Temperaturni režim temeljne površine. Toplinski režim temeljne površine. Dnevne i godišnje varijacije temperature na površini rezervoara iu gornjim slojevima vode

Toplinska bilanca određuje temperaturu, njezinu veličinu i promjenu na površini koju izravno zagrijavaju sunčeve zrake. Kada se zagrije, ova površina prenosi toplinu (u dugovalnom području) kako u slojeve ispod tako iu atmosferu. Sama površina se zove aktivna površina.

Maksimalna vrijednost svih elemenata toplinske bilance opaža se oko podneva. Iznimka je maksimalna izmjena topline u tlu, koja se događa ujutro. Maksimalne amplitude dnevne varijacije komponenti toplinske bilance opažene su ljeti, a minimalne zimi.

U dnevnoj varijaciji površinske temperature, suho i bez vegetacije, za vedrog dana maksimum se javlja nakon 14 sati, a minimum je oko izlaska sunca. Naoblaka može poremetiti dnevni temperaturni obrazac, uzrokujući pomak maksimuma i minimuma. Površinska vlažnost i vegetacija imaju veliki utjecaj na kretanje temperature.

Maksimalne dnevne temperature na površini mogu biti +80 o C ili više. Dnevna kolebanja dosežu 40 stupnjeva. Veličina ekstremnih vrijednosti i amplitude temperature ovise o geografskoj širini mjesta, godišnjem dobu, naoblaci, toplinskim svojstvima površine, njezinoj boji, hrapavosti, prirodi vegetacijskog pokrova i orijentaciji (ekspoziciji) padina.

Širenje topline s aktivne površine ovisi o sastavu temeljne podloge, a bit će određeno njezinim toplinskim kapacitetom i toplinskom vodljivošću. Na površini kontinenata temeljni supstrat je tlo, u oceanima (morima) to je voda.

Tla općenito imaju manji toplinski kapacitet od vode i veću toplinsku vodljivost. Stoga se zagrijavaju i hlade brže od vode.

Potrebno je vrijeme za prijenos topline iz sloja u sloj, a trenuci početka maksimalne i minimalne vrijednosti temperature tijekom dana odgađaju se za oko 3 sata na svakih 10 cm. Što je sloj dublji, prima manje topline i slabija su temperaturna kolebanja u njemu. Amplituda dnevnih kolebanja temperature s dubinom smanjuje se 2 puta za svakih 15 cm. Na prosječnoj dubini od oko 1 m dnevne fluktuacije temperature tla "odumiraju". Sloj u kojem se zaustavljaju naziva se sloj stalne dnevne temperature.

Što je dulje razdoblje temperaturnih kolebanja, to se dublje šire. Tako se u srednjim geografskim širinama sloj stalne godišnje temperature nalazi na dubini od 19-20 m, u visokim geografskim širinama - na dubini od 25 m, au tropskim geografskim širinama, gdje su godišnje temperaturne amplitude male - na dubini od 5-5 m. 10 m. Trenuci početka maksimalnih i minimalnih temperatura tijekom godina kasne u prosjeku 20-30 dana po metru.

Temperatura u sloju stalne godišnje temperature približna je srednjoj godišnjoj temperaturi zraka iznad površine.

Voda se sporije zagrijava i sporije otpušta toplinu. Osim toga, sunčeve zrake mogu prodrijeti u velike dubine, izravno zagrijavajući dublje slojeve. Prijenos topline u dubinu ne događa se toliko zbog molekularne toplinske vodljivosti, već u većoj mjeri zbog miješanja voda turbulencijama ili strujanjima. Kada se površinski slojevi vode ohlade, dolazi do toplinske konvekcije, također praćene miješanjem.

Dnevne fluktuacije temperature na površini oceana u visokim geografskim širinama su u prosjeku samo 0,1ºS, u umjerenim geografskim širinama - 0,4ºS, u tropskim geografskim širinama - 0,5ºS. Dubina prodora ovih fluktuacija je 15-20 m.

Godišnje amplitude temperature na površini oceana kreću se od 1ºS u ekvatorijalnim širinama do 10,2ºS u umjerenim širinama. Godišnja kolebanja temperature prodiru do dubine od 200-300 m.

Trenuci maksimuma temperature u vodenim tijelima kasne u usporedbi s kopnom. Maksimum se javlja oko 15-16 sati, minimalno – u 2-3 sati nakon izlaska sunca. Najviša godišnja temperatura na površini oceana na sjevernoj hemisferi javlja se u kolovozu, a minimalna u veljači.

Pitanje 7 (atmosfera) -- temperatura zraka se mijenja s visinom. Atmosfera se sastoji od mješavine plinova koja se zove zrak, u kojoj su suspendirane tekuće i krute čestice. Ukupna masa potonjeg je beznačajna u usporedbi s cjelokupnom masom atmosfere. Atmosferski zrak u blizini zemljine površine obično je vlažan. To znači da u njegov sastav, uz ostale plinove, ulazi i vodena para, tj. voda u plinovitom stanju. Sadržaj vodene pare u zraku varira u značajnim granicama, za razliku od ostalih komponenti zraka: na zemljinoj površini varira između stotinki postotka i nekoliko postotaka. To se objašnjava činjenicom da, pod uvjetima koji postoje u atmosferi, vodena para može prijeći u tekuće i čvrsto stanje i, obrnuto, može ponovno ući u atmosferu zbog isparavanja sa zemljine površine. Zrak, kao i svako tijelo, uvijek ima temperaturu različitu od apsolutne nule. Temperatura zraka u svakoj točki atmosfere neprestano se mijenja; na različitim mjestima na Zemlji u isto vrijeme također je različita. Na zemljinoj površini temperatura zraka varira u prilično širokom rasponu: njezine do sada opažene ekstremne vrijednosti su malo ispod +60 ° (u tropskim pustinjama) i oko -90 ° (na kopnu Antarktika). S visinom se temperatura zraka mijenja u različitim slojevima iu različitim slučajevima na različite načine. U prosjeku, prvo pada na visinu od 10-15 km, zatim se povećava na 50-60 km, zatim ponovno pada itd. . - VERTIKALNI GRADIJENT TEMPERATURE sin. VERTIKALNI TEMPERATURNI GRADIJENT - vertikalni temperaturni gradijent - promjena temperature s povećanjem nadmorske visine iznad razine mora, uzeta po jedinici udaljenosti. Smatra se pozitivnim ako temperatura opada s visinom. U obrnutom slučaju, npr. u stratosferi, temperatura raste usporedo s porastom, a tada nastaje obrnuti (inverzijski) vertikalni gradijent kojemu se pripisuje znak minus. U troposferi temperatura u prosjeku iznosi 0,65o/100 m, ali u nekim slučajevima može prijeći 1o/100 m ili poprimiti negativne vrijednosti tijekom temperaturnih inverzija. U prizemnom sloju na kopnu u toploj sezoni može biti više desetaka puta. - Adijabatski proces- Adijabatski proces (adijabatski proces) je termodinamički proces koji se odvija u sustavu bez izmjene topline s okolinom (), odnosno u adijabatski izoliranom sustavu, čije se stanje može promijeniti samo promjenom vanjskih parametara. Koncept adijabatske izolacije je idealizacija toplinski izolacijskih ljuski ili Dewarsovih (adijabatskih ljuski). Promjena temperature vanjskih tijela ne utječe na adijabatski izolirani sustav, a njihova se energija U može promijeniti samo zbog rada sustava (ili na njemu). Prema prvom zakonu termodinamike, u reverzibilnom adijabatskom procesu za homogeni sustav, gdje je V volumen sustava, p je tlak, au općem slučaju, gdje su aj vanjski parametri, Aj su termodinamičke sile. Prema drugom zakonu termodinamike, kod reverzibilnog adijabatskog procesa entropija je konstantna, a kod ireverzibilnog raste. Vrlo brzi procesi u kojima se izmjena topline s okolinom ne stigne dogoditi, na primjer, tijekom širenja zvuka, mogu se smatrati adijabatskim procesom. Entropija svakog malog elementa tekućine kada se kreće brzinom v ostaje konstantna, stoga je ukupna derivacija entropije s po jedinici mase jednaka nuli (uvjet adijabatnosti). Jednostavan primjer adijabatskog procesa je kompresija (ili ekspanzija) plina u toplinski izoliranom cilindru s toplinski izoliranim klipom: tijekom kompresije temperatura raste, a tijekom ekspanzije opada. Drugi primjer adijabatskog procesa je adijabatska demagnetizacija, koja se koristi u metodi magnetskog hlađenja. Reverzibilni adijabatski proces, koji se naziva i izentropski, na faznom je dijagramu prikazan adijabatom (izentropom). -Zrak koji se diže, ulazeći u razrijeđenu okolinu, širi se i hladi, dok se zrak koji silazi, naprotiv, zagrijava zbog kompresije. Takvu promjenu temperature uslijed unutarnje energije, bez dotoka i gubitka topline, nazivamo adijabatskom. Adijabatske promjene temperature nastaju prema suhi adijabat i mokri adijabat zakoni Sukladno tome razlikuju se i vertikalni gradijenti promjena temperature s visinom. Suhi adijabatski gradijent je promjena temperature suhog ili vlažnog nezasićenog zraka za 1 °C za svakih 100 metara uspona ili spuštanja, a vlažni adijabatski gradijent je smanjenje temperature vlažnog zasićenog zraka za manje od 1 °C. za svakih 100 metara uspona.

