Добовий та річний перебіг температури. Нагрівання повітря та його температура. Залежність температури від географічної ширини. Мотивація навчальної діяльності

Добовий перебіг температури повітря визначається відповідним перебігом температури діяльної поверхні. Нагрівання та охолодження повітря залежать від термічного режиму діяльної поверхні. Тепло, поглинене цією поверхнею, частково поширюється в глиб грунту або водойми, а інша його частина віддається прилеглому шару атмосфери і потім поширюється вище шари. При цьому відбувається деяке запізнення зростання та зниження температури повітря порівняно зі зміною температури ґрунту.

Мінімальна температура повітря на висоті 2 м спостерігається перед сходом сонця. У міру підняття сонця над горизонтом температура повітря протягом 2-3 годин швидко підвищується. Потім зростання температури сповільнюється. Максимум її настає через 2-3 години після полудня. Далі температура знижується спочатку повільно, а потім швидше.

Над морями і океанами максимум температури повітря настає на 2-3 години раніше, ніж над материками, причому амплітуда добового ходу температури - повітря над великими водоймами більше амплітуди коливання температури водної поверхні. Це тим, що поглинання сонячної радіації повітрям і його випромінювання над морем значно більше, ніж над сушею, оскільки над морем у повітрі міститься більше водяної пари.

Особливості добового перебігу температури повітря виявляються за умови опосередкування результатів тривалих спостережень. При такому середовищі виключаються окремі неперіодичні порушення добового перебігу температури, пов'язані з вторгненнями холодних та теплих повітряних мас. Ці вторгнення спотворюють добовий перебіг температури. Наприклад, при вторгненні вдень холодної повітряної маси температура повітря над деякими пунктами іноді знижується, а чи не підвищується. При вторгненні теплої маси вночі температура може підвищуватися.

При погоді, що встановилася, зміна температури повітря протягом доби виражена досить чітко. Але амплітуда добового ходу температури повітря над сушею завжди менше амплітуди добового ходу температури поверхні ґрунту. Амплітуда добового перебігу температури повітря залежить від низки факторів.

Широта простору. Зі збільшенням широти місця амплітуда добового перебігу температури повітря зменшується. Найбільші амплітуди спостерігаються у субтропічних широтах. У середньому протягом року аналізована амплітуда становить у тропічних областях близько 12°С, в помірних широтах 8-9°С, у Полярного кола 3-4°С, у Заполяр'ї 1-2°С.

Пора року. У помірних широтах найменші амплітуди спостерігаються взимку, а найбільші – влітку. Навесні вони дещо більше, ніж восени. Амплітуда добового ходу температури залежить не тільки від денного максимуму, а й від нічного мінімуму, який тим нижчий, ніж довша ніч. У помірних та високих широтах за короткі літні ночітемпература не встигає впасти до дуже низьких значеньі тому амплітуда тут залишається порівняно невеликою. У полярних областях в умовах цілодобового полярного дня амплітуда добового ходу температури повітря становить близько 1 °С. У полярну ніч добові коливання температури майже спостерігаються. У Заполяр'ї найбільші амплітуди відзначаються навесні та восени. На острові Діксон найбільша амплітуда у ці сезони становить у середньому 5-6 °С.

Найбільші амплітуди добового ходу температури повітря спостерігаються у тропічних широтах, причому вони тут мало залежать від пори року. Так, у тропічні пустеліці амплітуди протягом усього року становлять 20-22 °С.

Характер діяльної поверхні. Над водяною поверхнею амплітуди добового ходу температури повітря менше, ніж над сушею. Над морями і океанами вони становлять у середньому 2-3°С. З віддаленням від берегів углиб материка амплітуди збільшуються до 20-22 °С. Аналогічний за характером, але слабший вплив на добовий перебіг температури повітря надають внутрішні водоймища і сильно зволожені поверхні (болота, місця з рясним рослинністю). У сухих степах та пустелях середньорічні амплітуди добового перебігу температури повітря досягають 30 °С.

Хмарність. Амплітуда добового ходу температури повітря в ясні дні більше, ніж у хмарні, оскільки коливання температури повітря перебувають у прямій залежності від коливань температури діяльного шару, які безпосередньо пов'язані з кількістю і характером хмар.

Рельєф місцевості. На добовий перебіг температури повітря значний вплив має рельєф місцевості, потім вперше звернув увагу А. І. Воєйков. При увігнутих формах рельєфу (котловини, улоговини, долини) повітря стикається з найбільшою площеюповерхні, що підстилає. Тут повітря вдень застоюється, а вночі охолоджується над схилами та стікає на дно. Внаслідок цього збільшується як денне нагрівання, так і нічне охолодження повітря всередині увігнутих форм рельєфу порівняно з рівнинною місцевістю. Тим самим зростають і амплітуди добових коливань температури в такому рельєфі. При опуклих формах рельєфу (гори, пагорби, височини) повітря стикається з найменшою площею поверхні, що підстилає. Вплив діяльної поверхні на температуру повітря зменшується. Таким чином, амплітуди добового ходу температури повітря в улоговинах, улоговинах, долинах більше, ніж над рівнинами, а над останніми вони більше, ніж над вершинами гір та пагорбів.

Висота над рівнем моря. Зі збільшенням висоти місця амплітуда добового ходу температури повітря зменшується, а моменти настання максимумів і мінімумів зрушуються більш пізній час. Добовий перебіг температури з амплітудою 1-2°С спостерігається навіть на висоті тропопаузи, але тут він обумовлений поглинанням сонячної радіації озоном, що міститься в повітрі.

Річний перебіг температури повітря визначається, перш за все, річним перебігом температури діяльної поверхні. Амплітуда річного ходу є різницею середньомісячних температур найтеплішого і найхолоднішого місяців.

У північній півкулі на континентах максимальна Середня температураповітря спостерігається у липні, мінімум у січні. На океанах і узбережжі материків екстремальні температури наступають дещо пізніше: максимум – у серпні, мінімум – у лютому – березні. На суші амплітуди річного ходу температури повітря значно більші, ніж над водною поверхнею.

Великий вплив на амплітуду річного ходу температури повітря має широта місця. Найменша амплітуда спостерігається в екваторіальній зоні. Зі збільшенням широти місця амплітуда збільшується, досягаючи найбільших значень у полярних широтах. Амплітуда річних коливань температури повітря також залежить від висоти місця над рівнем моря. Зі збільшенням висоти амплітуда зменшується. Великий вплив надають річний хідтемператури повітря погодні умови: туман, дощ та в основному хмарність. Відсутність хмарності взимку призводить до зниження середньої температури найхолоднішого місяця, а влітку - до підвищення середньої температури найтеплішого місяця.

Річний хід температури повітря в різних географічних зонахрізноманітний. За величиною амплітуди та за часом настання екстремальних температур виділяють чотири типи річного ходу температури повітря.

• 1. Екваторіальний тип. В екваторіальній зоні в році спостерігаються два максимуми температури - після весняного та осіннього рівнодення, коли сонце над екватором опівдні знаходиться в зеніті, і два мінімуми - після зимового та літнього сонцестояння, коли сонце знаходиться на найменшій висоті. Амплітуди річного ходу тут малі, що малою зміною припливу тепла протягом року. Над океанами амплітуди становлять близько 1 °С, а над континентами 5-10 °С.
• 2. Тип помірного пояса. У помірних широтах також відзначається річний перебіг температури з максимумом після літнього та мінімумом після зимового сонцестояння. Над материками північної півкулі максимальна середньомісячна температура спостерігається у липні, над морями та узбережжями – у серпні. Річні амплітуди збільшуються із широтою. Над океанами і узбережжями вони в середньому складають 10-15 ° С, над материками 40-50 ° С, а на широті 60 ° досягають 60 ° С.
• 3. Полярний тип. Полярні райони характеризуються тривалою холодною зимою і порівняно коротким прохолодним літом. Річні амплітуди над океаном і узбережжями полярних морів становлять 25-40 °С, але в суші перевищують 65 °С. Максимум температури спостерігається у серпні, мінімум – у січні.

