmosféře.

Zvukové jevy v atmosféře.Podélné výkyvy v částech hmoty, šíření podle hmotného prostředí (vzduchem, vodou a pevné tělesa) A dosažení ucha člověka, způsobit pocity zvané "zvuk".

V atmosférickém vzduchu jsou vždy zvukové vlny různých frekvencí a síly. Některé z těchto vln jsou uměle vytvořeny osobou a některé zvuky mají meteorologický původ.

Zvuky meteorologického původu zahrnují hrom, větru nahoru, bzučení drátů, hluku a šustění stromů, "hlas moře", zvuky a zvuky vyplývající z pohybu písečných hmot v pouštích a nad dunami, stejně jako sněhové vločky Nad hladkým povrchem sněhu, zvuky při pádu na zemský povrch pevných a kapalných srážek, zvuky surfování z pobřeží moře Izera a další. Držme se na některé z nich.

Hrom je pozorován s jevy výboje hrom. Vznikne v důsledku zvláštních termodynamických podmínek, které jsou vytvořeny na způsobu pohybujícího se blesku. Obvykle vnímáme hrom v podobě řady otřesů - tzv. Rizika. Thundergates jsou vysvětleni skutečností, že zvuky generované najednou podél dlouhé a obvykle navíjecí dráhy blesku dosáhnou pozorovatele postupně as různou intenzitou. Thunder, navzdory větší sílu síla, slyší ne více než 20-25 km(v průměru asi 15 km).

Vinutí větru se vyskytuje s rychlým pohybem vzduchu chovu z jakýchkoliv předmětů. Zároveň se stalo alternativní akumulace a odliv vzduchu z položek, které dává začátek zvuků. Bzučení drátů, hluk a rez stromu, "hlas moře" je také spojen s posunutím vzduchu.

Rychlost rychlosti v atmosféře.Rychlost zvuku v atmosféře ovlivňuje teplotu a vlhkost vzduchu, stejně jako vítr (směr a jeho pevnost). V průměru je rychlost zvuku v atmosféře 333 m.za vteřinu. Se zvýšením teploty vzduchu se poněkud zvyšuje rychlost zvuku. Změna absolutní vlhkosti vzduchu má menší účinek na rychlost zvuku. Vítr má silný vliv: rychlost zvuku ve směru větru se zvyšuje, proti větru se sníží.

Znát hodnotu rychlosti šíření zvuku v atmosféře má velký význam při řešení řady úkolů ke studiu horních vrstev atmosféry akustickou metodou. Pomocí průměrné rychlosti zvuku v atmosféře můžete zjistit vzdálenost od jeho umístění na místo hrom. Chcete-li to provést, určit počet sekund mezi viditelným bleskem blesku a okamžikem zvuku hrom. Pak musíte znásobit průměrnou hodnotu rychlosti zvuku v atmosféře - 333 slečna.na výsledný počet sekund.

Echo.Zvukové vlny, jako světelné paprsky, jsou testovány při pohybu z jednoho média do jiného lomu a odrazu. Zvukové vlny se mohou odrážet od povrchu Země, z vody, z okolních hor, mraků, z povrchu části vrstev vzduchu, které mají různé teploty a vlhkost. Zvuk, odráží se, může opakovat. Fenomén opakujících se zvuků v důsledku odrazu zvukových vln z různých povrchů se nazývá "ECHO".

Zvláště často se ozvěna je pozorována v horách, v blízkosti útesů, kde strávil strávené slovo po určité době se opakuje jeden nebo několikrát. Takže například v údolí Rýna je skála Lorelela, která se echo opakovala až 17-20 krát. Příkladem ECHO je oba průchodky, které vznikají v důsledku odrazu elektrického vypouštěcího zvuku z různých položek na povrchu Země.

Elektrické jevy v atmosféře. Elektrické jevy pozorované v atmosféře jsou spojeny s přítomností elektricky nabitých atomů a molekul plynů, které nesou názv iontů. Ionty jsou záporné i pozitivní náboj, a velikost hmoty je rozdělena na světlo a těžké. Ionizace atmosféry se vyskytuje pod vlivem krátkozraké délky slunečního záření, kosmických paprsků a záření radioaktivních látek obsažených v zemské kůře a v samotné atmosféře. Podstatou ionizace je, že uvedené ionizátory jsou přenášeny neutrální molekulou nebo atomem plynového plynu, přičemž se odstraní jeden z vnějších elektronů z rozsahu jádra. V důsledku toho se atom, bez jednoho elektronu stává pozitivním světelným iontem. Elektronicky odstraněná z tohoto atomu rychle spojuje neutrální atom a tímto způsobem je vytvořen negativní světelný iont. Světelné ionty, setkání se suspendovanými částicemi vzduchu, jim poskytnou vlastní náboj a tvoří tak těžké ionty.

Počet iontů v atmosféře s výškou se zvyšuje. V průměru pro každých 2 kmČíslo výšek se zvyšuje pro tisíc iontů v jedné krychle. centimetr. V vysoké vrstvy Atmosférická maximální koncentrace iontů je pozorován v nadmořských výškách asi 100 a 250 km.

Přítomnost v iontové atmosféře vytváří elektrickou vodivost vzduchu a elektrické pole v atmosféře.