-Inverzija u meteorologiji znači nenormalnu prirodu promjena bilo kojeg parametra u atmosferi s povećanjem nadmorske visine. Najčešće se radi o temperaturnoj inverziji, odnosno porastu temperature s visinom u određenom sloju atmosfere umjesto uobičajenog pada (vidi Zemljina atmosfera).

Postoje dvije vrste inverzije:

1.površinske temperaturne inverzije koje počinju izravno s površine zemlje (debljina inverzijskog sloja je desetke metara)

2. temperaturna inverzija u slobodnoj atmosferi (debljina inverzijskog sloja doseže stotine metara)

Temperaturna inverzija sprječava vertikalna kretanja zraka i pridonosi stvaranju izmaglice, magle, smoga, oblaka i fatamorgane. Inverzija jako ovisi o lokalnim karakteristikama terena. Porast temperature u inverzijskom sloju kreće se od desetinki stupnja do 15-20 °C ili više. Inverzije površinske temperature najsnažnije su u istočnom Sibiru i na Antarktici zimi.

Ulaznica.

Dnevna varijacija temperature zraka - promjena temperature zraka tijekom dana. Dnevne varijacije temperature zraka općenito odražavaju varijacije temperature zemljine površine, ali trenuci početka maksimuma i minimuma su nešto odgođeni, maksimum se opaža u 14:00 sati, minimum je nakon izlaska sunca. Dnevna kolebanja temperature zraka zimi su zamjetna do visine od 0,5 km, ljeti do 2 km.

Dnevna amplituda temperature zraka - razlika između maksimalne i minimalne temperature zraka tijekom dana. Dnevna amplituda temperature zraka najveća je u tropskim pustinjama - do 40 0, u ekvatorijalnim i umjerenim širinama opada. Dnevna amplituda je manja zimi i za oblačnog vremena. Iznad površine vode mnogo je manji nego iznad kopna; nad vegetacijskim pokrovom je manji nego nad golim površinama.

Godišnja varijacija temperature zraka određena je prvenstveno geografskom širinom mjesta. Godišnja varijacija temperature zraka - promjena prosječne mjesečne temperature tijekom godine. Godišnja amplituda temperature zraka - razlika između maksimalne i minimalne prosječne mjesečne temperature. Postoje četiri vrste godišnjih temperaturnih varijacija; svaka vrsta ima dvije podvrste - pomorski i kontinentalni, karakteriziraju različite godišnje temperaturne amplitude. U ekvatorijalni U tipu godišnjeg variranja temperature uočavaju se dva mala maksimuma i dva mala minimuma. Maksimumi se javljaju nakon ekvinocija, kada je sunce u zenitu iznad ekvatora. U morskom podtipu godišnja amplituda temperature zraka je 1-2 0, u kontinentalnom 4-6 0. Temperatura je pozitivna tijekom cijele godine. U tropski Prema načinu godišnjeg variranja temperature, na sjevernoj hemisferi postoji jedan maksimum nakon ljetnog solsticija i jedan minimum nakon zimskog solsticija. U morskom podtipu godišnja amplituda temperature je 5 0, u kontinentalnom podtipu 10-20 0. U umjereno tip godišnje varijacije temperature, postoji i jedan maksimum nakon ljetnog solsticija i jedan minimum nakon zimskog solsticija na sjevernoj hemisferi; zimi su temperature negativne. Iznad oceana amplituda je 10-15 0, nad kopnom se povećava s udaljenošću od oceana: na obali - 10 0, u središtu kontinenta - do 60 0. U polarni U tipu godišnjeg variranja temperature na sjevernoj hemisferi postoji jedan maksimum nakon ljetnog solsticija i jedan minimum nakon zimskog solsticija, a temperatura je veći dio godine negativna. Godišnja amplituda na moru je 20-30 0, na kopnu - 60 0. Identificirani tipovi odražavaju zonsku varijaciju temperature uslijed priljeva sunčevog zračenja. Godišnji hod temperature pod velikim je utjecajem kretanja zračnih masa.

Ulaznica.

Izoterme-crte koje povezuju točke na karti s istim temperaturama.

Ljeti su kontinenti topliji, a izoterme nad kopnom se savijaju prema polovima.

Na karti zimskih temperatura (prosinac na sjevernoj hemisferi i srpanj na južnoj hemisferi) izoterme znatno odstupaju od paralela. Iznad oceana, izoterme se pomiču daleko do visokih geografskih širina, tvoreći "toplinske jezike"; nad kopnom izoterme odstupaju prema ekvatoru.

Prosječna godišnja temperatura sjeverne hemisfere je +15,2 0 C, a južne hemisfere +13,2 0 C. Minimalna temperatura na sjevernoj hemisferi dosegla je -77 0 C (Oymyakon) i -68 0 C (Verhojansk). Na južnoj hemisferi minimalne temperature su mnogo niže; na postajama Sovetskaya i Vostok zabilježena je temperatura od -89,2 0 C. Minimalna temperatura bez oblaka na Antarktici može pasti na -93 0 C. Najviše temperature opažene su u pustinjama tropske zone, u Tripoliju +58 0 C; u Kaliforniji, u Dolini smrti, temperatura je bila +56,7 0.

Karte anomalija pružaju informacije o tome koliko kontinenti i oceani utječu na raspodjelu temperatura. izanomalija- linije koje povezuju točke s istim temperaturnim anomalijama. Anomalije su odstupanja stvarnih temperatura od prosječnih geografskih širina. Anomalije mogu biti pozitivne ili negativne. Pozitivni se uočavaju ljeti na zagrijanim kontinentima

Tropi i polarni krugovi ne mogu se smatrati valjanim granicama toplinske zone (sustav klasifikacije klime prema temperaturi zraka), budući da na raspodjelu temperature utječe niz drugih čimbenika: raspored kopna i vode, struje. Za granice toplinskih zona uzimaju se izoterme. Vruća zona nalazi se između godišnjih izotermi od 20 0 C i ocrtava pojas divljih palmi. Granice umjerenog pojasa povlače se po izotermi 10 0 od najtoplijeg mjeseca. Na sjevernoj hemisferi granica se podudara s rasprostranjenošću šumske tundre. Granica hladnog pojasa prati izotermu 0 0 iz najtoplijeg mjeseca. Oko polova nalaze se pojasevi mraza.

Naziva se površina koja se izravno zagrijava sunčevim zrakama i koja odaje toplinu nižim slojevima i zraku aktivan. Temperatura aktivne površine, njezina vrijednost i promjene (dnevne i godišnje varijacije) određene su toplinskom bilancom.

Najveća vrijednost gotovo svih komponenti toplinske bilance opaža se oko podneva. Iznimka je maksimalna izmjena topline u tlu, koja se događa ujutro.

Maksimalne amplitude dnevne varijacije komponenti toplinske bilance opažene su ljeti, minimalne - zimi. U dnevnom kretanju površinske temperature, suhoj i bez vegetacije, za vedrog dana maksimum se javlja nakon 13 sati, a minimum oko trenutka izlaska sunca. Naoblaka remeti pravilan tijek površinske temperature i uzrokuje pomicanje momenata maksimuma i minimuma. Na temperaturu površine uvelike utječu njezina vlažnost i vegetacijski pokrov. Najviša dnevna površinska temperatura može biti +80°C ili više. Dnevna kolebanja dosežu 40°. Njihova veličina ovisi o geografskoj širini mjesta, godišnjem dobu, naoblaci, toplinskim svojstvima površine, njezinoj boji, hrapavosti, vegetacijskom pokrovu, kao i ekspoziciji padina.

Godišnja varijacija temperature aktivnog sloja je različita na različitim geografskim širinama. Maksimalna temperatura u srednjim i visokim geografskim širinama obično se opaža u lipnju, minimalna u siječnju. Amplitude godišnjih kolebanja temperature aktivnog sloja u niskim geografskim širinama su vrlo male; u srednjim geografskim širinama na kopnu dosežu 30 °. Na godišnje varijacije površinskih temperatura u umjerenim i visokim geografskim širinama snažno utječe snježni pokrivač.

Za prijenos topline sa sloja na sloj potrebno je vrijeme, a trenuci početka maksimalnih i minimalnih temperatura tijekom dana kasne za oko 3 sata na svakih 10 cm. Ako je najviša temperatura na površini bila oko 13 sati, na dubini od 10 cm maksimalna temperatura bit će oko 16 sati, a na dubini od 20 cm oko 19 sati itd. donji slojevi se zagrijavaju uzastopno od gornjih, svaki sloj apsorbira određenu količinu topline. Što je sloj dublji, prima manje topline i slabije su temperaturne fluktuacije unutar njega. Amplituda dnevnih kolebanja temperature s dubinom smanjuje se 2 puta za svakih 15 cm. To znači da ako je na površini amplituda 16°, onda je na dubini od 15 cm 8°, a na dubini od 30 cm 4°.

Na prosječnoj dubini od oko 1 m dnevne fluktuacije temperature tla "odumiraju". Sloj u kojem te oscilacije praktički prestaju nazivamo slojem stalna dnevna temperatura.

Što je dulje razdoblje temperaturnih kolebanja, to se dublje šire. U srednjim geografskim širinama sloj stalne godišnje temperature nalazi se na dubini od 19-20 m, u visokim geografskim širinama na dubini od 25 m. U tropskim geografskim širinama godišnje temperaturne amplitude su male i sloj stalne godišnje amplitude nalazi se na dubina od samo 5-10 m. Trenuci početka maksimalnih temperatura tijekom godine i minimalnih temperatura kasne u prosjeku 20-30 dana po metru. Dakle, ako je najniža temperatura na površini zabilježena u siječnju, na dubini od 2 m to se događa početkom ožujka. Promatranja pokazuju da je temperatura u sloju stalne godišnje temperature bliska srednjoj godišnjoj temperaturi zraka iznad površine.