Розглянуті типи річного ходу температури повітря виявляються з багаторічних даних і є правильними періодичні коливання. В окремі роки під впливом вторгнень теплих чи холодних мас виникають відхилення від наведених типів. Часті вторгнення морських повітряних мас на материк призводять до зменшення амплітуди. Вторгнення континентальних повітряних мас на узбережжя морів та океанів збільшують амплітуду у цих районах. Неперіодичні зміни температури пов'язані переважно з адвекцією повітряних мас. Наприклад, в помірних широтах значні неперіодичні похолодання відбуваються при вторгненні холодних повітряних мас Арктики. При цьому навесні часто відзначаються повернення холоду. При вторгненні помірні широти тропічних повітряних мас восени спостерігаються повернення тепла 8, з. 285 – 291.

Причини зміни температури повітря.

Температура повітря змінюється у добовому ході за температурою земної поверхні. Оскільки повітря нагрівається та охолоджується від земної поверхні, амплітуда добового ходу температури в метеорологічній будці менше, ніж на поверхні ґрунту, в середньому приблизно на одну третину.

Зростання температури повітря починається разом із зростанням температури ґрунту (хвилин на 15 пізніше) вранці, після сходу сонця. О 13-14 годині температура грунту, як ми знаємо, починає знижуватися. О 14-15 годині вона зрівнюється з температурою повітря; з цього часу при подальшому падінні температури ґрунту починає падати і температура повітря.

Добовий перебіг температури повітря досить правильно виявляється лише за умов стійкої ясної погоди.

Але в окремі дні добовий перебіг температури повітря може бути дуже неправильним. Це залежить від змін хмарності та від адекції.

Добова амплітуда температури повітря змінюється ще за сезонами, за широтою, а також залежно від характеру ґрунту та рельєфу місцевості. Взимку вона менша, ніж улітку. Зі збільшенням широти добова амплітуда температури повітря зменшується, оскільки зменшується південна висота сонця над горизонтом. Під широтами 20-30° на суші середня протягом року добова амплітуда температури близько 12°, під широтою 60° близько 6°, під широтою 70° лише 3°. У найвищих широтах, де сонце не піднімається або не заходить багато днів поспіль, регулярного добового ходу температури немає зовсім.

Температура поверхні ґрунту змінюється і в річному ході. У тропічних широтах її річна амплітуда, тобто різниця багаторічних середніх температур найтеплішого і найхолоднішого місяця року, мала і з широтою зростає. У північній півкулі на широті 10 ° вона близько 3 °, на широті 30 ° близько 10 °, на широті 50 ° в середньому близько 25 °.

Причини змін температури повітря

Повітря, що безпосередньо стикається із земною поверхнею, обмінюється з нею теплом внаслідок молекулярної теплопровідності. Але всередині атмосфери діє інша, ефективніша передача тепла – шляхом турбулентної теплопровідності. Перемішування повітря в процесі турбулентності сприяє дуже швидкій передачі тепла з одних шарів атмосфери в інші. Турбулентна теплопровідність збільшує передачу тепла від земної поверхні в повітря або назад. Якщо, наприклад, відбувається охолодження повітря від земної поверхні, то шляхом турбулентності безперервно доставляється на місце повітря, що охолодилося більше тепле повітряз вищих шарів. Це підтримує різницю температур між повітрям і поверхнею і підтримує процес передачі тепла від повітря до поверхні. зміни температури, пов'язані з адвекцією - припливом у місце нових повітряних мас з інших частин земної кулі, називають адвективними. Якщо в це місце притікає повітря з більш високою температурою, говорять про адвекцію тепла, якщо з нижчою, - про адвекцію холоду.

Загальну зміну температури в зафіксованій географічній точці, яка залежить і від індивідуальних змін стану повітря, і від адвекції, називають локальною (місцевою) зміною.

Добовий перебіг температури повітря біля земної поверхні

1. Температура повітря змінюється у добовому ході за температурою земної поверхні. Оскільки повітря нагрівається та охолоджується від земної поверхні, амплітуда добового ходу температури в метеорологічній будці менше, ніж на поверхні ґрунту, в середньому приблизно на одну третину. Над поверхнею моря умови складніші, про що буде сказано далі.

Зростання температури повітря починається разом із зростанням температури ґрунту (хвилин на 15 пізніше) вранці, після сходу сонця. О 13-14 год температура грунту, як відомо, починає знижуватися. О 14-15 год починає падати і температура повітря. Таким чином, мінімум у добовому ході температури повітря біля земної поверхні припадає на якийсь час після сходу сонця, а максимум - на 14-15 год.

Добовий перебіг температури повітря досить правильно виявляється лише за умов стійкої ясної погоди. Ще більш закономірним видається він у середньому з великої кількостіспостережень: багаторічні криві добового ходу температури-плавні криві, схожі на синусоїди.

Але в окремі дні добовий перебіг температури повітря може бути дуже неправильним. Це залежить від змін хмарності, що змінюють радіаційні умови на земній поверхні, а також від адвекції, тобто від надходження повітряних мас з іншою температурою. Внаслідок цих причин мінімум температури може зміститися навіть на денні години, а максимум – на ніч. Добовий перебіг температури може взагалі зникнути або крива добової зміни набуде складної форми. Інакше кажучи, регулярний добовий перебіг перекривається або маскується неперіодичними змінами температури. Наприклад, у Гельсінкі в січні з ймовірністю 24% добовий максимум температури припадає на час між опівночі та годиною ночі, і лише у 13% він припадає на проміжок часу від 12 до 14 год.

Навіть у тропіках, де неперіодичні зміни температури слабші, ніж у помірних широтах, максимум температури припадає на післяполуденний годинник тільки в 50% всіх випадків.

У кліматології зазвичай розглядається добовий перебіг температури повітря, середній за багаторічний період. У такому посередньому добовому ході неперіодичні зміни температури, що припадають більш менш рівномірно на всі години доби, взаємно погашаються. Внаслідок цього багаторічна крива добового ходу має простий характер, близький до синусоїдального.
Наприклад наводимо на рис. 22 добовий перебіг температури повітря в Москві в січні та липні, обчислений за багаторічними даними. Обчислювалася багаторічна середня температура для кожної години січневої чи липневої доби, а потім за отриманими середніми годинними значеннями були побудовані багаторічні криві добового ходу для січня та липня.

Мал. 22. Добовий перебіг температури повітря у січні (1) та липні (2). Москва. Середня місячна температура 18.5 ° С для липня -10 "С для січня.

2. Добова амплітуда температури повітря залежить від багатьох впливів. Перш за все вона визначається добовою амплітудою температури на поверхні ґрунту: чим більше амплітуда на поверхні ґрунту, тим більше вона у повітрі. Але добова амплітуда температури лежить на поверхні грунту залежить переважно від хмарності. Отже, і добова амплітуда температури повітря тісно пов'язана з хмарністю: у ясну погоду вона значно більша, ніж у похмуру. Це добре видно із рис. 23, на якому представлений добовий перебіг температури повітря в Павловську (під Ленінградом), середній для всіх днів літнього сезону та окремо для ясних та похмурих днів.

Добова амплітуда температури повітря змінюється ще за сезонами, за широтою, а також залежно від характеру ґрунту та рельєфу місцевості. Взимку вона менша, ніж улітку, так само як і амплітуда температури підстилаючої поверхні.

Зі збільшенням широти добова амплітуда температури повітря зменшується, оскільки зменшується південна висота сонця над горизонтом. Під широтами 20-30° на суші середня протягом року добова амплітуда температури близько 12°С, під широтою 60° близько 6°С, під широтою 70° лише 3°С. У найвищих широтах, де сонце не піднімається або не заходить багато днів поспіль, регулярного добового ходу температури немає зовсім.

Має значення і характер ґрунту та ґрунтового покриву. Чим більша добова амплітуда температури самої поверхні ґрунту, тим більша і добова амплітуда температури повітря над нею. У степах і пустелях середня добова амплі-

Туди сягає 15-20 °С, іноді 30 °С. Над густим рослинним покривом вона менше. На добовій амплітуді позначається і близькість водних басейнів: у приморських місцевостях вона менша.

Мал. 23. Добова температура повітря в Павловську в залежності від хмарності. 1 – ясні дні, 2 – похмурі дні, 3 – всі дні.

