Суточный и годовой ход температуры. Нагревание воздуха и его температура. Зависимость температуры от географической широты. Мотивация учебной деятельности

Суточный ход температуры воздуха определяется соответствующим ходом температуры деятельной поверхности. Нагревание и охлаждение воздуха зависят от термического режима деятельной поверхности. Тепло, поглощенное этой поверхностью, частично распространяется в глубь почвы или водоема, а другая его часть отдается прилегающему слою атмосферы и затем распространяется в вышележащие слои. При этом происходит некоторое запаздывание роста и понижения температуры воздуха по сравнению с изменением температуры почвы.

Минимальная температура воздуха на высоте 2 м наблюдается перед восходом солнца. По мере поднятия солнца над горизонтом температура воздуха в течение 2--3 ч быстро повышается. Затем рост температуры замедляется. Максимум ее наступает через 2--3 ч после полудня. Далее температура понижается-- сначала медленно, а затем более быстро.

Над морями и океанами максимум температуры воздуха наступает на 2--3 ч раньше, чем над материками, причем амплитуда суточного хода температуры -воздуха над крупными водоемами больше амплитуды колебания температуры водной поверхности. Это объясняется тем, что поглощение солнечной радиации воздухом и собственное его излучение над морем значительно больше, чем над сушей, так как над морем в воздухе содержится больше водяного пара.

Особенности суточного хода температуры воздуха выявляются при осреднении результатов длительных наблюдений. При таком осреднении исключаются отдельные непериодические нарушения суточного хода температуры, связанные с вторжениями холодных и теплых воздушных масс. Эти вторжения искажают суточный ход температуры. Например, при вторжении днем холодной воздушной массы температура воздуха над некоторыми пунктами иногда понижается, а не повышается. При вторжении же тёплой массы ночью температура может повышаться.

При установившейся погоде изменение температуры воздуха в течение суток выражено довольно отчетливо. Но амплитуда суточного хода температуры воздуха над сушей всегда меньше амплитуды суточного хода температуры поверхности почвы. Амплитуда суточного хода температуры воздуха зависит от ряда факторов.

Широта места. С увеличением широты места амплитуда суточного хода температуры воздуха убывает. Наибольшие амплитуды наблюдаются в субтропических широтах. В среднем за год рассматриваемая амплитуда составляет в тропических областях около 12°С, в умеренных широтах 8--9°С, у Полярного круга 3--4°С, в Заполярье 1--2°С.

Время года. В умеренных широтах наименьшие амплитуды наблюдаются зимой, а наибольшие - летом. Весной они несколько больше, чем осенью. Амплитуда суточного хода температуры зависит не только от дневного максимума, но и от ночного минимума, который тем ниже, чем продолжительнее ночь. В умеренных и высоких широтах за короткие летние ночи температура не успевает упасть до очень низких значений и потому амплитуда здесь остается сравнительно небольшой. В полярных областях в условиях круглосуточного полярного дня амплитуда суточного хода температуры воздуха составляет, всего около 1 °С. В полярную ночь суточные колебания температуры почти не наблюдаются. В Заполярье наибольшие амплитуды отмечаются весной и осенью. На острове Диксон наибольшая амплитуда в эти сезоны составляет в среднем 5--6 °С.

Наибольшие амплитуды суточного хода температуры воздуха наблюдаются в тропических широтах, причем они здесь мало зависят от времени года. Так, в тропических пустынях эти амплитуды в течение всего года составляют 20--22 °С.

Характер деятельной поверхности. Над водной поверхностью амплитуды суточного хода температуры воздуха меньше, чем над сушей. Над морями и океанами они составляют в среднем 2--3°С. С удалением от берегов в глубь материка амплитуды увеличиваются до 20--22 °С. Аналогичное по характеру, но более слабое влияние на суточный ход температуры воздуха оказывают внутренние водоемы и сильно увлажненные поверхности (болота, места с обильной растительностью). В сухих степях и пустынях среднегодовые амплитуды суточного хода температуры воздуха достигают 30 °С.

Облачность. Амплитуда суточного хода температуры воздуха в ясные дни больше, чем в облачные, так как колебания температуры воздуха находятся в прямой зависимости от колебаний температуры деятельного слоя, которые в свою очередь непосредственно связаны с количеством и характером облаков.