Voda, koja ima veći toplinski kapacitet i nižu toplinsku vodljivost od kopna, sporije se zagrijava i sporije otpušta toplinu. Dio sunčevih zraka koji padaju na površinu vode apsorbira najviši sloj, a dio prodire u znatnu dubinu, izravno zagrijavajući neke od njezinih slojeva.

Mobilnost vode omogućuje prijenos topline. Zbog turbulentnog miješanja, prijenos topline u dubinu događa se 1000 - 10 000 puta brže nego toplinskim provođenjem. Kada se površinski slojevi vode ohlade, dolazi do toplinske konvekcije, praćene miješanjem. Dnevna kolebanja temperature na površini oceana u visokim geografskim širinama su u prosjeku samo 0,1 °, u umjerenim geografskim širinama - 0,4 °, u tropskim geografskim širinama - 0,5 °. Dubina prodiranja ovih vibracija je 15-20m. Godišnje amplitude temperature na površini oceana kreću se od 1° na ekvatorijalnim geografskim širinama do 10,2° na umjerenim geografskim širinama. Godišnje temperaturne fluktuacije prodiru do dubine od 200-300 m. Trenuci maksimalnih temperatura u vodenim tijelima kasne u usporedbi s kopnom. Maksimum se javlja oko 15-16 sati, minimum - 2-3 sata nakon izlaska sunca.

Toplinski režim donjeg sloja atmosfere.

Zrak se uglavnom ne zagrijava izravno sunčevim zrakama, već prijenosom topline na površinu ispod (procesi zračenja i toplinske vodljivosti). Najvažniju ulogu u prijenosu topline s površine na gornje slojeve troposfere imaju turbulentni izmjena topline i prijenos latentne topline isparavanja. Nasumično kretanje čestica zraka uzrokovano njegovim zagrijavanjem neravnomjerno zagrijane podloge naziva se toplinska turbulencija ili toplinska konvekcija.

Ako umjesto malih kaotičnih gibajućih vrtloga počnu prevladavati snažna uzlazna (termalna) i manje snažna silazna gibanja zraka, konvekcija se naziva naredio. Zrak zagrijan na površini juri prema gore, prenoseći toplinu. Toplinska konvekcija se može razviti samo dok zrak ima temperaturu višu od temperature okoline u kojoj se diže (nestabilno stanje atmosfere). Ako se temperatura dižućeg zraka pokaže jednakom temperaturi njegove okoline, dizanje će prestati (indiferentno stanje atmosfere); ako zrak postane hladniji od okoline, počet će se spuštati (stabilno stanje atmosfere).

Turbulentnim kretanjem zraka sve više njegovih čestica u dodiru s površinom prima toplinu, a dižući se i miješajući je predaju drugim česticama. Količina topline koju zrak prima s površine kroz turbulenciju je 400 puta veća od količine topline koju prima kao rezultat zračenja i kao rezultat prijenosa molekularnom toplinskom vodljivošću - gotovo 500 000 puta. Toplina se prenosi s površine u atmosferu zajedno s vlagom koja iz nje isparava, a zatim se oslobađa procesom kondenzacije. Svaki gram vodene pare sadrži 600 cal latentne topline isparavanja.

U uzlaznom zraku temperatura se mijenja zbog adijabatski procesa, tj. bez izmjene topline s okolinom, zbog pretvaranja unutarnje energije plina u rad i rada u unutarnju energiju. Budući da je unutarnja energija proporcionalna apsolutnoj temperaturi plina, dolazi do promjene temperature. Zrak koji se diže širi se, proizvodi rad, koji troši unutarnju energiju, a njegova temperatura opada. Spuštajući se zrak, naprotiv, komprimira se, energija potrošena na širenje se oslobađa, a temperatura zraka raste.

Količina hlađenja zasićenog zraka kada se digne 100 m ovisi o temperaturi zraka i atmosferskom tlaku i varira u značajnim granicama. Nezasićeni zrak, spuštajući se, zagrijava se za 1° na 100 m, a zasićen zrak za manju količinu, jer u njemu dolazi do isparavanja, koje troši toplinu. Zasićeni zrak koji se diže obično gubi vlagu oborinama i postaje nezasićen. Pri spuštanju se takav zrak zagrijava za 1° na 100 m.

Kao rezultat toga, smanjenje temperature tijekom uspona je manje od povećanja tijekom spuštanja, a zrak koji se diže i zatim spušta na istoj razini pri istom tlaku imat će različite temperature - konačna temperatura bit će viša od početne jedan. Ovaj proces se zove pseudoadijabatski.

Budući da se zrak uglavnom zagrijava s aktivne površine, temperatura u nižem sloju atmosfere u pravilu opada s visinom. Vertikalni gradijent za troposferu iznosi prosječno 0,6° na 100 m. Smatra se pozitivnim ako temperatura opada s visinom, a negativnim ako raste. U donjem, površinskom sloju zraka (1,5-2 m) vertikalni gradijenti mogu biti vrlo veliki.

Porast temperature s visinom naziva se inverzija, a sloj zraka u kojem temperatura raste s visinom je inverzijski sloj. U atmosferi se gotovo uvijek mogu uočiti inverzijski slojevi. Na zemljinoj površini, kada se zbog zračenja snažno ohladi, inverzija zračenja(inverzija zračenja). Pojavljuje se za vedrih ljetnih noći i može prekriti sloj od nekoliko stotina metara. Zimi, pri vedrom vremenu, inverzija traje nekoliko dana, pa čak i tjedana. Zimske inverzije mogu pokriti sloj do 1,5 km.

Inverziju pojačavaju uvjeti reljefa: hladni zrak struji u depresije i tamo stagnira. Takve se inverzije nazivaju orografski. Snažne inverzije tzv adventivno, nastaju u slučajevima kada relativno topli zrak dolazi na hladnu površinu, hladeći njezine donje slojeve. Advektivne inverzije danju su slabo izražene, noću su pojačane radijacijskim hlađenjem. U proljeće nastanak takvih inverzija pogoduje snježni pokrivač koji se još nije otopio.

Mrazevi su povezani s pojavom temperaturne inverzije u površinskom sloju zraka. mraz - smanjenje temperature zraka noću na 0° i niže u vrijeme kada su prosječne dnevne temperature iznad 0° (jesen, proljeće). Također se može dogoditi da se mrazevi opažaju samo na tlu kada je temperatura zraka iznad njega iznad nule.

Toplinsko stanje atmosfere utječe na širenje svjetlosti u njoj. U slučajevima kada se temperatura naglo mijenja s visinom (povećava se ili opada), fatamorgane.

Fatamorgana je zamišljena slika objekta koja se pojavljuje iznad (superiorna fatamorgana) ili ispod (inferiorna fatamorgana). Rjeđe su bočne fatamorgane (slika se pojavljuje sa strane). Uzrok fatamorgana je zakrivljenost putanje svjetlosnih zraka koje dolaze od objekta do oka promatrača, kao rezultat njihovog loma na granici slojeva različite gustoće.

Dnevna i godišnja varijacija temperature u nižem sloju troposfere do visine od 2 km općenito odražava varijaciju površinske temperature. S udaljenošću od površine amplitude temperaturnih kolebanja se smanjuju, a momenti maksimuma i minimuma kasne. Dnevne fluktuacije temperature zraka zimi vidljive su do visine od 0,5 km, ljeti - do 2 km.

Amplituda dnevnih kolebanja temperature opada s povećanjem geografske širine. Najveća dnevna amplituda je u suptropskim širinama, najmanja u polarnim širinama. U umjerenim geografskim širinama dnevne amplitude variraju u različita doba godine. U visokim geografskim širinama najveća dnevna amplituda je u proljeće i jesen, u umjerenim geografskim širinama - ljeti.

Godišnja varijacija temperature zraka prvenstveno ovisi o geografskoj širini mjesta. Od ekvatora prema polovima povećava se godišnja amplituda kolebanja temperature zraka.

Postoje četiri vrste godišnjih temperaturnih varijacija na temelju amplitude i vremena početka ekstremnih temperatura.

Ekvatorijalni tip karakteriziraju dva maksimuma (nakon ekvinocija) i dva minimuma (nakon solsticija). Amplituda nad oceanom je oko 1 °, nad kopnom - do 10 °. Temperatura je pozitivna tijekom cijele godine.

Tropski tip - jedan maksimum (nakon ljetnog solsticija) i jedan minimum (nakon zimskog solsticija). Amplituda iznad oceana je oko 5 °, na kopnu - do 20 °. Temperatura je pozitivna tijekom cijele godine.

Umjereni tip - jedan maksimum (na sjevernoj hemisferi nad kopnom u srpnju, nad oceanom u kolovozu) i jedan minimum (na sjevernoj hemisferi nad kopnom u siječnju, nad oceanom u veljači). Jasno se razlikuju četiri godišnja doba: toplo, hladno i dva prijelazna. Godišnja amplituda temperature raste s geografskom širinom, kao i s udaljenošću od oceana: na obali 10°, daleko od oceana - do 60° ili više (u Jakutsku - -62,5°). Temperatura u hladnoj sezoni je negativna.