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

3. Зрозуміло, що малі добові амплітуди температури на поверхні моря мають наслідком і малі добові амплітуди температури повітря над морем. Однак ці останні все ж таки вищі, ніж добові амплітуди на самій поверхні моря. Добові амплітуди на поверхні відкритого океану вимірюються лише десятими частками градуса, але в нижньому шарі повітря над океаном вони сягають 1 - 1,5 °С (див. рис. 21), а над внутрішніми морями ще більше. Амплітуди температури повітря підвищені тому, що на них впливає адвекція повітряних мас. Також відіграє роль та безпосереднє поглинання сонячної радіації нижніми шарами повітря вдень та випромінювання ними вночі.

Добовий та річний хід температури повітря в приземному шарі атмосфери визначається за температурою на висоті 2 м. Здебільшого цей хід зумовлений відповідним ходом температури діяльної поверхні. Особливості ходу температури повітря визначаються його екстремумами, тобто найбільшими та найменшими температурами. Різницю між цими температурами називають амплітудою перебігу температури повітря. Закономірність добового та річного ходу температури повітря виявляється за умови опосередкування результатів багаторічних спостережень. Вона пов'язана з періодичними коливаннями. Неперіодичні порушення добового та річного ходу, зумовлені вторгненням теплих чи холодних повітряних мас, спотворюють нормальний перебіг температури повітря. Тепло, поглинене діяльною поверхнею, передається прилеглому шару повітря. При цьому відбувається деяке запізнення підвищення та зниження температури повітря порівняно зі змінами температури ґрунту. При нормальному ході температури мінімальна температура спостерігається перед сходом Сонця, максимальна відзначається о 14-15 годині (рис.4.4).

Малюнок 4.4. Добова температура повітря в Барнаулі.(доступно при завантаженні повної версіїпідручника)

Амплітуда добового ходу температури повітрянад сушею завжди менше амплітуди добового ходу температури поверхні ґрунту і залежить від тих самих факторів, тобто від пори року, географічної широти, хмарності, рельєфу місцевості, а також від характеру діяльної поверхні та висоти над рівнем моря. Амплітуда річного ходуобчислюється як різницю середніх місячних температур найтеплішого і найхолоднішого місяців. Абсолютною річною амплітудою температуриназивають різницю між абсолютним максимумом і абсолютним мінімумом температури повітря за рік, тобто між найвищою і найнижчою температурою, що спостерігалася протягом року. Амплітуда річного ходу температури повітря в цьому місці залежить від географічної широти, відстані від моря, висоти місця, від річного ходу хмарності та інших факторів. Невеликі річні амплітуди температури спостерігаються над морем і характерні для морського клімату. Над суходолом мають місце великі річні амплітуди температури, характерні для континентального клімату. Однак морський клімат поширюється і на прилеглі до моря області материків, де велика повторюваність морських повітряних мас. Море повітря приносить на сушу морський клімат. З віддаленням від океану вглиб материка річні амплітуди температури зростають, тобто зростає континентальність клімату.

За значенням амплітуди та за часом настання екстремальних температур виділяють чотири типи річного ходу температури повітря. Екваторіальний типхарактеризується двома максимумами – після весняного та осіннього рівнодення, коли Сонце опівдні перебуває у зеніті, та двома мінімумами – після літнього та земного сонцестояння. Для цього характерна мала амплітуда: над континентами не більше 5-10°З, а над океанами всього близько 1° З. Тропічний типхарактеризується одним максимумом – після літнього сонцестояння та одним мінімумом – після зимового сонцестояння. Амплітуда збільшується з віддаленням від екватора і становить над континентами загалом 10-20°С, над океанами – 5-10°С. Тип помірного поясухарактеризується тим, що над материками екстремуми спостерігаються в ті ж терміни, що і за тропічного типу, а над океаном на місяць пізніше. Амплітуда зростає з широтою, досягаючи над материками 50-60 ° С, а над океанами - 15-20 ° С. Полярний типаналогічний попередньому типу, але відрізняється подальшим зростанням амплітуди, що досягає над океаном і узбережжями 25-40 ° С, а над сушею перевищує 65 ° С

січневі та липневі ізотерми на території Росії??????

Лукас РейнУчень (237) 1 рік тому

ТЕПЛОВІ ПОЯСИ ЗЕМЛІ, температурні поясиЗемлі, - система класифікації кліматів за темпом повітря. Зазвичай виділяються: спекотний пояс - між річними ізотермами 20 ° (доходить до 30 ° ш.); 2 помірні пояси (у кожній півкулі) - між річною ізотермою 20 ° і ізотермою найтеплішого міс. 10 °; 2 холодні пояси - між ізотермами найтеплішого міс. 10° та 0°; 2 пояси вічного морозу - із порівн. темп-рой найтеплішого міс. нижче 0 °.

JulietteУчень (237) 1 рік тому

Теплові пояси - широкі смуги, що оперізують Землю, з близькими температурами повітря всередині пояса і відрізняються від сусідніх широтним неоднорідним розподілом приходу сонячної радіації. Розрізняють сім теплових поясів: жаркий по обидва боки екватора, обмежений річними ізотермами +20°С; помірних 2 (північний та південний) з граничною ізотермою +10°С найтеплішого місяця; холодних 2 у межах +10°З 0°С найтеплішого місяця вічного морозу 2 із середньою температурою повітря протягом року нижче 0°С.

Оптичні явища.Як мовилося раніше, під час проходження променів Сонця через атмосферу частина прямої сонячної радіації поглинається молекулами повітря, розсіюється до відбивається. Внаслідок цього в атмосфері спостерігаються різні оптичні явища, які сприймаються безпосередньо нашим оком. До таких явищ відносяться: колір неба, рефракція, міражі, гало, веселка, хибне сонце, світлові стовпи, світлові хрести та ін.

Колір піднебіння.Всім добре відомо, що колір піднебіння в залежності від стану атмосфери змінюється. Ясно безхмарне небо вдень має блакитний колір. Цей колір неба зумовлений тим, що в атмосфері багато розсіяної сонячної радіації, у складі якої переважають короткі хвилі, які ми сприймаємо як блакитні або сині. Якщо повітря запилене, змінюється спектральний склад розсіяної радіації, послаблюється синьова неба; небо стає білястим. Чим більше каламутність повітря, тим слабше синьова піднебіння.

З висотою колір неба змінюється. На висоті від 15 до 20 кмколір неба чорно-фіолетовий. З вершин високих гір колір неба здається густо-синім, з поверхні Землі - блакитним. Ця зміна кольору від чорно-фіолетового до світло-блакитного обумовлюється все зростаючим розсіюванням спочатку фіолетових, потім синіх і блакитних променів.

При сході та заході Сонця, коли сонячні промені проходять крізь найбільшу товщу атмосфери і втрачають при цьому майже всі короткохвильові промені (фіолетові та сині), а до ока спостерігача доходять лише довгохвильові промені, колір частини неба біля горизонту і саме Сонце має червону або оранжеву. .

Рефракція.В результаті відбиття та заломлення сонячних променів при їх проходженні через шари повітря різної щільності їх траєкторія зазнає деяких змін. Це призводить до того, що небесні тіла і віддалені предмети на земній поверхні ми бачимо в напрямі, який дещо відрізняється від того, в якому вони дійсно розташовані. Наприклад, якщо ми дивимося на вершину гори з долини, то гора нам здається піднесеною; під час візування з гори в долину спостерігається підвищення дна долини.

Кут, утворений прямою лінією, що йде від ока спостерігача до якоїсь точки, і напрямком, в якому очей бачить цю точку, називається рефракцією.

Величина рефракції, що спостерігається біля земної поверхні, залежить від розподілу щільності нижніх шарів повітря та від відстані від спостерігача до предмета. Щільність повітря залежить від температури і тиску. У середньому величина земної рефракції залежно від відстані до предметів, що спостерігаються при звичайних атмосферних умовах дорівнює:

Міражі.Явища міражів пов'язані з аномальною рефракцією сонячних променів, що викликається різкою зміною густини повітря в нижніх шарах атмосфери. При міражі спостерігач бачить, крім предметів, їх зображення нижче чи вище дійсного становища предметів, інколи ж справа чи зліва від них. Нерідко спостерігач може бачити лише зображення, не бачачи самих предметів.