Рельеф местности. На суточный ход температуры воздуха значительное влияние оказывает рельеф местности, на что впервые обратил внимание А. И. Воейков. При вогнутых формах рельефа (котловины, ложбины, долины) воздух соприкасается с наибольшей площадью подстилающей поверхности. Здесь воздух днем застаивается, а ночью охлаждается над склонами и стекает на дно. В результате этого увеличивается как дневное нагревание, так и ночное охлаждение воздуха внутри вогнутых форм рельефа по сравнению с равнинной местностью. Тем самым увеличиваются и амплитуды суточных колебаний температуры в таком рельефе. При выпуклых формах рельефа (горы, холмы, возвышенности) воздух соприкасается с наименьшей площадью подстилающей поверхности. Влияние деятельной поверхности на температуру воздуха уменьшается. Таким образом, амплитуды суточного хода температуры воздуха в котловинах, ложбинах, долинах больше, чем над равнинами, а над последними они больше, чем над вершинами гор и холмов.

Высота над уровнем моря. С увеличением высоты места амплитуда суточного хода температуры воздуха уменьшается, а моменты наступления максимумов и минимумов сдвигаются на более позднее время. Суточный ход температуры с амплитудой 1--2°С наблюдается даже на высоте тропопаузы, но здесь он уже обусловлен поглощением солнечной радиации озоном, содержащимся в воздухе.

Годовой ход температуры воздуха определяется, прежде всего, годовым ходом температуры деятельной поверхности. Амплитуда годового хода представляет собой разность среднемесячных температур самого тёплого и самого холодного месяцев.

В северном полушарии на континентах максимальная средняя температура воздуха наблюдается в июле, минимум в январе. На океанах и побережье материков экстремальные температуры наступают несколько позднее: максимум - в августе, минимум - в феврале - марте. На суше амплитуды годового хода температуры воздуха значительно больше, чем над водной поверхностью.

Большое влияние на амплитуду годового хода температуры воздуха оказывает широта места. Наименьшая амплитуда наблюдается в экваториальной зоне. С увеличением широты места амплитуда увеличивается, достигая наибольших значений в полярных широтах. Амплитуда годовых колебаний температуры воздуха зависит также от высоты места над уровнем моря. С увеличением высоты амплитуда уменьшается. Большое влияние оказывают на годовой ход температуры воздуха 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.

Годовой ход температуры воздуха в разных географических зонах разнообразен. По величине амплитуды и по времени наступления экстремальных температур выделяют четыре типа годового хода температуры воздуха.

• 1. Экваториальный тип. В экваториальной зоне в году наблюдаются два максимума температуры -- после весеннего и осеннего равноденствия, когда солнце над экватором в полдень находится в зените, и два минимума -- после зимнего и летнего солнцестояния, когда солнце находится на наименьшей высоте. Амплитуды годового хода здесь малы, что объясняется малым изменением притока тепла в течение года. Над океанами амплитуды составляют около 1 °С, а над континентами 5--10°С.
• 2. Тип умеренного пояса. В умеренных широтах также отмечается годовой ход температуры с максимумом после летнего и минимумом после зимнего солнцестояния. Над материками северного полушария максимальная среднемесячная температура наблюдается в июле, над морями и побережьями -- в августе. Годовые амплитуды увеличиваются с широтой. Над океанами и побережьями они в среднем составляют 10--15 °С, над материками 40--50 °С, а на широте 60° достигают 60 °С.
• 3. Полярный тип. Полярные районы характеризуются продолжительной холодной зимой и сравнительно коротким прохладным летом. Годовые амплитуды над океаном и побережьями полярных морей составляют 25--40 °С, а на суше превышают 65 °С. Максимум температуры наблюдается в августе, минимум -- в январе.

Рассмотренные типы годового хода температуры воздуха выявляются из многолетних данных и представляют собой правильные периодические колебания. В отдельные годы под влиянием вторжений теплых или холодных масс возникают отклонения от приведенных типов. Частые вторжения морских воздушных масс на материк приводят к уменьшению амплитуды. Вторжения континентальных воздушных масс на побережья морей и океанов увеличивают амплитуду в этих районах. Непериодические изменения температуры связаны главным образом с адвекцией воздушных масс. Например, в умеренных широтах значительные непериодические похолодания происходят при вторжении холодных воздушных масс из Арктики. При этом весной нередко отмечаются возвраты холода. При вторжении в умеренные широты тропических воздушных масс осенью наблюдаются возвраты тепла 8, с. 285 - 291.

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.

Суточный ход температуры воздуха у земной поверхности

1. Температура воздуха изменяется 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. Над поверхностью моря условия сложнее, о чем будет сказано дальше.

Рост температуры воздуха начинается вместе с ростом температуры почвы (минут на 15 позже) утром, после восхода солнца. В 13-14 ч температура почвы, как мы знаем, начинает понижаться. В 14-15 ч начинает падать и температура воздуха. Таким образом, минимум в суточном ходе температуры воздуха у земной поверхности приходится на время вскоре после восхода солнца, а максимум - на 14-15 ч.