Vodivost atmosféry je vytvořena v důsledku velké mobility především světelnými ionty. Těžké ionty hrají v tomto ohledu malou roli. Čím vyšší je koncentrace světelných iontů ve vzduchu, tím větší je jeho vodivost. A protože počet světelných iontů se zvyšuje s výškou, vodivost atmosféry se zvyšuje s výškou. Tak například v nadmořské výšce 7-8 kmvodivost, přibližně 15-20krát více než zemský povrch. Ve výšce asi 100 kmvodivost je velmi velká.

V čistém vzduchu, málo suspendovaných částic, takže existují více světelných iontů a méně těžký. V tomto ohledu je vodivost čistého vzduchu vyšší než vodivost prašného. Proto s MGL a mlhou je vodivost nízká, elektrické pole v atmosféře nejprve zavedlo M. V. Lomonosov. S jasným bezmračným počasím je síla pole považována za normální. Vůči

zemský povrch atmosféry je účtován pozitivně. Pod vlivem elektrického pole atmosféry a negativní pole povrchu Země je vertikální proud pozitivních iontů instalován ze zemského povrchu nahoru a negativní ionty z atmosféry dolů. Elektrické pole atmosféry v blízkosti povrchu Země je extrémně proměnlivé a závisí na vodivosti vzduchu. Čím menší je vodivost atmosféry, tím větší je napětí elektrického pole atmosféry. Vodivost atmosféry závisí především na počtu pevných a kapalných částic vážených. Proto během MGL, během srážení a mlhy se zvyšuje napětí elektrického pole atmosféry a často vede k elektrickým vypouštěním.

Elma světla.Během bouřek a pokoupků v létě nebo sněhové bouři v zimě můžete někdy pozorovat elektrické klidné výboje v sezóně kusů vynikajících nad zemským povrchem. Tyto viditelné vypouštění se nazývají "světla Elmy" (obr. 64). Nejčastěji se Elma světla jsou pozorována na stožárech, na vrcholcích hor; Někdy jsou doprovázeny non-stříbrné praskání.

Ellma světla jsou tvořena velkým elektrickým polem. Napětí je tak velké, že ionty a elektrony pohybující se při vysoké rychlosti, rozdělit molekulu vzduchu na jejich cestě, což zvyšuje počet iontů a elektronů ve vzduchu. V tomto ohledu se zvyšuje vodivost vzduchu as akutními předměty, kde se začne akumulátory elektřiny elektřiny a výtok.

Blesk.V důsledku složitých tepelných a dynamických procesů v bouřkových mlačkách jsou elektrické náboje odděleny: obvykle negativní poplatky jsou umístěny v dolní části mraků pozitivní v horní části. V souvislosti s takovým dělením objemových poplatků v oblaku jsou vytvářeny silné elektrické pole jak uvnitř mraků, tak mezi nimi. Síla pole na zemském povrchu může dosáhnout několika set kilovoltů na 1 m.Vysoké napětí elektrického pole vede k tomu, že v atmosféře se vyskytují elektrické vypouštění. Silné elektrické vypouštění jisker, které se vyskytují mezi bouřkami mraky nebo mezi mraky a zemským povrchem se nazývají blesk.

Trvání blesku blesku je v průměru přibližně 0,2 sekund. Množství elektřiny, která nese blesk, je 10-50 přívěsků. Proud je velmi velký; Někdy dosáhne 100-150 tisíc Amps, ale ve většině případů nepřesahuje 20 tisíc AMPS. Většina blesk s negativním nábojem.

Podle vzhledu jiskry blesku, rozdělený na lineární, plochý, míč, jasnější.

Lineární zipy jsou nejčastěji pozorovány, mezi nimiž existuje řada druhů: cikcak, rozvětvená, stuha, raketa a další. Pokud je lineární zip vytvořen mezi mrakem a zemským povrchem, pak je průměrná délka 2-3 km;lightning mezi mraky může dosáhnout 15-20 kmdélka. Vypouštěcí kanál blesku, který je vytvořen pod vlivem ionizace vzduchu a podle kterého existuje intenzivní nadcházející průběh negativních nábojů, akumulovaných v oblaku a pozitivní náboje akumulované na povrchu Země, má průměr od 3 do 60 ° C cm.

Plochý zip je krátkodobý elektrický výtok, který pokrývá významnou část mraku. Plochý zip není vždy doprovázen Thunderem.

Ball blesk je vzácný fenomén. Je tvořen v některých případech po silném vypuštění lineárního zipu. Ball blesk je ohnivá koule o průměru obvykle v 10-20 cm(A někdy až několik metrů). Na zemském povrchu se tento blesk pohybuje v mírné rychlosti a má tendenci proniknout do budov přes komíny a jiné malé otvory. Bez způsobení škody a jejich provedení komplikovaných pohybů, kulový blesk může klidně opustit budovu. Někdy způsobuje požáry a zničení.

Jeho vzácnější jev je jasné zipy. Jsou v případě, kdy elektrický výboj sestává ze série zářících sférických nebo podlouhlých těl.

Zip často způsobuje velké škody; Zničí budovy, způsobují požáry, roztaví elektrické dráty, rozdělené stromy a ovlivňují lidi. Pro ochranu budov, průmyslových konstrukcí, mostů, elektráren, elektráren a dalších struktur od rovných úderů blesku, bleskové čáry (obvykle nazývané Thunderns).