Якщо щільність повітря з висотою різко падає, то зображення предметів спостерігається вище їхнього дійсного місцезнаходження. Так, наприклад, за подібних умов можна бачити силует корабля над рівнем моря, коли корабель прихований від спостерігача за обрієм.

Нижні міражі часто спостерігаються на відкритих рівнинах, особливо в пустелях, де густина повітря різко збільшується з висотою. Людина в цьому випадку нерідко бачить на віддалі водну, злегка хвилюючу поверхню. Якщо при цьому на горизонті є якісь предмети, то вони ніби піднімаються над цією водою. І в цьому водному просторі видно перевернуті, ніби відбиті у воді їх контури. Видимість водної поверхні на рівнині створюється в результаті великої рефракції, що обумовлює зворотне зображення внизу біля земної поверхні частини неба, що знаходиться позаду предметів.

Гало.Під явищем гало розуміються світлі чи райдужні кола, які іноді спостерігаються навколо Сонця чи Місяця. Гало буває в тому випадку, коли ці небесні тіла доводиться бачити через легкі перисті хмари або через пелену туману, що складається із зважених у повітрі крижаних голочок (рис. 63).

Явище гало відбувається внаслідок заломлення в крижаних кристалах і відбиття від своїх граней сонячних променів.

Веселка.Веселка є великою різнобарвною дугою, що спостерігається зазвичай після дощу на тлі дощових хмар, що знаходяться проти тієї частини неба, де світить Сонце. Величина дуги буває різна, іноді спостерігається повне райдужне півколо. Нерідко ми бачимо одночасно дві веселки. Інтенсивність розвитку окремих кольорів у веселці та ширина їх смуг різні. У добре видимій веселці з одного краю розташовується червоний колір, з другого - фіолетовий; інші кольори у веселці перебувають у порядку кольорів спектра.

Явища веселки обумовлені заломленням і віддзеркаленням сонячних променів у крапельках води, що у атмосфері.

Звукові явища у атмосфері.Поздовжні коливання частинок матерії, поширюючись по матеріальному середовищі (по повітрю, воді та твердим тілам) і досягнувши вуха людини, викликають відчуття, які називають «звуком».

В атмосферному повітрі завжди знаходяться звукові хвилі різної частоти та сили. Частина цих хвиль створюється штучно людиною, а частина звуків має метеорологічне походження.

До звуків метеорологічного походження відносяться грім, завивання вітру, гудіння дротів, шум і шелест дерев, «голос моря», звуки та шуми, що виникають при пересуванні піщаних мас у пустелях і над дюнами, а також сніжинок над гладкою поверхнею снігу, звуки при падінні на земну поверхню твердих і рідких опадів, звуки прибою біля берегів морів і озер та інших. Зупинимося деяких із них.

Грім спостерігається за явищами грозового розряду. Виникає він у зв'язку з особливими термодинамічних умов, які створюються на шляху руху блискавки. Зазвичай грім ми сприймаємо у вигляді ряду ударів - так званих гуркотів. Розкати грому пояснюються тим, що звуки, що породжуються одночасно уздовж довгого і зазвичай звивистого шляху блискавки, доходять до спостерігача послідовно і з різною інтенсивністю. Грім, попри велику силу звуку, чується з відривом трохи більше 20-25 км(у середньому близько 15 км).

Завивання вітру відбувається при швидкому русі повітря з завихрюванням у будь-яких предметів. При цьому буває чергування накопичення та відтоку повітря від предметів, що дає початок звукам. Гудіння дротів, шум та шелест дерев, «голос моря» також пов'язані зсувом повітря.

Швидкість звуку у атмосфері.На швидкість поширення звуку в атмосфері впливає температура та вологість повітря, а також вітер (напрямок та його сила). У середньому швидкість звуку в атмосфері дорівнює 333 мза секунду. Зі збільшенням температури повітря швидкість звуку дещо зростає. Зміна абсолютної вологості повітря менш впливає на швидкість звуку. Вітер сильно впливає: швидкість звуку у напрямку руху вітру збільшується, проти вітру - зменшується.

Знання величини швидкості поширення звуку у атмосфері має велике значенняпід час вирішення низки завдань із вивчення верхніх верств атмосфери акустичним методом. Користуючись середньою швидкістю звуку в атмосфері, можна дізнатись відстань від свого місцезнаходження до місця виникнення грому. Для цього потрібно визначити число секунд між видимим спалахом блискавки і моментом звуку грому. Потім треба помножити середнє значення швидкості звуку в атмосфері. м/с.на отриману кількість секунд.

Відлуння.Звукові хвилі, подібно до світлових променів, відчувають при переході з одного середовища в інше заломлення і відображення. Звукові хвилі можуть відбиватися від земної поверхні, від води, від навколишніх гір, хмар, поверхні розділу повітряних шарів, мають різну температуру і вологість. Звук, відбиваючись, може повторитись. Явище повторення звуків внаслідок відбиття звукових хвиль від різних поверхонь зветься «луна».

Особливо часто відлуння спостерігається в горах, поблизу скель, де голосно вимовлене слово через деякий проміжок часу повторюється один або кілька разів. Так, наприклад, у долині Рейну є скеля Лорелей, у якої відлуння повторюється до 17-20 разів. Прикладом луна є і гуркіт грому, які виникають внаслідок відбиття звуків електричних розрядів від різних предметів на земній поверхні.

Електричні явища у атмосфері. Електричні явища, що спостерігаються в атмосфері, пов'язані з наявністю в повітрі електрично заряджених атомів і молекул газів, що носять назву іонів. Іони бувають як з негативним, так і з позитивним зарядом, а за величиною маси поділяються на легкі та важкі. Іонізація атмосфери відбувається під впливом короткохвильової частини сонячної радіації, космічних променів та випромінювання радіоактивних речовин, що містяться в земній корі та в самій атмосфері. Сутність іонізації полягає в тому, що зазначені іонізатори передають нейтральній молекулі або атому газу повітря енергію, під дією якої видаляється один із зовнішніх електронів зі сфери дії ядра. Внаслідок цього атом, позбавлений одного електрона, стає позитивним легким іоном. Електрон, що вийшов з даного атома, швидко приєднується до нейтрального атома і таким шляхом створюється негативний легкий іон. Легкі іони, зустрічаючись із зваженими частинками повітря, віддають їм свій заряд і таким чином утворюють важкі іони.

Кількість іонів у атмосфері з висотою збільшується. У середньому на кожні 2 кмвисоти їх кількість зростає на тисячу іонів в одному куб. сантиметрів. У високих шарах атмосфери максимальна концентрація іонів спостерігається на висотах близько 100 та 250 км.

Наявність в атмосфері іонів створює електропровідність повітря та електричне поле в атмосфері.

Провідність атмосфери створюється завдяки великій рухливості переважно легких іонів. Тяжкі іони грають у цьому відношенні невелику роль. Чим вище у повітрі концентрація легких іонів, тим більша його провідність. І оскільки з висотою збільшується кількість легких іонів, те й провідність атмосфери з висотою зростає. Так, наприклад, на висоті 7-8 кмпровідність приблизно в 15-20 разів більша, ніж у земної поверхні. На висоті близько 100 кмпровідність дуже велика.

У чистому повітрі мало зважених частинок, тому в ньому більше легких іонів та менше важких. У зв'язку з цим провідність чистого повітря вища, ніж провідність запиленого. Тому при імлі та тумані провідність має низьке значення. Електричне поле в атмосфері вперше встановив М. В. Ломоносов. За ясної безхмарної погоди напруженість поля вважається нормальною. По відношенню до

земної поверхні атмосфера заряджена позитивно. Під впливом електричного поля атмосфери та негативного поля земної поверхні встановлюється вертикальний струм позитивних іонів від земної поверхні, а негативних іонів з атмосфери вниз. Електричне поле атмосфери поблизу земної поверхні є надзвичайно мінливим і залежить від провідності повітря. Чим менша провідність атмосфери, тим більша напруженість електричного поля атмосфери. Провідність атмосфери в основному залежить від кількості зважених в ній твердих і рідких частинок. Тому під час імли, при опадах та тумані напруженість електричного поля атмосфери збільшується і це нерідко призводить до електричних розрядів.