Polarni tip - zime su vrlo duge i hladne, ljeta kratka i svježa. Godišnje amplitude su 25° i više (nad kopnom do 65°). Temperature su negativne veći dio godine. Opća slika godišnjih varijacija temperature zraka komplicirana je utjecajem faktora, među kojima je posebno važna podložna površina. Na površini vode godišnja varijacija temperature je izglađena, a na kopnu je, naprotiv, izraženija. Snježni i ledeni pokrivač uvelike snižavaju godišnje temperature. Nadmorska visina mjesta iznad razine oceana, reljef, udaljenost od oceana i naoblaka također utječu. Ravnomjeran tijek godišnje temperature zraka narušavaju poremećaji uzrokovani prodorom hladnog ili, obrnuto, toplog zraka. Primjer bi mogao biti proljetni povratak hladnog vremena (hladni valovi), jesenski povratak topline, zimsko otopljenje u umjerenim geografskim širinama.

Raspodjela temperature zraka u blizini temeljne površine.

Kad bi zemljina površina bila homogena, a atmosfera i hidrosfera nepomične, raspodjelu topline po zemljinoj površini određivao bi samo dotok sunčevog zračenja, a temperatura zraka postupno bi padala od ekvatora prema polovima, ostajući ista na svakoj paraleli (solarne temperature). Doista, prosječne godišnje temperature zraka određene su toplinskom ravnotežom i ovise o prirodi podloge i kontinuiranoj međugeografskoj izmjeni topline koja se odvija kretanjem zraka i oceanskih voda, te se stoga značajno razlikuju od sunčevih temperatura.

Stvarne prosječne godišnje temperature zraka na zemljinoj površini u niskim geografskim širinama niže su, au visokim geografskim širinama, naprotiv, više od sunčevih. Na južnoj hemisferi stvarne prosječne godišnje temperature na svim geografskim širinama niže su nego na sjevernoj hemisferi. Prosječna temperatura zraka na zemljinoj površini na sjevernoj hemisferi u siječnju je +8° C, u srpnju +22° C; na južnoj - u srpnju +10° C, u siječnju +17° C. Godišnje amplitude kolebanja temperature zraka, koje za sjevernu hemisferu iznose 14°, a za južnu samo 7°, pokazuju da je južna hemisfera manje kontinentalna. . Prosječna godišnja temperatura zraka na površini zemlje u cjelini iznosi +14°C.

Ako na raznim meridijanima označimo najviše prosječne godišnje ili mjesečne temperature i spojimo ih, dobivamo liniju toplinski maksimum,često se naziva i toplinski ekvator. Vjerojatno je ispravnije termalnim ekvatorom smatrati paralelu (širinski krug) s najvišim normalnim prosječnim temperaturama u godini ili bilo kojem mjesecu. Termalni ekvator se ne poklapa s geografskim i "pomaknut je" prema sjeveru. Tijekom godine kreće se od 20° s.š. w. (u srpnju) do 0° (u siječnju). Nekoliko je razloga za pomicanje toplinskog ekvatora prema sjeveru: prevlast kopna u tropskim širinama sjeverne hemisfere, antarktički pol hladnoće, a možda je i trajanje ljeta (ljeto južne hemisfere je kraće). ).

Toplinske zone.

Za granice toplinskih (temperaturnih) zona uzimaju se izoterme. Postoji sedam toplinskih zona:

vrući pojas, smješten između godišnje izoterme +20° sjeverne i južne hemisfere; dva umjerena pojasa, ograničena na strani ekvatora godišnjom izotermom +20°, na polovima izotermom +10° najtoplijeg mjeseca;

dva hladni pojasevi, smješten između izoterme + 10° i najtoplijeg mjeseca;

dva pojasevi od smrzavanja, smješten blizu polova i ograničen izotermom od 0° najtoplijeg mjeseca. Na sjevernoj hemisferi to je Grenland i prostor u blizini sjevernog pola, a na južnoj hemisferi to je područje unutar paralele od 60° južno. w.

Temperaturne zone su osnova klimatskih zona. Unutar svake zone postoji veliki izbor temperatura ovisno o podlozi. Na kopnu je utjecaj reljefa na temperaturu vrlo velik. Promjena temperature s visinom za svakih 100 m nije ista u različitim temperaturnim zonama. Vertikalni gradijent u donjem kilometarskom sloju troposfere varira od 0° iznad ledene površine Antarktike do 0,8° ljeti iznad tropskih pustinja. Stoga metoda normaliziranja temperatura na razinu mora korištenjem prosječnog gradijenta (6°/100 m) ponekad može dovesti do velikih pogrešaka. Promjene temperature s visinom uzrok su vertikalne klimatske zonalnosti.

VODA U ATMOSFERI

Zemljina atmosfera sadrži oko 14 000 km 3 vodene pare. Voda ulazi u atmosferu uglavnom isparavanjem sa Zemljine površine. U atmosferi se vlaga kondenzira, prenosi zračnim strujama i pada natrag na površinu zemlje. Postoji stalan ciklus vode, što je omogućeno zahvaljujući njezinoj sposobnosti da bude u tri stanja (kruto, tekuće i para) i lako prelazi iz jednog stanja u drugo.

Karakteristike vlažnosti zraka.

Apsolutna vlažnost - sadržaj vodene pare u atmosferi u gramima po 1 m 3 zraka ("a";).

Relativna vlažnost - omjer stvarnog tlaka vodene pare i tlaka zasićenja, izražen u postocima. Relativna vlažnost zraka karakterizira stupanj zasićenosti zraka vodenom parom.

Nedostatak vlažnosti- nedostatak zasićenja na danoj temperaturi:

Temperatura kondenzacije - temperatura pri kojoj ga vodena para u zraku zasićuje.

Isparavanje i isparljivost. Vodena para ulazi u atmosferu isparavanjem s podloge (fizičko isparavanje) i transpiracijom. Proces fizičkog isparavanja sastoji se od brzog kretanja molekula vode koje svladavaju adhezijske sile, odvajaju se od površine i kreću u atmosferu. Što je viša temperatura površine koja isparava, to je brže kretanje molekula i više ih ulazi u atmosferu.

Kada je zrak zasićen vodenom parom, proces isparavanja prestaje.

Za proces isparavanja potrebna je toplina: za isparavanje 1 g vode potrebno je 597 cal, za isparavanje 1 g leda potrebno je 80 cal više. Zbog toga se smanjuje temperatura površine koja isparava.

Isparavanje iz oceana na svim geografskim širinama značajno je veće od isparavanja s kopna. Njegova najveća vrijednost za ocean doseže 3000 cm godišnje. U tropskim geografskim širinama godišnja količina isparavanja s površine oceana je najveća i malo se mijenja tijekom godine. U umjerenim geografskim širinama maksimalno isparavanje iz oceana je zimi, u polarnim geografskim širinama - ljeti. Maksimalne vrijednosti isparavanja s površine kopna su 1000 mm. Njegove razlike po geografskim širinama određene su ravnotežom zračenja i vlagom. Općenito, u smjeru od ekvatora prema polovima, u skladu s padom temperature, isparavanje se smanjuje.

U nedostatku dovoljne količine vlage na površini isparavanja, isparavanje ne može biti veliko ni pri visokim temperaturama i velikom deficitu vlage. Moguće isparavanje - volatilnost- u ovom slučaju je vrlo velik. Iznad vodene površine isparavanje i isparavanje se podudaraju. Na kopnu isparavanje može biti znatno manje od isparavanja. Isparavanje karakterizira količinu mogućeg isparavanja s kopna s dovoljno vlage. Dnevna i godišnja varijacija vlažnosti zraka. Vlažnost zraka stalno se mijenja zbog promjena temperature površine isparavanja i zraka, odnosa procesa isparavanja i kondenzacije te prijenosa vlage.

Dnevna varijacija apsolutne vlažnosti zraka može biti jednostavna ili dvostruka. Prvi se podudara s dnevnom varijacijom temperature, ima jedan maksimum i jedan minimum i tipičan je za mjesta s dovoljno vlage. Može se promatrati nad oceanom, a zimi i u jesen nad kopnom. Dvostruki potez ima dva maksimuma i dva minimuma i karakterističan je za sushi. Jutarnji minimum prije izlaska sunca objašnjava se vrlo malim isparavanjem (ili čak nikakvim) tijekom noćnih sati. S povećanjem pristizanja energije zračenja od Sunca povećava se i isparavanje, a apsolutna vlažnost zraka dostiže maksimum oko 9 sati. Zbog toga se razvijajuća konvekcija - prijenos vlage u gornje slojeve - događa brže od njenog ulaska u zrak s površine koja isparava, pa se oko 16 sati javlja drugi minimum. Do večeri konvekcija prestaje, a isparavanje s danju zagrijane površine još uvijek je dosta intenzivno i vlaga se nakuplja u nižim slojevima zraka stvarajući drugi (večernji) maksimum oko 20-21 sat.

Godišnja varijacija apsolutne vlažnosti također odgovara godišnjoj varijaciji temperature. Ljeti je apsolutna vlažnost zraka najveća, a zimi najmanja. Dnevna i godišnja varijacija relativne vlažnosti gotovo je posvuda suprotna varijaciji temperature, budući da maksimalni sadržaj vlage raste brže od apsolutne vlažnosti s porastom temperature.

Dnevni maksimum relativne vlažnosti javlja se prije izlaska sunca, minimum - u 15-16 sati. Tijekom godine maksimum relativne vlažnosti zraka u pravilu se javlja u najhladnijem mjesecu, a minimum u najtoplijem mjesecu. Izuzetak su područja gdje ljeti pušu mokri vjetrovi s mora, a zimi suhi vjetrovi s kopna.