Největší počet bouřek je pozorován v tropických a rovníkových zemích. Tak například na. Java v roce 220 dní s bouřky, ve střední Africe 150 dní, ve Střední Americe asi 140. V SSSR, nejvíce dní s bouřkami se děje v Kavkazu (až 40 dní v roce), na Ukrajině a na jihu východně od Evropské části SSSR. Odpoledne jsou v odpoledních hodinách obvykle pozorovány, zejména mezi 15 a 18 hodinami.

Polární radiance.Polární radiance jsou zvláštním tvarem záře ve vysokých atmosférických vrstvách, pozorované v noci v noci především v polárních a vnitřních zemích severního a jižního polokoulí (obr. 65). Tyto záplavy jsou projevem elektrických sil atmosféry a vyskytují se ve výšce od 80 ° C až 1000. kmv silně sypaném vzduchu, když projdou elektrické náboje. Povaha polárního lesklého není stále plně vyřešena, ale přesně je stanovena, že příčinou jejich výskytu je

dopad horních vysoce postřikovaných vrstev zemské atmosféry nabitých částic (korupcles) vstupující do atmosféry z aktivních oblastí Slunce (skvrny, výčnělky a dalších míst) během vypuknutí slunečního záření.

Maximální počet polárních nosníků je pozorován v blízkosti magnetických pólů Země. Například magnetický pól severní polokoule za rok je až 100 svítí.

Polární radiance jsou velmi rozmanité ve formě záře, ale obvykle jsou rozděleny do dvou hlavních skupin: radiáni exkrementálního tvaru (homogenní pruhy, oblouky, klidné a pulzující zářící plochy, difuzní zářící, atd.) A zář Sálavá struktura (pruhy, závěsy, paprsky, koruna a atd.). Polární radiance struktury exkrementů se vyznačují klidnou luminiscenty. Záření radiační struktury, naopak, je pohyblivý, mění jak formu, tak jas a barvu záře. Kromě toho je zářivost sálavá podoba doprovázena magnetickou excitací.

Forma rozdíly v následujících typech srážek. Déšť - Srážení kapalin sestávající z kapek 0,5-6 mm o průměru. Kapky významnějších velikostí jsou rozděleny do částí. V dešti prší velikosti kapek více než v oblaslém, zejména na začátku deště. Během negativních teplot mohou někdy spadnout hithides kapky. V kontaktu se zemským povrchem zmrazí a zakryjí ji ledovou kůrou. MOROS - kapalné srážení sestávající z kapek průměru asi 0,5 až 0,05 mm s velmi nízkou rychlostí kapky. Jsou snadno přeneseny do větru v horizontálním směru. Sníh - Pevné srážení sestávající ze složitých ledových krystalů (sněhové vločky). Jejich formy jsou velmi rozmanité a závisí na podmínkách vzdělávání. Hlavní formou sněhových krystalů je šest-legged hvězda. Hvězdy se získají ze šestiúhelníkových desek, protože sublimace vodní páry nejrychleji se vyskytuje na rozích desek, kde roste paprsky. Na těchto paprscích, na tahu se vytvoří důsledky. Průměry rozevíracího sněhu mohou být velmi odlišné (od vrstvených dešťových kapek a cumulus-dešti mraky v negativních teplotách krupice, zasněžené a ledové- Srážení sestávající z ledu a silně surfovat sněhové vločky o průměru více než 1 mm. Nejčastěji jsou obiloviny pozorovány při teplotách v blízkosti nule, zejména na podzim a jaro. Zasněžená záběr má sníh podobnou strukturu: zrna jsou snadno stlačena prsty. Smích ledových obilovin mají povrch glade. Je těžké je rozdrtit, při pádu na Zemi, skočí. Z vrstvených mraků v zimě místo Morossa vypadnout sněhová zrna - Malá zrna s průměrem menším než 1 mm, připomínajícím Semal Secure. V zimě nízké teploty Z mraků spodní nebo střední úrovně vypadne sněhové jehly - Srážení sestávající z ledových krystalů ve formě šestiúhelníkových hranolů a desek bez větvení. S významnými mrazy se takové krystaly mohou vyskytnout ve vzduchu v blízkosti zemského povrchu. Jsou zvláště jasné za slunečného dne, když jiskří svým tváří, což odráží sluneční paprsky. Z těchto ledových jehlů sestávají. Zvláštní znak má ledový déšť - Srážení sestávající z průhledných ledových kuliček (zamrzlé kapky deště ve vzduchu) o průměru 1-3 mm. Jejich ztráta jasně ukazuje přítomnost teplotní inverze. Někde v atmosféře je vrstva vzduchu s pozitivní teplotou

V posledních letech se navrhuje několik způsobů umělého ukládání mraků a tvorby z nich a úspěšně vyzkoušet. K tomu v supercooled odkapávací mozku z letadla, malé částice ("zrna") pevného oxidu uhličitého, které mají teplotu přibližně -70 ° C rozptýlené. Kolem ve vzduchu je vytvořen kvůli takovým nízkým teplotám obrovský počet velmi malých krystalů ledu. Tyto krystaliny jsou pak rozptýleny v oblaku kvůli pohybu vzduchu. Slouží těmto embryí, které po pěstování velkých sněhových vloček rostou - přesně jak je popsáno výše (§ 310). Ve vrstvě mraků je široký (1-2 km) lumen podél celé cesty, která prošla rovinou (obr. 510). Sněhové vločky ve stejnou dobu mohou vytvořit docela těžké sněžení. Je samozřejmé, že tímto způsobem lze precipitovat pouze tolik vody, jak již bylo už dříve v oblaku. Posílit stejný proces kondenzace a tvorba primárního, nejmenší kapky mraku ještě nejsou v lidských silách.