Суточный ход температуры воздуха достаточно правильно проявляется лишь в условиях устойчивой ясной погоды. Еще более закономерным представляется он в среднем из большого числа наблюдений: многолетние кривые суточного хода температуры- плавные кривые, похожие на синусоиды.

Но в отдельные дни суточный ход температуры воздуха может быть очень неправильным. Это зависит от изменений облачности, меняющих радиационные условия на земной поверхности, а также от адвекции, т. е. от притока воздушных масс с другой температурой. В результате этих причин минимум температуры может сместиться даже на дневные часы, а максимум - на ночь. Суточный ход температуры может вообще исчезнуть или кривая суточного изменения примет сложную форму. Иначе говоря, регулярный суточный ход перекрывается или маскируется непериодическими изменениями температуры. Например, в Хельсинки в январе с вероятностью 24 % суточный максимум температуры приходится на время между полуночью и часом ночи, и только в 13% он приходится на промежуток времени от 12 до 14 ч.

Даже в тропиках, где непериодические изменения температуры слабее, чем в умеренных широтах, максимум температуры приходится на послеполуденные часы только в 50 % всех случаев.

В климатологии обычно рассматривается суточный ход температуры воздуха, осредненный за многолетний период. В таком осредненном суточном ходе непериодические изменения температуры, приходящиеся более или менее равномерно на все часы суток, взаимно погашаются. Вследствие этого многолетняя кривая суточного хода имеет простой характер, близкий: к синусоидальному.
Для примера приводим на рис. 22 суточный ход температуры воздуха в Москве в январе и июле, вычисленный по многолетним данным. Вычислялась многолетняя средняя температура для каждого часа январских или июльских суток, а затем по полученным средним часовым значениям были построены многолетние кривые суточного хода для января и июля.

Рис. 22. Суточный ход температуры воздуха в январе (1) и июле (2). Москва. Средняя месячная температура 18.5 °С для июля, -10 "С для января.

2. Суточная амплитуда температуры воздуха зависит от многих влияний. Прежде всего она определяется суточной амплитудой температуры на поверхности почвы: чем больше амплитуда на поверхности почвы, тем больше она в воздухе. Но суточная амплитуда температуры на поверхности почвы зависит в основном от облачности. Следовательно, и суточная амплитуда температуры воздуха тесно связана с облачностью: в ясную погоду она значительно больше, чем в пасмурную. Это хорошо видно из рис. 23, на котором представлен суточный ход температуры воздуха в Павловске (под Ленинградом), средний для всех дней летнего сезона и отдельно для ясных и пасмурных дней.

Суточная амплитуда температуры воздуха изменяется еще по сезонам, по широте, а также в зависимости от характера почвы и рельефа местности. Зимой она меньше, чем летом, так же как и амплитуда температуры подстилающей поверхности.

С увеличением широты суточная амплитуда температуры воздуха убывает, так как убывает полуденная высота солнца над горизонтом. Под широтами 20-30° на суше средняя за год суточная амплитуда температуры около 12 °С, под широтой 60° около 6 °С, под широтой 70° только 3 °С. В самых высоких широтах, где солнце не восходит или не заходит много дней подряд, регулярного суточного хода температуры нет вовсе.

Имеет значение и характер почвы и почвенного покрова. Чем больше суточная амплитуда температуры самой поверхности почвы, тем больше и суточная амплитуда температуры воздуха над ней. В степях и пустынях средняя суточная ампли-

Туда достигает 15-20 °С, иногда 30 °С. Над густым растительным покровом -она меньше. На суточной амплитуде сказывается и близость водных бассейнов: в приморских местностях она меньше.

Рис. 23. Суточный ход температуры воздуха в Павловске в зависимости от облачности. 1 - ясные дни, 2 - пасмурные дни, 3 - все дни.

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

3. Понятно, что малые суточные амплитуды температуры на поверхности моря имеют следствием и малые суточные амплитуды температуры воздуха над морем. Однако эти последние все же выше, чем суточные амплитуды на самой поверхности моря. Суточные амплитуды на поверхности открытого океана измеряются лишь десятыми долями градуса, но в нижнем слое воздуха над океаном они доходят до 1 - 1,5 °С (см. рис. 21), а над внутренними морями и того больше. Амплитуды температуры воздуха повышены потому, что на них сказывается влияние адвекции воздушных масс. Также играет роль и непосредственное поглощение солнечной радиации нижними слоями воздуха днем и излучение ими ночью.

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.

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.