Raspodjela vlage u zraku. Sadržaj vlage u zraku u smjeru od ekvatora prema polovima općenito opada sa 18-20 mb na 1-2. Najveća apsolutna vlažnost zraka (više od 30 g/m3) zabilježena je iznad Crvenog mora i u delti rijeke. Mekong, najveći prosječni godišnji (više od 67 g/m3) je nad Bengalskim zaljevom, najmanji prosječni godišnji (oko 1 g/m3), a apsolutni minimum (manje od 0,1 g/m3) je nad Antarktikom. Relativna vlažnost zraka relativno se malo mijenja s promjenama geografske širine: npr. na geografskoj širini 0-10° iznosi najviše 85%, na geografskoj širini 30-40° - 70% i na geografskoj širini 60-70° - 80%. Zamjetan pad relativne vlažnosti zraka opaža se samo na geografskim širinama od 30-40° na sjevernoj i južnoj hemisferi. Najviša prosječna godišnja relativna vlažnost (90%) zabilježena je na ušću Amazone, a najmanja (28%) u Khartoumu (dolina Nila).

Kondenzacija i sublimacija. U zraku zasićenom vodenom parom, kada mu se temperatura spusti do točke rosišta ili se u njemu poveća količina vodene pare, kondenzacija - voda prelazi iz stanja pare u tekuće stanje. Na temperaturama ispod 0°C voda može, zaobilazeći tekuće stanje, prijeći u krutinu. Ovaj proces se zove sublimacija. I kondenzacija i sublimacija mogu se pojaviti u zraku na kondenzacijskim jezgrama, na zemljinoj površini i na površini raznih predmeta. Kada temperatura zraka koji se hladi s podloge dosegne točku rosišta, s njega se na hladnu površinu talože rosa, inje, tekuće i krute naslage i inje.

Rosa - sitne kapljice vode, koje se često spajaju. Obično se pojavljuje noću na površini, na listovima biljaka koji su se ohladili uslijed zračenja topline. U umjerenim geografskim širinama rosa daje 0,1-0,3 mm preko noći, a 10-50 mm vlage godišnje.

mraz - tvrdi bijeli talog. Nastaje pod istim uvjetima kao i rosa, ali na temperaturama ispod 0° (sublimacija). Kada se formira rosa, oslobađa se latentna toplina; kada se formira mraz, toplina se, naprotiv, apsorbira.

Tekući i čvrsti plak - tanak sloj vode ili leda koji se stvara na okomitim površinama (zidovima, stupovima i sl.) kada hladno vrijeme prijeđe u toplo kao posljedica kontakta vlažnog i toplog zraka s ohlađenom površinom.

mraz - bijeli rastresiti sediment koji se taloži na drveću, žicama i uglovima zgrada iz zraka zasićenog vlagom na temperaturi znatno nižoj od 0°. Kontinuirani sloj gustog leda na površini zemlje i raznim predmetima koji se pojavljuje kada padaju prehlađene kapljice kiše ili magle. na površinu ohlađenu ispod 0°, tzv led. Obično se formira u jesen i proljeće na temperaturama od 0°, -5°.

Nakupljanje proizvoda kondenzacije ili sublimacije (kapljice vode, kristali leda) u površinskim slojevima zraka naziva se magla ili izmaglica. Magla i izmaglica razlikuju se po veličini kapljica i uzrokuju različite stupnjeve smanjene vidljivosti. U magli je vidljivost 1 km ili manje, u izmaglici - više od 1 km. Kako kapljice postaju veće, izmaglica se može pretvoriti u maglu. Isparavanje vlage s površine kapljica može uzrokovati pretvaranje magle u izmaglicu.

Ako dođe do kondenzacije (ili sublimacije) vodene pare na određenoj visini iznad površine, oblaci. Od magle se razlikuju po položaju u atmosferi, fizičkoj strukturi i raznolikosti oblika. Stvaranje oblaka uglavnom je posljedica adijabatskog hlađenja zraka koji se diže. Uzdižući se i postupno hladeći, zrak doseže granicu na kojoj je njegova temperatura jednaka rosištu. Ova granica se zove stupanj kondenzacije. Više, u prisustvu jezgri kondenzacije, počinje kondenzacija vodene pare i mogu nastati oblaci. Dakle, baza oblaka praktički se podudara s razinom kondenzacije. Gornja granica naoblake određena je razinom konvekcije – granicom prostiranja uzlaznih zračnih struja. Često se poklapa sa slojevima kašnjenja.

Na velikim visinama, gdje je temperatura zraka koji se diže ispod 0°, u oblaku se pojavljuju kristali leda. Kristalizacija se obično događa na temperaturama od -10° C, -15° C. Ne postoji oštra granica između položaja tekućih i čvrstih elemenata u oblaku, postoje debeli prijelazni slojevi. Kapljice vode i kristali leda koji čine oblak uzlazne su struje nošene prema gore i ponovno padaju pod utjecajem gravitacije. Kapljice koje padnu ispod granice kondenzacije mogu ispariti. Ovisno o prevlasti pojedinih elemenata, oblaci se dijele na vodene, ledene i mješovite.

Mermen oblaci su napravljeni od kapljica vode. Pri negativnim temperaturama kapljice u oblaku su prehlađene (do -30°C). Polumjer kapljica je najčešće od 2 do 7 mikrona, rijetko do 100 mikrona. U 1 cm 3 vodenog oblaka nalazi se nekoliko stotina kapljica.

ledeno oblaci su napravljeni od kristala leda.

Mješoviti sadrže istovremeno kapljice vode različitih veličina i kristale leda. U toploj sezoni vodeni oblaci pojavljuju se uglavnom u nižim slojevima troposfere, mješoviti oblaci u srednjim slojevima, a ledeni oblaci u gornjim slojevima. Suvremena međunarodna klasifikacija oblaka temelji se na njihovoj podjeli po visini i izgledu.

Prema izgledu i visini oblaci se dijele u 10 rodova:

I obitelj (gornja razina):

1. generacija Cirrus (C)- pojedinačni nježni oblaci, vlaknasti ili nitasti, bez "sjena", obično bijeli, često sjajni.

2. vrsta. Cirokumulus (Cc) - slojevi i grebeni prozirnih pahuljica i kuglica bez sjena.

3. vrsta. Cirrostratus (Cs) - tanak, bijeli, proziran veo.

Svi oblaci na gornjoj razini su ledeni.

II obitelj (srednji sloj):

4. vrsta. Altokumulus(Ac) - slojevi ili grebeni bijelih ploča i kuglica, osovina. Sastoji se od sitnih kapljica vode.

5. vrsta. Altostratificirani(Kao) - glatki ili blago valoviti veo sive boje. Odnosi se na mješovite oblake.

III obitelj (niža razina):

6. generacija Stratokumulus(Sc) - slojevi i grebeni blokova i okana sive boje. Sastoji se od kapljica vode.

7. generacija Slojevito(Sv) - veo sivih oblaka. Obično su to vodeni oblaci.

8. generacija Nimbostratus(Ns) - bezobličan sivi sloj. Često su "ovi oblaci popraćeni ispod njih isprekidanim kišnim oblacima (Fn),

Mješoviti nimbostratus oblaci.

IV obitelj (oblaci vertikalnog razvoja):

9. generacija Kumulus(Si) - gusti oblačni pufovi i hrpe s gotovo vodoravnom bazom. Kumulusi su vodeni. Kumulusi poderanih rubova nazivaju se fraktokumulusi (Fc).

10. generacija Kumulonimbus(St) - gusti oblaci, razvijeni okomito, s vodom u donjem dijelu i ledom u gornjem dijelu.

Priroda i oblik oblaka određeni su procesima koji uzrokuju hlađenje zraka, što dovodi do stvaranja oblaka. Kao rezultat konvekcija, razvijajući se pri zagrijavanju nehomogene površine, nastaju kumulusi (obitelj IV). Razlikuju se ovisno o intenzitetu konvekcije i položaju razine kondenzacije: što je konvekcija intenzivnija, što je njezina razina viša, to je veća vertikalna snaga kumulusa.

Kada se susreću tople i hladne zračne mase, topli zrak uvijek ima tendenciju da se uzdigne iznad hladnog zraka. Kada se diže, nastaju oblaci kao rezultat adijabatskog hlađenja. Ako se topli zrak polako diže uz blago nagnutu (1-2 km na udaljenosti od 100-200 km) granicu između toplih i hladnih masa (proces klizanja prema gore), formira se kontinuirani sloj oblaka koji se proteže stotinama kilometara (700- 900 km). Pojavljuje se karakterističan sustav oblaka: ispod su često isprekidani kišni oblaci (Fn), iznad njih - nimbostratus (Ns), viši - visokoslojeviti (Kao), cirostratus (Cs) i cirusni oblaci (S).

Kada se topli zrak energično gura prema gore hladnim zrakom koji struji ispod njega, formira se još jedan sustav oblaka. Budući da se površinski slojevi hladnog zraka zbog trenja pomiču sporije od gornjih slojeva, sučelje se u svom donjem dijelu oštro savija, topli zrak se diže gotovo okomito i u njemu se pojavljuju kumulonimbusi. (Cb). Ako se gore opaža klizanje toplog zraka preko hladnog prema gore, razvijaju se oblaci nimbostratusi, altostratusi i cirostratusi (kao u prvom slučaju). Ako klizanje prema gore prestane, oblaci se ne stvaraju.