Mraky - vážený v atmosféře produkty kondenzace vodní páry viditelné na obloze z povrchu Země.

Mraky se skládají z nejmenších kapiček vody a / nebo ledových krystalů (nazývané mrakové prvky). Prvky kapání Cloud jsou pozorovány při teplotě vzduchu v oblaku nad -10 ° C; Z -10 až -15 ° C mají mraky smíšené kompozice (kapičky a krystaly) a při teplotě v oblaku pod -15 ° C - krystalický.

Mraky jsou klasifikovány do systému, který používá latinské slova pro vzhled mraků pozorovaných ze země. Tabulka shrnuje čtyři hlavní složky tohoto klasifikačního systému (Ahrens, 1994).

Další klasifikace popisuje mraky ve výšce jejich umístění. Například mraky obsahující ve svém názvu "Cirrus" jako Cirrus (Cirrus) mraky jsou umístěny v horní úrovni, zatímco mraky s předponou " alt.- "V názvu, jako je například high-vrstvený (altostratus), jsou v průměrné úrovni. Existuje několik skupin mraků. První tři skupiny jsou určeny ve výšce jejich umístění nad zemí. Čtvrtá skupina se skládá ze vertikálních rozvojových mraků . Poslední skupina Zahrnuje sbírku smíšených typů mraků.

Mraky Dolního Yarusa Mraky dolní vrstvy se skládají hlavně z vodních kapiček, protože se nacházejí v nadmořských výškách pod 2 km. Když je však teplota poměrně nízká, mohou tyto mraky také obsahovat částice ledu a sněhu.

Vertikální rozvoj mraky Jedná se o kumulativní mraky, které mají typ izolované mše, vertikální rozměry, z nichž jeden řád s horizontální. Obvykle se nazývají nebo konvekce teploty nebo frontální výtaha může růst na 12 km výšin, realizovat rostoucí energii kondenzace vodní pára v rámci samotného mraku.

Jiné typy mraků Konečně představujeme sbírky smíšených typů mraků, které nejsou vhodné pro všechny ze čtyř předchozích skupin.

Většina Ruska je charakterizována mírným množstvím srážení. V Aral Caspian a Turkestan Steppes, stejně jako na dalekém severu, dokonce i velmi málo padá. Pouze některé jižní okraje Ruska zahrnují velmi deštivé území, zejména transcaucasia.

Tlak

Atmosféra - tlak na všechny položky v něm a zemský povrch. Atmosférický tlak je vytvořen gravitační přitažlivostí vzduchu k zemi. Měří se atmosférický tlak. Atmosférický tlak rovný tlaku destičkového pólu 760 mm při 0 ° C se nazývá normální atmosférický tlak. (Mezinárodní standardní atmosféra - MSA, 101 325 pa

Přítomnost atmosférického tlaku vedla lidi do zmatku v roce 1638, kdy vévoda z vévody toskánského nepodařilo zdobit zahrady fontánských fontánů - voda nezvýšila nad 10,3 metru. Vyhledávání důvodů a experimentů s těžší látkou - Merkur, vyrobený Evangelem Torricelli, vedly k tomu, že v roce 1643 prokázal, že vzduch je v úvahu. Spolu s V. Viviani, Torrigrezeelli provedl první zkušenost s měřením vynalézání atmosférického tlaku torrycelli trubice (První rtuťový barometr) je skleněná trubka, ve které není vzduch. V takové trubce se rtuťová stoupá do výšky asi 760 mm. Opatřenítlak Je nutné řídit technologické procesy a zajistit bezpečnost výroby. Tento parametr navíc používá pro nepřímou měření jiných technologických parametrů: Úroveň, tok, teplota, hustota a tak dále. V systému Si na jednotku tlaku pascal. (Pa.) .

Ve většině případů mají převodníky primárního tlaku bez elektrického výstupního signálu ve formě síly nebo pohybu a jsou kombinovány do jednoho bloku s měřicím přístrojem. Pokud musí být výsledky měření přenášeny do vzdálenosti, použije se meziprodukt transformace tohoto neelektrického signálu do jednotného elektrického nebo pneumatického. V tomto případě se primární a mezilehlé měniče kombinují do jednoho měřicího snímače.

Pro měření použití tlaku manometry, vakumery, manovakummera., napájení, tighomera, tygonorizers, snímače tlaku, diffmanometry.

Ve většině nástrojů se naměřený tlak přemění na deformaci elastických prvků, takže se nazývají deformaci.

Deformační zařízení Široce používané k měření tlaku při provádění technologických procesů v důsledku jednoduchosti zařízení, pohodlí a bezpečnosti v provozu. Všechna deformační zařízení mají ve schématu jakéhokoliv elastického prvku, který se deformuje za působení naměřeného tlaku: trubkovitý pramen, membrána nebo silf..