Вогні Ельма.Під час гроз та шквалів влітку або снігових бур узимку можна іноді спостерігати електричні спокійні розряди на вістрях предметів, що видаються над земною поверхнею. Ці видимі розряди звуться «вогнів Ельма» (рис. 64). Найчастіше вогні Ельма спостерігаються на щоглах, на вершинах гір; іноді вони супроводжуються несильним потріскуванням.

Утворюються вогні Ельма за великої напруженості електричного поля. Напруженість буває настільки велика, що іони та електрони, рухаючись з великою швидкістю, розщеплюють на своєму шляху молекули повітря, через що збільшується кількість іонів та електронів у повітрі. У зв'язку з цим зростає провідність повітря та з гострих предметів, де накопичується електрика, починається закінчення електрики та розрядка.

Блискавки.Внаслідок складних термічних і динамічних процесів у грозових хмарах відбувається поділ електричних зарядів: зазвичай негативні заряди розташовуються в нижній частині хмари, позитивні у верхній. У зв'язку з таким поділом об'ємних зарядів усередині хмар створюються сильні електричні поля як усередині хмар, так і між ними. Напруженість поля біля земної поверхні може досягати кількох сотень кіловольт на 1 м. p align="justify"> Велика напруженість електричного поля призводить до того, що в атмосфері виникають електричні розряди. Сильні іскрові електричні розряди, що відбуваються між хмарами або між хмарами та земною поверхнею, називаються блискавками.

Тривалість спалаху блискавки загалом близько 0,2 сек. Кількість електрики, що несе блискавка, становить 10-50 кулонів. Сила струму буває дуже великою; іноді вона досягає 100-150 тис. Ампер, але в більшості випадків не перевищує 20 тис. Ампер. Більшість блискавок із негативним зарядом.

На вигляд іскрового спалаху блискавки поділяють на лінійні, плоскі, кульові, чіткі.

Найчастіше спостерігаються лінійні блискавки, серед яких розрізняють ряд різновидів: зигзагоподібні, розгалужені, стрічкові, ракетоподібні та ін. Якщо лінійна блискавка утворюється між хмарою та земною поверхнею, то її середня довжина дорівнює 2-3 км;блискавка між хмарами може досягати 15-20 кмдовжини. Розрядний канал блискавки, який створюється під впливом іонізації повітря і по якому відбувається інтенсивний зустрічний перебіг негативних зарядів, що скупчилися в хмарах, і позитивних зарядів, що скупчилися на земній поверхні, має діаметр від 3 до 60 див.

Плоска блискавка є короткочасним електричним розрядом, що охоплює значну частину хмари. Плоска блискавка не завжди супроводжується громом.

Кульова блискавка – рідкісне явище. Утворюється вона деяких випадках після сильного розряду лінійної блискавки. Кульова блискавка є вогненною кулею з діаметром зазвичай в 10-20 см(а іноді й за кілька метрів). По земній поверхні ця блискавка пересувається з помірною швидкістю і має тенденцію проникати всередину будівель через димарі та інші невеликі отвори. Не завдавши шкоди і зробивши складні рухи, кульова блискавка може спокійно втекти з будівлі. Іноді ж вона викликає пожежі та руйнування.

Ще рідкісне явище являють чіткі блискавки. Вони бувають у тому випадку, коли електричний розряд складається з ряду кулястих або довгастих тіл, що світяться.

Блискавки нерідко завдають великої шкоди; вони руйнують будівлі, викликають пожежі, розплавляють електричні дроти, розколюють дерева та вражають людей. Для захисту будівель, промислових споруд, мостів, електростанцій, ліній електропередач та інших споруд від прямих ударів блискавок застосовують блискавковідводи (зазвичай їх називають громовідводами).

Найбільше днів із грозами спостерігається в тропічних і екваторіальних країнах. Приміром, на о. Ява в році 220 днів із грозами, у Центральній Африці 150 днів, у Центральній Америці близько 140. У СРСР найбільше днів із грозами буває на Кавказі (до 40 днів на рік), в Україні та на південному сході Європейської частини СРСР. Грозові явища зазвичай спостерігаються у другій половині дня, особливо між 15 та 18 годинами.

Полярні сяйва.Полярні сяйва є своєрідною формою світіння у високих шарах атмосфери, що спостерігається часом у нічний час переважно в полярних і приполярних країнах північної та південної півкуль (рис. 65). Ці свічення є проявом електричних сил атмосфери та відбуваються на висоті від 80 до 1000 кму сильно розрідженому повітрі під час проходження крізь нього електричних зарядів. Природа полярних сяйв ще повністю не розгадана, але точно встановлено, що причиною їх виникнення є

вплив верхні сильно розріджені шари земної атмосфери заряджених частинок (корпускул), що у атмосферу з активних областей Сонця (плям, протуберанців та інших ділянок) під час спалахів сонячного випромінювання.

Максимальна кількість полярних сяйв спостерігається поблизу магнітних полюсів Землі. Так, наприклад, біля магнітного полюса північної півкулі на рік буває до 100 сяйв.

За формою світіння полярні сяйва дуже різноманітні, але зазвичай їх ділять на дві основні групи: сяйва безпроменевої форми (однорідні смуги, дуги, спокійні і пульсуючі поверхні, що світяться, дифузні свічення та ін.) і сяйва променистої структури (смуги, драпрі, промені, корона та ін.). Полярні сяйва безпроменевої структури відрізняються спокійним світінням. Сяйво ж променевої структури, навпаки, рухливі, у них змінюється як форма, так яскравість і колір свічення. Крім цього, сяйва променистої форми супроводжуються магнітними збудженнями.

За формою розрізняють такі види опадів. Дощ- Рідкі опади, що складаються з крапель діаметром 0,5-6 мм. Краплі більших розмірів при падінні розбиваються на частини. У зливах величина крапель більша, ніж в облогових, особливо на початку дощу. За негативних температур іноді можуть випадати переохолоджені краплі. Стикаючись із земною поверхнею, вони замерзають і покривають її крижаною кіркою. Мряка - рідкі опади, що складаються з крапель діаметром близько 0,5-0,05 мм з дуже малою швидкістю падіння. Вони легко переносяться вітром у горизонтальному напрямку. Сніг- Тверді опади, що складаються зі складних крижаних кристалів (сніжинок). Форми їх дуже різноманітні і залежить від умов освіти. Основна форма снігових кристалів – шестипроменева зірка. Зірки виходять із шестикутних пластинок, тому що сублімація водяної пари найбільш швидко відбувається на кутах пластинок, де і наростають промені. На цих променях, у свою чергу, створюються розгалуження. Діаметри сніжинок, що випадають, можуть бути дуже різними. крупа, сніжна та крижана, - Опади, що складаються з крижаних і сильно озернених сніжинок діаметром більше 1 мм. Найчастіше крупа спостерігається при температурах, близьких до нуля, особливо восени та навесні. Снігова крупа має снігоподібну будову: крупинки легко стискаються пальцями. Ядерця крижаної крупи мають заледенілу поверхню. Розчавити їх важко, під час падіння на землю вони підскакують. З шаруватих хмар взимку замість мряки випадають сніжні зерна- маленькі крупинки діаметром менше 1 мм, що нагадують манну крупу. Взимку при низьких температурахз хмар нижнього чи середнього ярусу іноді випадають снігові голки- опади, що складаються з крижаних кристалів у вигляді шестикутних призм та пластин без розгалужень. При значних морозах такі кристали можуть виникати у повітрі поблизу земної поверхні. Вони особливо добре видно в сонячний день, коли сяють своїми гранями, відбиваючи сонячні промені. З таких крижаних голок складаються хмари верхнього ярусу. Особливий характер має крижаний дощ- Опади, що складаються з прозорих крижаних кульок (замерзлих у повітрі крапель дощу) діаметром 1-3 мм. Їхнє випадання ясно говорить про наявність інверсії температури. Десь в атмосфері є шар повітря із позитивною температурою

В останні роки було запропоновано та успішно випробувано кілька способів штучного осадження хмар та утворення з них опадів. Для цього в переохолодженій краплинній хмарі з літака розкидають дрібні частинки (зерна) твердої вуглекислоти, що має температуру близько -70 °С. Навколо цих зерен у повітрі утворюється завдяки настільки низькій температурі величезна кількість дуже дрібних кристаликів льоду. Ці кристали потім розсіюються в хмарі завдяки руху повітря. Вони служать тими зародками, де після виростають великі сніжинки - точно так, як описано вище (§ 310). У шарі хмар при цьому утворюється широкий (1-2 км) просвіт вздовж усього шляху, який пройшов літак (рис. 510). Сніжинки, що при цьому утворилися, можуть створити досить сильний снігопад. Зрозуміло, що таким шляхом можна осадити лише стільки води, скільки вже утримувалося раніше у хмарі. Підсилити ж процес конденсації та утворення первинних, найдрібніших хмарних крапель поки що не в змозі людини.