Измерения температуры воздуха и других метеоэлементов производятся в метеорологических будках, где термометры помещают­ся на высоте двух метров от поверхности. Особенности суточного и годового хода тем­пературы воздуха выявляются при осреднении результатов за длительный период наблю­дений.

Суточный ход температуры воздуха отражает суточный ход температуры земной по­верхности, но моменты максимума и миниму­ма температуры несколько запаздывают. Мак­симум температуры воздуха над сушей наблюдается в 14-15 ч, над водоемами - около 16 ч, минимум над сушей - вскоре по­сле восхода Солнца, над водоемами - спус­тя 2 - 3 ч после восхода Солнца. Разницумежду суточным максимумом и минимумом температуры воздуха называют суточной амп­литудой температуры. Она зависит от ря­да факторов: широты места, времени года, ха­рактера подстилающей …
поверхности (суша или водоем), облачности, рельефа, абсолютной вы­соты местности, характера растительности и т. д. В общем над сушей она гораздо боль­ше (особенно летом), чем над Океаном. С вы­сотой суточные колебания температуры зату­хают: над сушей - на высоте 2 - 3 км, над Океаном - ниже.

Годовой ход температуры воздуха -из­менение среднемесячных температур воздуха в течение года. Он тоже повторяет годовой ход температуры деятельной поверхности. Годовая амплитуда температуры воздуха - разность среднемесячных температур самого теп­лого и самого холодного месяцев. Ее величи­на зависит от тех же факторов, что и суточ­ная амплитуда температур, и обнаруживает сходные закономерности: она растет с увели­чением географической широты вплоть до по­лярных кругов (рис. 29). Это связано с раз­ным притоком солнечного тепла летом и зи­мой, главным образом из-за меняющегося угла падения солнечных лучей и за счет разной про­должительности суточного освещения в тече­ние года в умеренных и высоких широтах. Весьма важен и характер подстилающей по­верхности: над сушей годовая амплитуда боль­ше - она может доходить до 60 - 65 °С, а над водой - обычно менее 10-12 °С (рис. 30).

Экваториальный тип. Годовые температуры воздуха весь год высокие и ровные, но все-таки наблюдаются два небольших макси­мума температуры — — после дней равноденст-вий (апрель, октябрь) и два небольших мини­мума — — после дней солнцестояний (июль, ян­варь). Над материками годовая амплитуда температуры 5-10 °С, на побережьях -3 °С, над океанами — — всего около 1 °С (рис. 31).

Тропический тип. В годовом ходе выра­жен один максимум температуры воздуха - после наивысшего положения Солнца и один минимум - после наинизшего положения в дни солнцестояний. Над континентамигодовая амплитуда температуры в основном 10-15 °С за счет очень высоких летних температур, над океанами — — около 5 °С.

Тип умеренных широт. В годовом ходе температуры воздуха хорошо выражен макси­мум и минимум соответственно после дней лет­него и зимнего солнцестояний, причем над ма­териками температура качественно меняется в течение года, переходя через О °С (кроме за­падных побережий материков). Годовая амп­литуда температуры на материках составляет 25- 40 °С, а в глубине Евразии доходит до 60 - 65 °С за счет очень низких зимних тем­ператур, над океанами и на западных побере жьях материков, где температуры весь год положительные, амплитуда небольшая 10-15 °С.

В умеренном поясе различают субтропиче­скую, собственно умеренную и субполярную подзоны. Все вышесказанное относилось к соб­ственно умеренной подзоне. В целом же в пре­делах этих трех подзон годовые амплитуды тем­пературы воздуха возрастают с увеличением широты и по мере удаления от океанов.

Полярный тип характеризуется суровой, гцюдолжительной зимой. В годовом ходе на­блюдаются также один максимум температу­ры около О °С и ниже - во время полярно­го дня и один значительный минимум темпе­ратуры - в конце полярной ночи. Годовая амплитуда температуры на суше 30 - 40 °С, над океанами и на побережьях - около 20 °С.

Типы годового хода температуры воздуха выявляются из средних многолетних данных и отражают периодические сезонные колебания. С адвекцией воздушныхмасс связаны откло­нения температуры от средних значений в от­дельные годы и сезоны. Изменчивость сред­них месячных температур воздуха в большей степени свойственна умеренным и близлежа­щим широтам, особенно в переходных облас­тях между морским и континентальным кли­матом.

Для развития растительности весьма важ­ны производные температурные показатели, такие, например, как сумма активных темпе­ратур (сумма за период со средними суточны­ми температурами выше 10 °С). Она в значи­тельной степени определяет набор сельскохо­зяйственных культур в той или иной местности