Rozdělení

Na zemském povrchu Atmosféra se liší od místa na místo a v čase. Zvláště důležité neperiodické změny Atmosféraspojené s výskytem, \u200b\u200bvývojem a zničením pomalu pohybujících se oblastí vysokého tlaku - anticyklonov. a relativně rychle pohybující obrovské víry - cyklones, ve kterém se dominuje snížený tlak. Extrémní hodnoty poznamenány Atmosféra (na hladině moře): 808.7 a 684.0 mm rt. cm. Navzdory větší variabilitě však rozdělení průměrných měsíčních hodnot Atmosféra Na povrchu zeměkoule každý rok přibližně totéž. Průměrný výroční Atmosférarovní rovníku a má minimum při 10 ° C. sh. Dále Atmosféra stoupá a dosáhne maximálně po dobu 30-35 ° severní a jižní šířky; pak Atmosféra Snižuje se opět snižuje minimum při 60-65 ° a opět stoupá k pólům. Na této šílené distribuci Atmosféra Významný dopad má povaha roku a povaha distribuce kontinentů a oceánů. Přes studené kontinenty v zimě vznikají vysoké oblasti Atmosféra Latitudinální distribuce Atmosféraporušené a tlakové pole se rozpadá na řadu vysokých a nízkých tlaků, které se nazývají atmosférická akční centra. S výškou se distribuce horizontálního tlaku stává jednodušší, blíží se k druhé. Od výšky asi 5 km Atmosféra Na celku zeměkoule Padá z rovníku do pólů. V každodenním pokroku Atmosféra Nacházejí se 2 výšky: při 9-10 c. a 21-22. h. a 2 minima: v 3-4 c. a 15-16. h. Zvláště správný denní pohyb má v tropických zemích, kde denní oscilace dosahuje 2.4 mm rt. Umění., a noc - 1.6 mm rt. cm. S nárůstem šířky amplitudy změny Atmosféra snižuje, ale zároveň se stávají silnějšími neperiodickými změnami Atmosféra

Vzduch se neustále pohybuje: stoupá - vzestupný pohyb, snížil pohyb směrem dolů. Pohyb vzduchu v horizontálním směru se nazývá vítr. Příčina vítr je nerovnoměrná distribuce tlaku vzduchu na povrchu země, který je způsoben nerovnoměrným rozložením teploty. V tomto případě se proud vzduchu pohybuje z míst s velkým tlakem na stranu, kde je tlak menší. Pod větrem se vzduch pohybuje rovnoměrně, ale impulsy, poryv, zejména na povrchu země. Existuje mnoho důvodů, které ovlivňují pohyb vzduchu: tření proudění vzduchu na povrchu Země, setkání s překážkami atd. Kromě toho, vzduchové toky pod vlivem otáčení Země jsou odepřeny na severní polokouli vpravo, a v jihu - vlevo. Vítr je charakterizován rychlostí, směrem a silou. Rychlost větru se měří v metrech za sekundu (m / s), kilometry za hodinu (km / h), body (na stupnici Bafort od 0 do 12, v současné době do 13 bodů). Rychlost větru závisí na tlakovém rozdílu a je přímo úměrná: čím větší je rozdíl tlaku (horizontální barový gradient), tím větší je rychlost větru. Průměrná vícenásobná rychlost větru na povrchu Země je 4-9 m / s, vzácný více než 15 m / s. V bouřkách a hurikánech (střední zeměpisné šířky) - až 30 m / s, v nárazech až 60 m / s. V tropickém hurikánu Rychlost větru dosahují až 65 m / s a \u200b\u200b120 m / s nárazů může dosáhnout. Směr větru je určeno touto stranou horizontu, se kterou vítr fouká. Pro své označení se aplikuje osm hlavních směrů (žlučů): C, SZ, Z, Yuz, Yu, YUV, B, SV. Směr závisí na rozložení tlaku a od vychylovacího působení otáčení Země. Větrná síla závisí na své rychlosti a ukazuje, který dynamický tlak má proud vzduchu na jakýkoliv povrch. Větrná energie se měří v kilogramech na metr čtvereční (kg / m2). Větrné větry jsou extrémně rozmanité původem, přírodou a hodnotou. Takže v mírných zeměpisných šířkách, kde dominuje západní přenos, vítr západních směrů převažují (SZ, Z, YUZ). Tyto oblasti zabírají rozsáhlé mezery - od asi 30 do 60 ° v každé polokouli. V polárních oblastech, větry foukají z pólů do zón sníženého tlaku středně těžkých zeměpisných šířek. V těchto oblastech převažují severovýchodní větry v Arktidě a jihovýchodním v Antarktidě. Současně, jihovýchodní větrem antarktida, na rozdíl od arktické, stabilnější a mají vysoké rychlosti. Nejrozsáhlejší zóna větrů světa zeměkoule se nachází v tropických zeměpisných šířkách, kde se blíží obchodní větry. Passat - neustálé větry tropických zeměpisných šířek. Jsou distribuovány v zóně od 30 ° C. sh. do 30. července sh. To znamená, že šířka každé zóny je 2-2,5 tis. KM. to udržitelné větry Střední rychlost (5-8 m / s). Na zemském povrchu jsou kvůli tření a vychýlení akcí denní rotace Země mají převažující severovýchodní směr na severní polokouli a jihovýchodu na jihu (obr. IV.2). Jsou tvořeny, protože v rovníkovém pásu vyhřívaný vzduch stoupá nahoru a tropický vzduch pochází ze severu a jihu. Obchodní větry měly a mají velký praktický význam v navigaci, zejména dříve pro plachetnici, když se nazývají "Obchodní větry". Tyto větry tvoří stabilní povrch proudí v oceánu podél rovníku směřujícího z východu na západ. Vedli k Americe Karavlah Columbus. Breeze - místní větry, který den vyhodit z moře do země, a v noci s Sushi na moři. V tomto ohledu, rozlišující den a noční vánek. Denní (námořní) vánek je vytvořen v důsledku skutečnosti, že den Sushi se zahřívá rychleji než moře a spodní tlak je instalován nad ním. V této době nad mořem (více chlazený), tlak nahoře a vzduch se začíná pohybovat z moře do země. Noc (pobřežní) vánek fouká z Sushiho na moři, protože v této době je sušička ochlazena rychleji než moře a snížený tlak je nad hladinou vody - vzduch se pohybuje z břehu k moři.