Oblaci koji nastaju kada se topli zrak diže preko hladnog nazivaju se frontalni. Ako je dizanje zraka uzrokovano njegovim strujanjem na padine planina i brda, nastali oblaci nazivaju se orografski. Na donjoj granici inverzijskog sloja, koji razdvaja gušće i manje gušće slojeve zraka, pojavljuju se valovi dugi nekoliko stotina metara i visoki 20-50 m. Na vrhovima tih valova, gdje se zrak hladi dok se diže, nastaju oblaci; U udubljenjima između grebena ne dolazi do stvaranja oblaka. Tako nastaju dugačke trake ili osovine paralelne jedna s drugom valoviti oblaci. Ovisno o visini na kojoj se nalaze, oni su altokumulusi ili stratokumulusi.

Ako su u atmosferi već postojali oblaci prije kretanja valova, oni postaju gušći na vrhovima valova i smanjuju gustoću u depresijama. Rezultat je često opažena izmjena tamnijih i svjetlijih pojaseva oblaka. Uz turbulentno miješanje zraka na velikom području, na primjer, kao rezultat povećanog trenja na površini kada se kreće od mora prema kopnu, formira se sloj oblaka, karakteriziran nejednakom debljinom u različitim dijelovima, pa čak i prekidima. Gubitak topline zračenjem noću zimi i u jesen uzrokuje stvaranje oblaka u zraku s visokim sadržajem vodene pare. Budući da se taj proces odvija mirno i kontinuirano, pojavljuje se kontinuirani sloj oblaka koji se tijekom dana tope.

Oluja. Proces nastanka oblaka uvijek je popraćen naelektrisanjem i nakupljanjem slobodnih naboja u oblacima. Elektrifikacija se opaža čak iu malim kumulusima, ali je posebno intenzivna u snažnim kumulonimbusima vertikalnog razvoja s niskim temperaturama u gornjem dijelu (t

Električna pražnjenja nastaju između dijelova oblaka s različitim nabojem ili između oblaka i tla - munja, u pratnji grmljavina. grmljavinska je oluja. Trajanje grmljavinskog nevremena je najviše nekoliko sati. Svakih sat vremena na Zemlji se dogodi oko 2000 grmljavinskih oluja. Povoljni uvjeti za pojavu grmljavinskog nevremena su jaka konvekcija i velika vodnatost oblaka. Stoga su grmljavinske oluje posebno česte nad kopnom u tropskim geografskim širinama (do 150 dana godišnje s grmljavinskim olujama), u umjerenim geografskim širinama nad kopnom - s grmljavinskim olujama 10-30 dana godišnje, nad morem - 5-10. U polarnim područjima grmljavinske oluje su vrlo rijetke.

Svjetlosne pojave u atmosferi. Kao rezultat refleksije, loma i difrakcije svjetlosnih zraka u kapljicama i ledenim kristalima oblaka nastaju aureole, krune i duge.

Halo - to su krugovi, lukovi, svjetlosne točke (lažna sunca), obojene i bezbojne, koje se pojavljuju u ledenim oblacima gornjeg sloja, najčešće u cirostratusima. Raznolikost aureole ovisi o obliku kristala leda, njihovoj orijentaciji i kretanju; Bitna je visina Sunca iznad horizonta.

krunice - svijetli, blago obojeni prstenovi koji okružuju Sunce ili Mjesec vidljivi kroz tanke vodene oblake. Može postojati jedna kruna uz svjetiljku (aureola) i može postojati nekoliko "dodatnih prstenova" odvojenih intervalima. Svaka kruna ima plavu unutarnju stranu okrenutu prema svjetiljki i crvenu vanjsku stranu. Razlog za pojavu krunica je difrakcija svjetlosti dok prolazi između kapljica i kristala oblaka. Veličina krune ovisi o veličini kapi i kristala: što su kapi (kristali) veći, kruna je manja i obrnuto. Ako se elementi oblaka povećavaju u oblaku, radijus krune se postupno smanjuje, a kada se veličina elemenata oblaka smanjuje (isparavanje), povećava se. Velike bijele krune oko Sunca ili Mjeseca, "lažna sunca", stupovi su znakovi nastavka lijepog vremena.

Duga vidljiv na pozadini suncem obasjanog oblaka iz kojeg padaju kišne kapi. To je svjetlosni luk, obojen spektralnim bojama: vanjski rub luka je crven, unutarnji rub je ljubičast. Ovaj luk je dio kruga čije je središte povezano s "osi" (jedna ravna linija) okom promatrača i središtem sunčevog diska. Ako je Sunce nisko iznad horizonta, promatrač vidi pola kruga; ako Sunce izlazi, luk postaje manji, jer središte kruga pada ispod horizonta. Kada je visina Sunca >42°, duga nije vidljiva. Iz aviona možete promatrati dugu u obliku gotovo punog kruga.

Osim glavne duge, postoje sekundarne, blago obojene. Duga nastaje lomom i refleksijom sunčeve svjetlosti u kapljicama vode. Zrake koje padaju na kapljice izlaze iz kapi kao da se razilaze, obojene i tako ih promatrač vidi. Kad se zrake dvaput lome u kapi, pojavljuje se sekundarna duga. Boja duge, njezina širina i vrsta sekundarnih lukova ovise o veličini kapljica. Velike kapljice proizvode manju, ali svjetliju dugu; kako se kapi smanjuju, duga postaje šira, njezine boje postaju mutne; s vrlo sitnim kapljicama gotovo je bijele boje. Svjetlosni fenomeni u atmosferi, uzrokovani promjenama svjetlosnog snopa pod utjecajem kapljica i kristala, omogućuju prosuđivanje strukture i stanja oblaka i mogu se koristiti u predviđanju vremena.

Naoblaka, dnevni i godišnji ciklus, raspored naoblake.

Naoblaka - stupanj pokrivenosti neba oblacima: 0 - vedro nebo, 10 - potpuno oblačno, 5 - polovica neba prekrivena oblacima, 1 - oblaci prekrivaju 1/10 neba itd. Pri izračunavanju prosječne naoblake izračunava se prosječna naoblaka. koriste se i desetinke jedinice, na primjer: 0,5 5,0, 8,7 itd. U dnevnom kretanju naoblake nad kopnom uočavaju se dva maksimuma - ranojutarnji i poslijepodnevni. U jutarnjim satima pad temperature i porast relativne vlage doprinosi stvaranju stratusnih oblaka, a poslijepodne, zbog razvoja konvekcije, pojavljuju se kumulusi. Ljeti je dnevni maksimum izraženiji od jutarnjeg. Zimi prevladavaju slojeviti oblaci, a najveća naoblaka je u jutarnjim i noćnim satima. Iznad oceana, dnevne varijacije naoblake suprotne su varijacijama na kopnu: najveća naoblaka javlja se noću, a najmanja - danju

Godišnji ciklus naoblake vrlo je raznolik. Na niskim geografskim širinama naoblaka se ne mijenja značajnije tijekom godine. Nad kontinentima se maksimalni razvoj konvekcijskih oblaka događa ljeti. Ljetna maksimalna oblačnost opažena je u području razvoja monsuna, kao i nad oceanima u visokim geografskim širinama. Općenito, u raspodjeli naoblake na Zemlji uočljiva je zonalnost, određena prvenstveno prevladavajućim kretanjem zraka - njegovim dizanjem ili spuštanjem. Zabilježena su dva maksimuma - iznad ekvatora zbog snažnih kretanja vlažnog zraka prema gore i iznad 60-70° S. i S. u vezi s dizanjem zraka u ciklonima koji prevladavaju u umjerenim širinama. Nad kopnom je manje naoblake nego nad oceanom, a zonalnost joj je manje izražena. Minimum naoblake ograničen je na 20-30° S. i s. w. i do polova; povezani su sa spuštanjem zraka.

Prosječna godišnja naoblaka za cijelu Zemlju je 5,4; nad kopnom 4,9; preko oceana 5.8. Minimalna prosječna godišnja naoblaka zabilježena je u Asuanu (Egipat) 0,5. Najveća prosječna godišnja naoblaka (8,8) zabilježena je na Bijelom moru; Sjeverna područja Atlantskog i Tihog oceana te obale Antarktike karakteriziraju veliki oblaci.

Oblaci imaju vrlo važnu ulogu u geografskom okruženju. Oni nose vlagu i povezani su s padalinama. Oblačni pokrivač reflektira i raspršuje sunčevo zračenje i istovremeno zadržava toplinsko zračenje sa površine zemlje, regulirajući temperaturu nižih slojeva zraka: bez oblaka kolebanja temperature zraka postala bi vrlo oštra.

Taloženje. Atmosferske oborine su vode koje padaju na površinu iz atmosfere u obliku kiše, rosulje, žitarica, snijega i tuče. Padalina uglavnom pada iz oblaka, ali ne stvara svaki oblak oborinu. Kapljice vode i kristalići leda u oblaku vrlo su sitni, lako ih zadržava zrak, pa ih čak i slaba uzlazna strujanja nose prema gore. Da bi nastala oborina, elementi oblaka moraju postati dovoljno veći da nadvladaju rastuća strujanja i otpor zraka. Povećanje jednih elemenata oblaka događa se na račun drugih, prvo, kao rezultat spajanja kapljica i prianjanja kristala, i drugo, što je najvažnije, kao rezultat isparavanja nekih elemenata oblaka, difuzno prijenos i kondenzacija vodene pare na dr.