Хмари- Виважені в атмосфері продукти конденсації водяної пари, видимі на небі з поверхні землі.

Хмари складаються з дрібних крапель води та/або кристалів льоду (званих хмарними елементами). Краплі хмарні елементи спостерігаються при температурі повітря у хмарі вище -10 °C; від -10 до -15 °C хмари мають змішаний склад (краплі і кристали), а при температурі в хмарі нижче -15 °C - кристалічні.

Хмари класифікуються в систему, яка використовує латинські слова для зовнішнього вигляду хмар, що спостерігається із землі. Таблиця узагальнює чотири основні компоненти цієї класифікаційної системи (Ahrens, 1994).

Подальша класифікація описує хмари висотою їх розташування. Наприклад, хмари, що містять у своїй назві приставку "cirr-" як перисті (cirrus) хмари, розташовані у верхньому ярусі, тоді як хмари з приставкою " alto-" у назві, такі як високошарові (altostratus), знаходяться в середньому ярусі. Тут виділяється кілька груп хмар. Перші три групи визначаються по висоті їх розташування над землею. Четверта група складається з хмар вертикального розвитку. Остання групавключає колекцію змішаних типів хмар.

Хмари нижнього ярусу Хмари нижнього ярусу в основному складаються з крапельок води, тому що вони розташовуються на висотах нижче 2 км. Однак, коли температура досить низька, ці хмари можуть містити частинки льоду і сніг.

Хмари вертикального розвитку Це купові хмари, що мають вигляд ізольованих хмарних мас, вертикальні розміри яких одного порядку з горизонтальними. Викликаються вони зазвичай або температурною конвекцієюабо фронтальним підйомом, і можуть зростати до висот в 12 км, реалізуючи зростаючу енергію через конденсаціюводяної пари в межах самої хмари.

Інші типи хмар Зрештою, наведемо колекції змішаних типів хмар, які не підходять до жодної з чотирьох попередніх груп.

Більшість Росії відрізняється помірною кількістю опадів. В Арало-Каспійських та Туркестанських степах, а також на далекій Півночі їх випадає навіть дуже мало. До дуже дощових територій відносяться лише деякі південні околиці Росії, особливо Закавказзя.

Тиск

Атмосферний тиск- тиск атмосфери на всі предмети, що знаходяться в ній, і земну поверхню. Атмосферний тиск створюється гравітаційним тяжінням повітря Землі. Атмосферний тиск вимірюється барометром. Атмосферний тиск, що дорівнює тиску стовпа ртуті заввишки 760 мм при температурі 0 °C, називається нормальним атмосферним тиском. (Міжнародна стандартна атмосфера - МСА, 101325 Па

Наявність атмосферного тиску збентежила 1638 року, коли не вдалося затія герцога Тосканського прикрасити сади Флоренції фонтанами - вода не піднімалася вище 10,3 метрів. Пошуки причин цього і досліди з більш важким речовиною - ртуттю, зроблені Еванджелістою Торрічеллі, призвели до того, що в 1643 він довів, що повітря має вагу. Спільно з В. Вівіані, Торрічеллі провів перший досвід вимірювання атмосферного тиску, винайшовши трубку Торрічеллі(перший ртутний барометр) – скляну трубку, в якій немає повітря. У такій трубці ртуть піднімається на висоту близько 760 мм. Вимірюваннятискунеобхідно для управління технологічними процесами та забезпечення безпеки виробництва. Крім того, цей параметр використовується при непрямих вимірах інших технологічних параметрів: рівня, витрати, температури, щільностіі т. д. У системі СІ за одиницю тиску прийнято паскаль (Па) .

У більшості випадків первинні перетворювачі тиску мають неелектричний вихідний сигнал у вигляді сили або переміщення та об'єднані в один блок із вимірювальним приладом. Якщо результати вимірювань необхідно передавати на відстань, застосовують проміжне перетворення цього неелектричного сигналу в уніфікований електричний або пневматичний. При цьому первинний та проміжний перетворювачі об'єднують в один вимірювальний перетворювач.

Для вимірювання тиску використовують манометри, вакуумметри, мановакуумметри, напороміри, тягоміри, тягонапороміри, датчики тиску, дифманометри.

У більшості приладів вимірюваний тиск перетворюється на деформацію пружних елементів, тому вони називаються деформаційними.

Деформаційні приладишироко застосовують для вимірювання тиску при веденні технологічних процесів завдяки простоті пристрою, зручності та безпеки в роботі. Усі деформаційні прилади мають у схемі якийсь пружний елемент, який деформується під дією вимірюваного тиску: трубчасту пружину, мембрануабо сильфон.

Розподіл

На земній поверхні Атмосферний тискзмінюється від місця до місця та у часі. Особливо важливі неперіодичні зміни Атмосферний тиск, пов'язані з виникненням, розвитком і руйнуванням областей високого тиску, що повільно рухаються - антициклоніві відносно величезних вихорів, що швидко переміщаються - циклонів, у яких панує знижений тиск. Зазначені досі крайні значення Атмосферний тиск(на рівні моря): 808,7 та 684,0 мм рт. див.Однак, незважаючи на велику мінливість, розподіл середніх місячних значень Атмосферний тискна поверхні земної кулі щороку приблизно те саме. Середньорічне Атмосферний тискзнижений у екватора і має мінімум під 10 ° с. ш. Далі Атмосферний тискпідвищується і досягає максимуму під 30-35 ° північної та південної широти; потім Атмосферний тискзнову знижується, досягаючи мінімуму під 60-65 °, а до полюсів знову підвищується. На цей широтний розподіл Атмосферний тискСуттєвий вплив надає пора року та характер розподілу материків та океанів. Над холодними материками взимку виникають області високого Атмосферний тискТаким чином, широтний розподіл Атмосферний тискпорушується, і поле тиску розпадається на ряд областей високого та низького тисків, які називаються центрами дії атмосфери. З висотою горизонтальний розподіл тиску стає простішим, наближаючись до широтного. Починаючи з висоти близько 5 км Атмосферний тискна всьому земній кулізнижується від екватора до полюсів. У добовому ході Атмосферний тисквиявляються 2 максимуми: о 9-10 годта 21-22 год, та 2 мінімуми: у 3-4 годта 15-16 год.Особливо правильний добовий хід має у тропічних країнах, де денне коливання досягає 2,4 мм рт. ст.,а нічне – 1,6 мм рт. див.Зі збільшенням широти амплітуда зміни Атмосферний тискзменшується, але водночас стають сильнішими неперіодичні зміни Атмосферний тиск