Rychlost větru na meteorologických stanicích se měří anemometry; Pokud je zařízení sebe-vodivé, pak se nazývá anemograf. Anemumbograph definuje nejen rychlost, ale také směr větru v trvalém registračním režimu. Zařízení pro měření rychlosti větru jsou instalovány v nadmořské výšce 10-15 m nad povrchem a vítr měřené nimi se nazývá vítr ze zemského povrchu.

Směr větru je určen voláním bodu horizontu, odkud vítr fouká nebo úhel, vytvořený směrem větru s meridiánem místa, odkud vítr fouká, tj. Jeho azimut. V prvním případě je 8 hlavních horizontů Rumbumes: sever, severovýchod, východ, jihovýchodní, jih, jihozápadní, západ, severozápadní a 8 meziproduktů. 8 Základní směry koberců mají následující zkratky (ruské a mezinárodní): C-N, Yu-S, Z - W, B-E, SZ-NW, SV-NE, UZ-SW, JUVE Se.

Vzduchové hmotnosti a fronty

Vzduchové hmotnosti jsou relativně homogenní za teplotou a vlhkostí hmotnosti vzduchu, který se rozprostírá na plochu několika tisíc kilometrů a několik kilometrů na výšku

Jsou tvořeny v dlouhodobém pobytu na více či méně homogenních plochách sushi nebo oceánu, které se pohybují v procesu všeobecného oběhu atmosféry do jiných oblastí Země, letecké masy Přenos do těchto oblastí a jeho převrácení počasí v této oblasti v určité sezóně určitých vzdušných hmot vytváří charakteristický klimatický režim oblasti.

Čtyři hlavní geografické typy vzdušných hmot se rozlišují, což pokrývají celou zemskou tropridge. Jedná se o masy arktické (antarktické), mírného, \u200b\u200btropického a rovníkového vzduchu, s výjimkou zbytku, v každém z nich je stále námořní a kontinentální odrůdy, které jsou tvořeny v souladu se zemí a oceánem..

Polární (arktický a antarktický) vzduch se vytvoří přes ledové povrchy polárních oblastí a je charakterizován nízkými teplotami, nízkým obsahem vlhkosti a dobrou transparentností

Mírný vzduch je výrazně lépe vyhřívaný, je označen v létě zvýšená obsah vlhkosti, zejména nad oceánem, který zde převládá západní větry a cyklóny moře mírný vzduch je přenesen Ano Aleco do hloubky kontinentů, často doprovází jeho cestu se srážkami

Tropický vzduch je charakterizován jako celek s vysokými teplotami, ale pokud je také velmi mokrý nad mořem, je také velmi mokrý, pak nad zemí, naopak, extrémně suché a zaprášené

Rovníkový vzduch je vyznačen konstantními vysokými teplotami a zvýšeným obsahem vlhkosti jak nad oceánem, tak nad zemí v odpoledních hodinách, časté deštivé prší

Vzduchové hmotnosti s různými teplotami a vlhkostí se neustále pohybují a podmíněné povrch oddělující vzduchové hmotnosti se vyskytuje na úzkém prostoru, se nazývá atmosférická přední strana soukromí tohoto imaginárního povrchu se zemním povrchem, tzv. Atmosférická přední linie je vytvořené.

Povrch oddělující arktický (antarktický) a mírný vzduch se nazývá arktická a antarktická čelenka vzduchu středně závažných zeměpisných šířek a tropics sdílí polární fronta, protože hustota tepla je menší než hustota za studena, přední strana je skloněná rovina, která má sklon k studenému vzduchu za velmi malého úhlu (méně než 1 °) na povrch země, chladný vzduch, jako tlustý, při setkání s teplem, zdá se, že plavat pod ním a zvedne ho, což způsobuje tvorba hammaru.

Setkali se, různé vzduchové hmoty se nadále pohybují směrem k hmoty, pohybují se při větší rychlosti současně polohu a čelní plochy, oddělují tyto závaží závislosti na vzduchu na pohybu předního povrchu, rozlišují studené a teplé fronty, když je Přijetí studeného vzduchu se pohybuje rychleji než ustupující teplý, atmosférická fronta se nazývá atmosférický tlak, je chladný po průchodu studené přední části, a vlhkost vzduchu klesá, když teplý vzduch přichází a přední se pohybuje směrem k nízkým teplotám Teplé, když dojde teplé přední průchody, tlak se sníží a zvyšuje se teplota.

Fronty mají velký význam pro počasí, protože mraky jsou tvořeny v blízkosti je a často se vysráží v místech teplého a studeného vzduchu, vznikající a rozvíjející se cyklóny, počasí se nestane snadno znát umístění atmosférických front, směrů a rychlostí jejich Pohyb, stejně jako meteorologická data, charakterizující vzduchové masy, tvoří předpovědi počasí.