Do sudara kapljica ili kristala dolazi kada se kreću nasumično (turbulentno) ili kada padaju različitim brzinama. Proces spajanja ometa film zraka na površini kapljica, zbog čega se kapljice koje se sudare odbijaju, kao i istoimeni električni naboji. Rast jednih elemenata oblaka na račun drugih zbog difuznog transporta vodene pare posebno je intenzivan u mješovitim oblacima. Budući da je maksimalni sadržaj vlage iznad vode veći nego iznad leda, za kristale leda u oblaku vodena para može zasiti prostor, dok za kapljice vode neće doći do zasićenja. Kao rezultat toga, kapljice će početi isparavati, a kristali će brzo rasti zbog kondenzacije vlage na njihovoj površini.

Ako se u vodenom oblaku nalaze kapljice različitih veličina, vodena para počinje prelaziti na veće kapljice i njihov rast. Ali budući da je taj proces vrlo spor, vrlo male (0,05-0,5 mm u promjeru) kapljice padaju iz vodenih oblaka (stratus, stratokumulus). Oblaci koji su homogene strukture obično ne stvaraju oborinu. Posebno su povoljni uvjeti za pojavu oborina u oblacima vertikalnog razvoja. U donjem dijelu takvog oblaka nalaze se kapljice vode, u gornjem dijelu su kristali leda, u međuzoni su prehlađene kapi i kristali.

U rijetkim slučajevima, ako u vrlo vlažnom zraku postoji veliki broj jezgri kondenzacije, moguće je promatrati padanje pojedinačnih kišnih kapi bez oblaka. Kišne kapi imaju promjer od 0,05 do 7 mm (prosječno 1,5 mm), veće kapi se raspadaju u zraku. Nastaju kapljice promjera do 0,5 mm rominjati.

Pad kapljica kiše neprimjetan je oku. Što je prava kiša veća, to su uzlazna zračna strujanja koja svladavaju padajuće kapi jača.Pri brzini dizanja zraka od 4 m/sek na površinu zemlje padaju kapi promjera najmanje 1 mm: čak i najveći kapi ne mogu svladati rastuće struje brzinom od 8 m/sek. Temperatura kišnih kapi koje padaju uvijek je nešto niža od temperature zraka. Ako se kristali leda koji padaju iz oblaka ne otope u zraku, čvrste padaline (snijeg, kuglice, tuča) padaju na površinu.

Snježne pahulje Oni su šesterokutni kristali leda sa zrakama nastalim tijekom procesa sublimacije. Mokre pahulje lijepe se zajedno i tvore snježne pahulje. Snježne kuglice su sferokristali koji nastaju nasumičnim rastom kristala leda u uvjetima visoke relativne vlažnosti (više od 100%). Ako su snježne kuglice prekrivene tankom ledenom ljuskom, pretvaraju se u kuglice leda.

tuča pada u toploj sezoni iz snažnih kumulonimbusa . Tuča obično ne traje dugo. Zrna tuče nastaju kao rezultat opetovanog kretanja zrnaca leda u oblaku prema dolje i prema gore. Padajući, zrna padaju u zonu prehlađenih kapljica vode i prekrivaju se prozirnom ledenom ljuskom; zatim se ponovno dižu u zonu ledenih kristala i na njihovoj se površini stvara neproziran sloj sitnih kristala.

Zrno tuče ima snježnu jezgru i niz izmjeničnih prozirnih i neprozirnih ledenih ljuski. Broj granata i veličina zrna tuče ovise o tome koliko se puta diže i pada u oblaku. Najčešće pada tuča promjera 6-20 mm, a ponekad se nađe i mnogo krupnija. Tuča se obično javlja u umjerenim geografskim širinama, ali najintenzivnija pojava tuče događa se u tropima. U polarnim područjima tuča se ne pojavljuje.

Količina oborine mjeri se debljinom vodenog sloja u milimetrima koji bi mogao nastati kao posljedica oborine na horizontalnoj površini bez isparavanja i procjeđivanja u tlo. Prema intenzitetu (broju milimetara oborine u minuti) oborine se dijele na slabe, umjerene i obilne. Priroda padalina ovisi o uvjetima njihova nastanka.

Pokrivanje oborina, karakterizirani ujednačenošću i trajanjem, obično padaju u obliku kiše iz nimbostratusnih oblaka.

padalina karakteriziran brzim promjenama intenziteta i kratkim trajanjem. Padaju iz kumulostratusnih oblaka kao kiša, snijeg, a ponekad i kiša i tuča. Zabilježeni su izolirani pljuskovi intenziteta do 21,5 mm/min (Havajski otoci).

Rominjati padaju iz stratusnih i stratokumulusnih oblaka. Kapljice koje ih čine (za hladnog vremena - sićušni kristali) jedva su vidljive i izgledaju lebdeće u zraku.

Dnevni hod oborine poklapa se s dnevnim hodom naoblake. Postoje dva tipa dnevne varijacije oborine - kontinentalna i morska (obalna). Kontinentalni tip ima dva maksimuma (ujutro i popodne) i dva minimuma (noću i prije podne). Morski tip- jedan maksimum (noću) i jedan minimum (danju). Godišnji hod oborine varira u različitim geografskim širinama iu različitim dijelovima iste zone. Ovisi o količini topline, toplinskom režimu, kretanju zraka, rasporedu vode i tla, au velikoj mjeri i o topografiji. Cjelokupna raznolikost godišnjeg ciklusa padalina ne može se svesti na nekoliko tipova, ali se mogu primijetiti karakteristične značajke za različite geografske širine, koje nam omogućuju da govorimo o njegovoj zonalnosti. Ekvatorijalne širine karakteriziraju dvije kišne sezone (nakon ekvinocija), odvojene s dvije sušne sezone. Prema tropima dolazi do promjena u godišnjem režimu padalina, izraženih u konvergenciji vlažnih sezona i njihovom spajanju u blizini tropskih krajeva u jednu sezonu s obilnim kišama, koja traje 4 mjeseca godišnje. U suptropskim geografskim širinama (35-40°) također postoji jedna kišna sezona, ali ona se javlja zimi. U umjerenim geografskim širinama godišnji hod oborine varira u oceanu, unutrašnjosti kontinenata i obalama. Nad Oceanom prevladavaju zimske, a na kontinentima ljetne oborine. Ljetne oborine također su tipične za polarne geografske širine. Godišnji hod padalina u svakom slučaju može se objasniti samo uzimajući u obzir atmosfersku cirkulaciju.

Padalina je najviše u ekvatorijalnim širinama, gdje godišnja količina prelazi 1000-2000 mm. Na ekvatorijalnim otocima Tihog oceana godišnje padne do 4000-5000 mm, a na privjetrovitim padinama planina tropskih otoka do 10 000 mm. Obilne oborine uzrokuju snažna konvektivna strujanja vrlo vlažnog zraka. Sjeverno i južno od ekvatorijalnih širina količina padalina se smanjuje, dostižući minimum u blizini paralele 25-35°, gdje prosječna godišnja količina nije veća od 500 mm. U unutrašnjosti kontinenata i na zapadnim obalama kiše ponegdje nema i po nekoliko godina. U umjerenim geografskim širinama oborina se ponovno povećava i prosječno iznosi 800 mm godišnje; u unutrašnjosti kontinenata ima ih manje (500, 400 pa i 250 mm godišnje); na obalama Oceana ima i više (do 1000 mm godišnje). Na visokim geografskim širinama s niskim temperaturama i niskim sadržajem vlage u zraku, godišnja količina padalina je

Najveća prosječna godišnja količina padalina javlja se u Cherrapunjiju (Indija) - oko 12 270 mm. Najveća godišnja količina oborina je oko 23.000 mm, a najmanje više od 7.000 mm. Najmanja zabilježena prosječna godišnja količina padalina je u Asuanu (0).

Ukupna količina padalina koja padne na površinu Zemlje u jednoj godini može formirati na njoj kontinuirani sloj do 1000 mm visine.

Snježni pokrivač. Snježni pokrivač nastaje uslijed pada snijega na zemljinu površinu u uvjetima dovoljno niskim da ga očuvaju. Karakterizira ga visina i gustoća.

Dubina snježnog pokrivača, mjerena u centimetrima, ovisi o količini padalina po jedinici površine, o gustoći snijega (omjer mase i volumena), o terenu, vegetacijskom pokrivaču i vjetru koji pomiče snijeg. U umjerenim geografskim širinama uobičajena visina snježnog pokrivača je 30-50 cm. Njegova najveća visina u Rusiji zabilježena je u bazenu srednjeg toka Jeniseja - 110 cm. U planinama može doseći nekoliko metara.

Uz veliki albedo i visoku radijaciju, snježni pokrivač pomaže u snižavanju temperature površinskih slojeva zraka, osobito za vedrog vremena. Najniže i maksimalne temperature zraka iznad snježnog pokrivača niže su nego u istim uvjetima, ali bez snježnog pokrivača.

U polarnim i visokoplaninskim predjelima stalno ima snježnog pokrivača. U umjerenim geografskim širinama trajanje njegove pojave varira ovisno o klimatskim uvjetima. Snježni pokrivač koji se zadrži mjesec dana naziva se stabilnim. Takav se snježni pokrivač formira godišnje u većem dijelu Rusije. Na krajnjem sjeveru traje 8-9 mjeseci, u središnjim regijama - 4-6, a na obalama Azovskog i Crnog mora snježni pokrivač je nestabilan. Otapanje snijega uglavnom je uzrokovano izlaganjem toplom zraku koji dolazi iz drugih područja. Oko 36% snježnog pokrivača otopi se pod utjecajem sunčeve svjetlosti. Topla kiša potiče topljenje. Kontaminirani snijeg se brže topi.