Повітря безперервно рухається: воно піднімається - висхідний рух, опускається - низхідний рух. Рух повітря у горизонтальному напрямі називається вітром. Причиною виникнення вітру є нерівномірний розподіл тиску повітря на поверхню Землі, викликаний нерівномірним розподілом температури. При цьому повітряний потік рухається від місць з великим тиском у бік, де тиск менший. При вітрі повітря рухається рівномірно, а поштовхами, поривами, особливо біля Землі. Існує багато причин, які впливають на рух повітря: тертя повітряного потоку об поверхню Землі, зустріч із перешкодами та ін. Крім того, повітряні потоки під впливом обертання Землі відхиляються у північній півкулі вправо, а в південній – вліво. Вітер характеризується швидкістю, напрямом та силою. Швидкість вітру вимірюється в метрах на секунду (м/с), кілометрах на годину (км/год), балах (за шкалою Бофорта від 0 до 12, нині до 13 балів). Швидкість вітру залежить від різниці тиску і прямо пропорційна їй: чим більша різниця тиску (горизонтальний баричний градієнт), тим більша швидкість вітру. Середня багаторічна швидкість вітру біля земної поверхні 4-9 м/с, рідко більше 15 м/с. У штормах та ураганах (помірних широт) – до 30 м/с, у поривах до 60 м/с. У тропічних ураганах швидкості вітру сягають 65 м/с, а поривах можуть досягати 120 м/с. Напрям вітру визначається тією стороною горизонту, з якою дме вітер. Для його позначення застосовується вісім основних напрямків (румбів): С, СЗ, З, ПЗ, П, П, П, С, СВ. Напрямок залежить від розподілу тиску і від дії обертання Землі, що відхиляє. Сила вітру залежить від його швидкості і показує, який динамічний тиск надає повітряний потік на поверхню. Сила вітру вимірюється у кілограмах на квадратний метр (кг/м2). Вітри надзвичайно різноманітні за походженням, характером та значенням. Так, в помірних широтах, де панує західне перенесення, переважають вітри західних напрямів (ЗЗ, З, ПЗ). Ці області займають великі простори - приблизно від 30 до 60 у кожній півкулі. У полярних областях вітри дмуть від полюсів до знижених зон тиску помірних широт. У цих областях переважають північно-східні вітри в Арктиці та південно-східні в Антарктиці. При цьому південно-східні вітри Антарктики, на відміну від Арктичних, більш стійкі та мають великі швидкості. Найбільша зона вітрів земної кулі знаходиться в тропічних широтах, де дмухають пасати. Пасати – постійні вітри тропічних широт. Вони поширені у зоні від 30с. ш. до 30ю. ш. тобто ширина кожної зони 2-2,5 тис. км. Це стійкі вітри помірної швидкості (5-8 м/с). У земної поверхні вони внаслідок тертя та відхиляючої дії добового обертання Землі мають переважний північно-східний напрямок у північній півкулі та південно-східний у південному (рис. IV.2). Утворюються вони тому, що в екваторіальному поясі нагріте повітря піднімається вгору, а на його місце з півночі та півдня приходить тропічне повітря. Пасати мали і мають велике практичне значення в мореплаванні, особливо раніше для вітрильного флоту, коли їх називали торговими вітрами. Ці вітри утворюють стійкі поверхневі течії в океані вздовж екватора, спрямовані зі сходу на захід. Саме вони привели до Америки каравели Колумба. Бризи - місцеві вітри, які вдень дмуть із моря на сушу, а вночі з суші на морі. У зв'язку з цим розрізняють денний та нічний бризи. Денний (морський) бриз утворюється внаслідок того, що вдень суша нагрівається швидше, ніж море, і над нею встановлюється нижчий тиск. У цей час над морем (більш охолодженим) тиск вищий і повітря починає переміщатися з моря на сушу. Нічний (береговий) бриз дме з суші на море, тому що в цей час суша охолоджується швидше, ніж море, і знижений тиск виявляється над водяною поверхнею - повітря переміщається з берега на море.

Швидкість вітру на метеостанції вимірюють анемометрами; якщо прилад самописний, він називається анемографом. Анеморумбограф визначає як швидкість, а й напрям вітру як постійної реєстрації. Прилади для вимірювання швидкості вітру встановлюють на висоті 10-15 м над поверхнею, і вітер, що вимірюється ними, називається вітром біля земної поверхні.

Напрям вітру визначають, назвавши точку горизонту, звідки дме вітер чи кут, утворений напрямом вітру з меридіаном місця, звідки дме вітер, тобто. його азимут. У першому випадку розрізняють 8 основних румбів горизонту: північ, північний схід, схід, південний схід, південь, південний захід, захід, північний захід та 8 проміжних. 8 основних румбів напрямки мають такі скорочення (російські та міжнародні): С-N, Ю-S, З-W, В-E, СЗ-NW, СВ-NE, ПЗ-SW, ПВ- SE.

Повітряні маси та фронти

Повітряними масами називають порівняно однорідні за температурою та вологістю маси повітря, які поширюються на площі кілька тисяч кілометрів і кілька кілометрів заввишки

Вони формуються в умовах тривалого перебування на більш менш однорідними поверхнями суші або океану. повітряні масиперенесення сять у ці області та свій режим погоди Панування у цьому регіоні у тому чи іншому сезоні певних повітряних мас створює характерний кліматичний режим місцевостіті.

Розрізняють чотири основні географічні типи повітряних мас, які охоплюють всю тропосферу Землі. Це маси арктичного (антарктичного), помірного, тропічного та екваторіального повітря. .

Полярне (арктичне та антарктичне) повітря формується над крижаними поверхнями полярних районів і характеризується низькими температурами, малим вмістом вологи та хорошою прозорістю.

Помірне повітря значно краще прогріте, воно відзначається влітку підвищеним вмістом вологи, особливо над океаном Переважаючими тут західними вітрамиі циклонами морське помірне повітря переноситься і Алеко на глибину материків, часто супроводжуючи свій шлях опадами

Тропічний повітря характеризується в цілому високими температурами Але якщо над морем воно одночасно ще й дуже вологе, то над сушею, навпаки, надзвичайно сухе та запорошене

Екваторіальне повітря відзначається постійними високими температурами та підвищеним вмістом вологи як над океаном, так і над сушею.

Повітряні маси з різними температурами і вологістю постійно переміщаються і на вузькому просторі зустрічаються між собою Умовна поверхня, що розділяє повітряні маси, називається атмосферним фронтом При перетині цієї уявної поверхні із земною поверхнею утворюється так звана лінія атмосферного фронтту.

Повітря помірних широт і тропіків поділяє полярний фронт Оскільки щільність теплого повітря менша, ніж щільність холодного, то фронт є похилою площиною, яка завжди має нахил у бік холодного повітря. під дуже малим кутом (менше 1°) до поверхні землі Холодне повітря, як густіше при зустрічі з теплим, ніби підпливає під нього і піднімає його вгору, викликаючи утворення ХМАмар.

Зустрівшись, різні повітряні маси продовжують рухатися в бік маси, переміщалася з більшою швидкістю Одночасно змінюється положення і фронтальної поверхні, що розділяє ці маси повітря залежності від д напрямки руху фронтальної поверхні розрізняють холодні і теплі фронти Коли наступає холодне повітря рухається швидше відступає теплого, атмосферний фронт називається холодним Після проходження холодного фронту атмосферний тиск зростає, а вологість повітря знижується. Коли тепле повітря настає і фронт переміщається у бік низьких температур, фронт називається теплим. При проходженні теплого фронту настає потепління, тиск знижується, а температура підвищується.

Фронти мають велике значення для погоди, тому що поблизу них утворюються хмари і часто випадають опади. що характеризують повітряні маси, становлять прогнози погоди.

Антициклон- область підвищеного атмосферного тиску із замкнутими концентричними ізобарами на рівні моря та з відповідним розподілом вітру. У низькому антициклоні - холодному, ізобари залишаються замкнутими тільки в нижніх шарах тропосфери (до 1,5 км), а в середній тропосфері підвищений тиск взагалі не виявляється; можлива також наявність над таким антициклоном висотного циклону.

Високий антициклон – теплий і зберігає замкнуті ізобари з антициклонічною циркуляцією навіть у верхній тропосфері. Іноді антициклон буває багатоцентровим. Повітря в антициклоні в північній півкулі рухається, огинаючи центр за годинниковою стрілкою (тобто відхиляючись від баричного градієнта вправо), південній півкулі- проти годинникової стрілки. Для антициклону характерне переважання ясної або малохмарної погоди. Внаслідок охолодження повітря від земної поверхні в холодну пору року та вночі в антициклоні можливе утворення приземних інверсій та низьких шаруватих хмар (St) та туманів. Влітку над сушею можлива помірна денна конвекція з утворенням купових хмар. Конвекція з утворенням купових хмар спостерігається і в пасата на зверненій до екватора периферії субтропічних антициклонів. При стабілізації антициклону у низьких широтах виникають потужні, високі та теплі субтропічні антициклони. Стабілізація антициклонів відбувається також у середніх та в полярних широтах. Високі малорухливі антициклони, що порушують загальне західне перенесення середніх широт, називаються блокуючими.