Anticyklóna - oblast zvýšeného atmosférického tlaku s uzavřeným soustředným isobami na hladině moře a s vhodnou distribucí větru. V nízkém anticyklonu - studené, ISOBARS zůstávají uzavřeny pouze v nejnižších vrstev troposféry (až 1,5 km), a ve střední troposféře, se zvýšený tlak není detekován vůbec; Je také možné pro přítomnost výškového cyklonu nad anticyklonem.

Vysoký anticyklon je teplý a udržuje uzavřené isobary s anticyklonickým oběhem i v horní troposféře. Někdy je anticyklon multicentr. Vzduch v anticyklonu v severní polokouli se pohybuje, bohaté centrum ve směru hodinových ručiček (to znamená, že se odchyluje od baru gradient vpravo), v jižní polokoule - Protioblock-moudrý. Pro anticyklónu je charakteristická převaha jasných nebo intrigatePogod. Vzhledem k chlazení vzduchu ze zemského povrchu v chladné sezóně a v noci v anticyklonu jsou možná tvorba povrchových inverzních a nízkých vrstvených mraků (ST) a mlhy. V létě je možná střednědobý konvekce po zemi s tvorbou kumulativních mraků. Konvekce s tvorbou cumulus mraků je pozorována v obchodním větru na periferní subtropické anticyklony adresované na rovníku. Při stabilizaci anticyklonu v nízkých zeměpisných šířkách se vyskytují výkonné, vysoké a teplé subtropické anticyklony. Stabilizace anticyklonů se také vyskytuje ve středních a polárních šířkách. Vysoké nízkonapěťové anticyklony, které porušují celkový západní přenos středních zeměpisných šířek, se nazývají blokování.

Synonyma: Vysokotlaká oblast, oblast zvýšeného tlaku, maximum.

Anticyklony dosahují velikosti několika tisíc kilometrů v průměru. Ve středu anticyklonu je tlak obvykle 1020-1030 mbar, ale může dosáhnout 1070-1080 mbar. Stejně jako cyklóny, anticyklony se pohybují ve směru obecného přenosu vzduchu v troposféře, to je od západu na východ, odchyluje se na nízké zeměpisné šířky. Průměrná rychlost pohybu anticyklonu je asi 30 km / h v severní polokouli a asi 40 km / h v jižním, ale často anticyklon po dlouhou dobu trvá nízký klíčový stav.

Známky anticyklonu:

Jasné nebo zatažené počasí

Nedostatek vítr.

Nedostatek srážení

Stálá povaha počasí (znatelně se nemění v čase, zatímco existuje anticyklon)

V létě, anticyklon přináší horké bezmračné počasí. V zimě, anticyklon přináší těžké mrazy, někdy je to možné mrazivý mlha.

Důležitým rysem anticyklonů je jejich vzdělání na některých lokalitách. Konkrétně, anticyklony jsou tvořeny nad ledovými poli. A silnější kryt ledu, tím silnější je anticyklon vyjádřen; Proto je anticyklon nad antarktidou velmi silný a přes Grónsko je nízký, přes Arktidy - střední v závažnosti. Výkonné anticyklony se také vyvíjí v tropickém pásu.

Cyklón (od Dr.-řečtiny. κυκλῶν - "rotující") - atmosférický whirlwind obrovského (od stovek až několik tisíc kilometrů) se sníženým průměrem vzduchu v centru.

Pohyb vzduchu (tečkované šipky) a ISOBAR (spojité linie) v cyklonu na severní polokouli.

Vertikální část tropického cyklonu

Vzduch v cyklonech cirkuluje proti směru hodinových ručiček v s výhledem na hemisféru a ve směru hodinových ručiček v jižním. Kromě toho, ve vzduchových vrstvách v nadmořské výšce zemského povrchu do několika set metrů, má vítr dobře nasměrovaný do středu cyklonu, podle baryického gradientu (ve směru kazu). Velikost základu se snižuje s výškou.

Schematické znázornění procesu tvorby cyklonů (černé šipky) v důsledku otáčení Země (modré šipky).

Cyclone není jen opakem anticyklonu, liší se od mechanismu vzniku. Cyklores neustále a přirozeně se objevují kvůli rotaci Země, díky síle Coriolis. Důsledkem browerové věty pevného bodu je přítomnost atmosféry alespoň jednoho cyklonu nebo anticyklonu.

Existují dva hlavní typy cyklónů - uctůrky a tropické. První jsou vytvořeny zinčené nebo polární zeměpisné šířky a mají průměr od tisíce kilometrů na začátku vývoje, a až několik tisíc v případě tzv. Centrálního cyklonu. Mezi vnětové cyklony Jižní cyklóny se vyznačují na jižní hranici mírných zeměpisných šířek (Středomoří, Balkán, Černé moře, Jižní kaspický, atd.) A posunutí na severu a severovýchodu. Jižní cyklóny mají obrovské energetické rezervace; Je to s jižními cyklóny ve středním pruhu Ruska a CIS, nejsilnější srážky, větry, bouřky, klesání a další jevy počasí jsou spojeny.

Tropické cyklóny jsou tvořeny v tropických zeměpisných šířkách a mají menší rozměry (stovky, zřídka - více než tisíc kilometrů), ale velké bary gradienty a rychlosti větru, které dosáhnou re-evidentní. Takové cyklóny jsou také charakteristické. "Oči Buri" - centrální oblast o průměru 20-30 km s relativně čistým a bezvětrým počasím. Tropické cyklóny mohou zpracovávat v procesu jejich vývoje v procesu vstupu. Pod 8-10 ° severní a jižní šířky, cyklones vyskytují velmi zřídka, a v těsné blízkosti rovníku - nevznikají vůbec.

Cyklony vznikají nejen v atmosféře Země, ale také v atmosférách jiných planet. Například, v atmosféře Jupitera, mnoho let bylo pozorováno tzv. Velké červené místo, což je pravděpodobně dlouhotrvající anticyklon.

Měřicí teplota vzduchu a další povětrnostní prvky jsou vyrobeny v meteorologických kabinách, kde teploměry jsou umístěny ve výšce dvou metrů od povrchu. Vlastnosti denního a ročního pohybu teploty vzduchu jsou detekovány v průměru výsledků po dlouhou dobu pozorování.

Denní teplota vzduchu Odráží denní teplotu povrchu zemského povrchu, ale momenty maxima a minimum teploty jsou poněkud zpožděny. Maximální teplota vzduchu nad zemí je pozorována při 14-15 hodinách, přes nádrže - asi 16 hodin, alespoň po zemi - krátce po východu slunce, nad vodními těly - po 2 - 3 hodinách po východu slunce. Rozdíl každodenního maximálního a minimální teploty vzduchu zvané denní teplota amplitudy. Záleží na řadě faktorů: šířka místa, doba roku, povaha podkladového ...
Povrchy (sušení nebo voda), mraky, úleva, absolutní terén, povaha vegetace atd. Obecně je to mnohem více (zejména v létě) než nad oceánem. S výškou, denní výkyvy jsou prdeli: nad zemí - ve výšce 2 - 3 km, nad oceánem - níže.

Roční teplota vzduchu - Změna průměrných měsíčních teplot v průběhu roku. Rovněž opakuje roční teplotu aktivního povrchu. Roční teplotní amplituda teploty vzduchu - rozdíl mezi průměrnými teplotami nejteplejší a nejchladnějších měsíců. Jeho hodnota závisí na stejných faktorech jako denní amplitudu teplot a zjistí podobné vzory: roste se zvýšením zeměpisné šířky až do polárních kruhů (obr. 29). To je způsobeno různým přílivem sluneční teplo V létě a zimě, hlavně v důsledku měnícího se úhlu spadání slunečního světla a vzhledem k různým trvání každodenního osvětlení v průběhu roku v mírných a vysokých zeměpisných šířkách. Povaha podkladového povrchu je velmi důležitá: nad přistáním je roční amplituda větší - může dosáhnout až 60 - 65 ° C a nad vodou - obvykle menší než 10-12 ° C (obr. 30).

Rovníkový typ. Roční teploty vzduchu jsou vysoké vysoké a dokonce i, ale stále existují maximum malé teploty - po dnech Equinox-VI (dubna, října) a dvě malé minima - po dnech slunovratu (červenec, leden) . Přes kontinenty, roční amplituda teploty je 5-10 ° C, na pobřeží -3 ° C, nad oceány - je pouze asi 1 ° C (obr. 31).

Tropický typ. V každoročním pokroku je exprimována jedna maximální teplota vzduchu - po nejvyšší poloze Slunce a jedna minimum - po nejnižší poloze ve dnech slunovratu. Nad kontinententamální teplotní amplitudou je hlavně 10-15 ° C díky velmi vysokým letním teplotám, přes oceány - asi 5 ° C.

Typ mírných zeměpisných šířek. V průběhu roku je teplota vzduchu dobře vyjádřena jako maximálně a minimálně po dnech letních a zimních soložstev a nad kontinenty se teplota mění kvalitativně po celý rok, pohybující se přes ° C (kromě západních pobřeží kontinentů) ). Roční amplituda teploty na pevnině je 25-40 ° C, a v hlubinách Eurasie dosahující 60 - 65 ° C v důsledku velmi nízkých zimních teplot, nad oceány a na západních drahách pevniny, kde teploty jsou pozitivní, amplituda je malá 10-15 °.

V mírný pás Rozlišit subtropické, vlastně mírné a subepolarové subzóny. Všechny výše uvedené aplikované na mírný subzon. Obecně platí, že v mezích těchto tří subpásmů, roční amplitudy teploty vzduchu se zvyšují se zvyšující se šířkou a jak odstraňují z oceánů.

Polární typ Vyznačuje se drsným, hřbetem v zimě. V každoročním pokroku je také pozorována jedna maximální teplota přibližně o ° C a pod - během polárního dne a jedna významná minimální teplota je na konci polární noci. Roční amplituda teploty na pozemku 30 - 40 ° C, nad oceány a na pobřeží - asi 20 ° C.

Typy ročního pohybu teploty vzduchu jsou detekovány od středních trvalých dat a odrážejí periodické sezónní oscilace. Pokročilost letových aktiv souvisejících teplotních odchylek od průměrných hodnot v některých letech a sezónách. Variabilita průměrné teploty měsíčního vzduchu je více zvláštní pro mírné a blízké zeměpisné šířky, zejména v přechodných oblastech mezi mořskými a kontinentálními klimaty.

Pro vývoj vegetace jsou deriváty teplotních ukazatelů velmi důležité, jako je součet účinných teplot (množství pro období s průměrnými denními teplotami nad 10 ° C). To do značné míry určuje soubor plodin v jedné oblasti nebo jiné