Синоніми: область високого тиску, область підвищеного тиску, баричний максимум.

Антициклони досягають розміру кілька тисяч кілометрів у поперечнику. У центрі антициклону тиск зазвичай 1020-1030 мбар, але може досягати 1070-1080 мбар. Як і циклони, антициклони переміщуються у напрямку загального перенесення повітря в тропосфері, тобто із заходу на схід, відхиляючись при цьому до низьких широт. Середня швидкість переміщення антициклону становить близько 30 км/год у Північній півкулі та близько 40 км/год у Південній, але нерідко антициклон надовго приймає малорухливий стан.

Ознаки антициклону:

Ясна або малохмарна погода

Відсутність вітру

Відсутність опадів

Стійкий характер погоди (помітно не змінюється у часі, доки існує антициклон)

У літній період антициклон приносить спекотну малохмарну погоду. У зимовий період антициклон приносить сильні морози, іноді можливий морозний туман.

Важливою особливістю антициклонів є утворення на певних ділянках. Зокрема над льодовими полями формуються антициклони. І що потужніший льодовий покрив, то сильніше виражений антициклон; саме тому антициклон над Антарктидою дуже потужний, а над Гренландією малопотужний, над Арктикою – середній за виразністю. Потужні антициклони також розвиваються у тропічному поясі.

Цикло́н(від др.-грец. κυκλῶν - «обертається») - атмосферний вихор величезного (від сотень до кількох тисяч кілометрів) діаметра зі зниженим тиском повітря в центрі.

Рух повітря (пунктирні стрілки) та ізобари (безперервні лінії) у циклоні у північній півкулі.

Вертикальний розріз тропічного циклону

Повітря в циклонах циркулює проти годинникової стрілки у північній півкулі і за годинниковою стрілкою в південній. Крім того, у повітряних шарах на висоті від земної поверхні до декількох сотень метрів, вітер має доданок, спрямований до центру циклону, по баричному градієнту (у бік зменшення тиску). Величина доданку зменшується з висотою.

Схематичне зображення процесу утворення циклонів (чорні стрілки) через обертання Землі (сині стрілки).

Циклон - непросто протилежність антициклону, вони різниться механізм виникнення. Циклони постійно і з'являються через обертання Землі, завдяки силі Коріоліса. Наслідком теореми Брауера про нерухому точку є наявність в атмосфері як мінімум одного циклону або антициклону.

Розрізняють два основні види циклонів - позатропічні та тропічні. Перші утворюються в помірних чи полярних широтах і мають діаметр від тисячі кілометрів на початку розвитку, і до кількох тисяч у разі так званого центрального циклону. Серед позатропічних циклоніввиділяють південні циклони, що утворюються на південному кордоні помірних широт (середземноморські, балканські, чорноморські, південнокаспійські тощо) і зміщуються на північ і північний схід. Південні циклони мають колосальні запаси енергії; саме з південними циклонами у середній смузі Росії та СНД пов'язані найбільш сильні опади, вітри, грози, шквали та інші явища погоди.

Тропічні циклони утворюються в тропічних широтах і мають менші розміри (сотні, рідко - більше тисячі кілометрів), але більші баричні градієнти та швидкості вітру, що сягають доштормових. Для таких циклонів характерний також т.з. «око бурі» - центральна область діаметром 20-30 км із відносно ясною та безвітряною погодою. Тропічні циклони можуть у процесі свого розвитку перетворюватися на позатропічні. Нижче 8-10 ° північної та південної широти циклони виникають дуже рідко, а в безпосередній близькості від екватора - не виникають зовсім.

Циклони виникають у атмосфері Землі, а й у атмосферах інших планет. Наприклад, в атмосфері Юпітера вже багато років спостерігається так звана Велика червона пляма, яка є, мабуть, довгоживучим антициклоном.

Вимірювання температури повітря та інших метеоелементів проводяться в метеорологічних будках, де термометри розміщуються на висоті двох метрів від поверхні. Особливості добового та річного ходу температури повітря виявляються за умови опосередкування результатів за тривалий період спостережень.

Добовий перебіг температури повітрявідображає добовий перебіг температури земної поверхні, але моменти максимуму та мінімуму температури дещо запізнюються. Максимум температури повітря над сушею спостерігається в 14-15 год, над водоймищами - близько 16 год., мінімум над сушею - невдовзі після сходу Сонця, над водоймищами - через 2 - 3 год після сходу Сонця. Різницю між добовим максимумом та мінімумом температури повітря називають добової амплітудою температури.Вона залежить від ряду факторів: широти місця, пори року, характеру підстилаючої …
поверхні (суша або водоймище), хмарності, рельєфу, абсолютної висоти місцевості, характеру рослинності і т. д. Загалом над сушею вона набагато більша (особливо влітку), ніж над Океаном. З висотою добові коливання температури згасають: над сушею – на висоті 2 – 3 км, над Океаном – нижче.

Річний перебіг температури повітря-Зміна середньомісячних температур повітря протягом року. Він також повторює річний перебіг температури діяльної поверхні. Річна амплітуда температури повітря- Різниця середньомісячних температур найтеплішого і найхолоднішого місяців. Її величина залежить від тих самих чинників, як і добова амплітуда температур, і виявляє подібні закономірності: вона зростає зі збільшенням географічної широти до полярних кіл (рис. 29). Це пов'язано з різним припливом сонячного теплавлітку і взимку, головним чином через мінливий кут падіння сонячних променів і за рахунок різної тривалості добового освітлення протягом року в помірних і високих широтах. Дуже важливий і характер поверхні, що підстилає: над сушею річна амплітуда більше - вона може доходити до 60 - 65 ° С, а над водою - зазвичай менше 10-12 ° С (рис. 30).

Екваторіальний тип.Річні температури повітря весь рік високі і рівні, але все-таки спостерігаються два невеликі максимуми температури - після днів рівнодення (квітень, жовтень) і два невеликі мінімуми - після днів сонцестоянь (липень, січень). Над материками річна амплітуда температури 5-10 ° С, на узбережжях -3 ° С, над океанами - всього близько 1 ° С (рис. 31).

Тропічний тип.У річному ході виражений один максимум температури повітря – після найвищого положення Сонця та один мінімум – після найнижчого положення у дні сонцестоянь. Над континентами річна амплітуда температури в основному 10-15 °С за рахунок дуже високих літніх температур, над океанами - близько 5 °С.

Тип помірних широт.У річному ході температури повітря добре виражений максимум і мінімум відповідно після днів літнього та зимового сонцестоянь, причому над материками температура якісно змінюється протягом року, переходячи через О °С (крім західних узбереж материків). Річна амплітуда температури на материках становить 25-40 °С, а в глибині Євразії доходить до 60 - 65 °С за рахунок дуже низьких зимових температур, над океанами і на західних узбережжях материків, де температури весь рік позитивні, амплітуда невелика 10-15 °З.

У помірному поясірозрізняють субтропічну, власне помірну та субполярну підзони. Все вищесказане стосувалося власне помірної підзони. У цілому ж у межах цих трьох підзон річні амплітуди температури повітря зростають із збільшенням широти та в міру віддалення від океанів.

Полярний типхарактеризується суворою, довготривалою зимою. У річному ході спостерігаються також один максимум температури близько Про °С і нижче – під час полярного дня та один значний мінімум температури – наприкінці полярної ночі. Річна амплітуда температури на суші 30-40 °С, над океанами і на узбережжях - близько 20 °С.

Типи річного ходу температури повітря виявляються із середніх багаторічних даних і відбивають періодичні сезонні коливання. З адвекцією повітряних мас пов'язані відхилення температури від середніх значень в окремі роки та сезони. Мінливість середніх місячних температур повітря більшою мірою властива помірним і прилеглим широтам, особливо в перехідних областях між морським та континентальним кліматом.

Для розвитку рослинності дуже важливими є похідні температурні показники, такі, наприклад, як сума активних температур (сума за період із середніми добовими температурами вище 10 °С). Вона значною мірою визначає набір сільськогосподарських культур у тій чи іншій місцевості