Snijeg ne samo da se topi, već i isparava na suhom zraku. Ali isparavanje snježnog pokrivača manje je važno od topljenja.

Hidratacija. Za procjenu stanja površinske vlažnosti potpuno je nedovoljno poznavati samo količinu oborina. Uz istu količinu oborine, ali različito isparavanje, uvjeti vlage mogu biti vrlo različiti. Za karakterizaciju uvjeta ovlaživanja koristite koeficijent ovlaživanja (K), koji predstavlja odnos količine padalina (r) na volatilnost (Jesti) za isto razdoblje.

Vlažnost se obično izražava kao postotak, ali se može izraziti i kao razlomak. Ako je količina padalina manja od isparavanja, tj. DO manje od 100% (ili DO manje od 1), vlaga je nedovoljna. Na DO Više od 100% hidratacije može biti pretjerano, ali s K = 100% to je normalno. Ako je K = 10% (0,1) ili manji od 10%, govore o zanemarivoj vlazi.

U polupustinjama K je 30%, ali 100% (100-150%).

Tijekom godine prosječno 511 tisuća km 3 padalina padne na zemljinu površinu, od čega 108 tisuća km 3 (21%) pada na kopno, a ostatak u ocean. Gotovo polovica svih oborina padne između 20°N. w. i 20° J. w. U polarnim područjima padne samo 4% padalina.

Godišnje u prosjeku s površine Zemlje ispari ista količina vode koliko padne na nju. Glavni "izvor" vlaga u atmosferi je ocean u suptropskim širinama, gdje površinsko zagrijavanje stvara uvjete za maksimalno isparavanje pri određenoj temperaturi. U istim zemljopisnim širinama na kopnu, gdje je isparavanje veliko i nema se što isparavati, nastaju područja bez odvoda i pustinje. Za ocean u cjelini bilanca vode je negativna (isparavanje je veće od padalina), dok je na kopnu pozitivna (isparavanje je manje od padalina). Ukupna ravnoteža se izjednačava kroz drenažu "viška" vode s kopna u ocean.

Zemljina se površina zagrijava izravno sunčevim zrakama, a od nje se zagrijava atmosfera. Površina koja prima i odaje toplinu naziva se aktivna površina . U površinskom temperaturnom režimu razlikuju se dnevne i godišnje temperaturne varijacije. Dnevne varijacije površinskih temperatura – promjena površinske temperature tijekom dana. Dnevne varijacije površinskih temperatura kopna (suhe i bez vegetacije) karakteriziraju jedan maksimum oko 13:00 sati i jedan minimum prije izlaska sunca. Maksimalne dnevne temperature površine kopna mogu doseći 80 0 C u suptropima i oko 60 0 C u umjerenim geografskim širinama.

Razlika između maksimalne i minimalne dnevne prizemne temperature naziva se dnevni raspon temperature. Dnevna amplituda temperature može doseći 40 0 ​​C ljeti, zimi je dnevna amplituda temperature najmanja - do 10 0 C.

Godišnja varijacija površinske temperature– promjena srednje mjesečne prizemne temperature tijekom godine određena je hodom sunčevog zračenja i ovisi o geografskoj širini mjesta. U umjerenim geografskim širinama maksimalna temperatura kopnene površine opaža se u srpnju, minimalna u siječnju; na oceanu maksimumi i minimumi kasne mjesec dana.

Godišnji raspon površinskih temperatura jednaka razlici između maksimalne i minimalne prosječne mjesečne temperature; raste s povećanjem geografske širine, što se objašnjava sve većim kolebanjima sunčevog zračenja. Godišnja temperaturna amplituda doseže najveće vrijednosti na kontinentima; na oceanima i morskim obalama ima mnogo manje. Najmanja godišnja amplituda temperature opažena je u ekvatorijalnim širinama (2-3 0), najveća u subarktičkim geografskim širinama na kontinentima (više od 60 0).

Toplinski režim atmosfere. Atmosferski zrak lagano se zagrijava izravno sunčevim zrakama. Jer zračni omotač slobodno propušta sunčeve zrake. Atmosfera se zagrijava temeljnom površinom. Toplina se u atmosferu prenosi konvekcijom, advekcijom i kondenzacijom vodene pare. Slojevi zraka, zagrijani tlom, postaju lakši i dižu se prema gore, dok hladniji, dakle teži zrak tone prema dolje. Kao rezultat toplinske konvekcija Visoki slojevi zraka se zagrijavaju. Drugi proces prijenosa topline je advekcija– horizontalni prijenos zraka. Uloga advekcije je prijenos topline s niskih na visoke geografske širine; u zimskoj sezoni toplina se prenosi s oceana na kontinente. Kondenzacija vodene pare- važan proces koji prenosi toplinu u visoke slojeve atmosfere - tijekom isparavanja toplina se preuzima s površine koja isparava, a tijekom kondenzacije u atmosferi ta se toplina oslobađa.

Temperatura opada s visinom. Promjena temperature zraka po jedinici udaljenosti naziva se vertikalni temperaturni gradijent, u prosjeku je 0,6 0 na 100 m. Istodobno, tijek ovog smanjenja u različitim slojevima troposfere je različit: 0,3-0,4 0 do visine od 1,5 km; 0,5-0,6 – između visina od 1,5-6 km; 0,65-0,75 – od 6 do 9 km i 0,5-0,2 – od 9 do 12 km. U prizemnom sloju (debljine 2 m) gradijenti se, preračunati na 100 m, računaju u stotinama stupnjeva. U uzlaznom zraku temperatura se mijenja adijabatski. Adijabatski proces – proces promjene temperature zraka pri njegovom vertikalnom kretanju bez izmjene topline s okolinom (u jednoj masi, bez izmjene topline s drugim medijima).

U opisanoj vertikalnoj raspodjeli temperature često se uočavaju iznimke. Dešava se da su gornji slojevi zraka topliji od donjih slojeva uz tlo. Ova pojava se zove temperaturna inverzija (temperatura raste s visinom) . Najčešće je inverzija posljedica jakog hlađenja prizemnog sloja zraka, uzrokovanog jakim hlađenjem zemljine površine za vedrih, tihih noći, uglavnom zimi. S neravnim terenom, hladne zračne mase polako teku duž padina i stagniraju u kotlinama, depresijama itd. Inverzije mogu nastati i kada se zračne mase kreću iz toplih u hladna područja, jer kada zagrijani zrak struji na hladnu podlogu, njegovi se donji slojevi osjetno hlade (kompresijska inverzija).

Toplinski režim zemljine površine. Sunčevo zračenje koje dopire do Zemlje uglavnom zagrijava njezinu površinu. Toplinsko stanje zemljine površine stoga je glavni izvor zagrijavanja i hlađenja nižih slojeva atmosfere.

Uvjeti zagrijavanja zemljine površine ovise o njezinim fizikalnim svojstvima. Prije svega, postoje oštre razlike u zagrijavanju površine zemlje i vode. Na kopnu se toplina širi u dubinu uglavnom kroz neučinkovitu molekularnu toplinsku vodljivost. Dnevna kolebanja temperature na površini kopna protežu se, dakle, samo do dubine od 1 m, i godišnje - do 10-20 m. Na površini vode temperatura se širi u dubinu uglavnom miješanjem vodenih masa; molekularna toplinska vodljivost je zanemariva. Osim toga, tu ulogu igra dublji prodor zračenja u vodu, kao i veći toplinski kapacitet vode u odnosu na kopno. Stoga se dnevna i godišnja kolebanja temperature protežu do većih dubina u vodi nego na kopnu: dnevno - do desetaka metara, godišnje - do stotina metara. Kao rezultat toga, toplina koja dolazi i odlazi na zemljinu površinu raspoređuje se u tanjem sloju kopna od vodene površine. To znači da bi dnevna i godišnja kolebanja temperature na površini kopna trebala biti mnogo veća nego na površini vode. Budući da se zrak zagrijava sa zemljine površine, uz istu vrijednost sunčevog zračenja ljeti i danju, temperatura zraka nad kopnom bit će viša nego nad morem, i obrnuto zimi i noću.

Heterogenost površine kopna također utječe na uvjete njegova zagrijavanja. Vegetacijski pokrov sprječava jako zagrijavanje tla danju i smanjuje njegovo hlađenje noću. Snježni pokrivač štiti tlo od prekomjernog gubitka topline zimi. Time će se smanjiti dnevne temperaturne amplitude ispod vegetacijskog pokrova. Kombinirani učinak vegetacije ljeti i snježnog pokrivača zimi smanjuje godišnju temperaturnu amplitudu u odnosu na golu površinu.

Krajnje granice kolebanja temperature kopnene površine su sljedeće. U suptropskim pustinjama temperatura može porasti do +80 °, a na snježnoj površini Antarktika može pasti do -90 °.

Na površini vode momenti maksimuma i minimuma temperature u dnevnom i godišnjem ciklusu pomaknuti su u odnosu na kopno. Dnevni maksimum javlja se oko 15-16 sati sat, barem u 2-3 sat nakon izlaska sunca. Najviša godišnja površinska temperatura oceana javlja se u kolovozu na sjevernoj hemisferi, a godišnja minimalna u veljači. Najviša opažena temperatura površine oceana je oko 27°, površina bazena unutarnjih voda je 45°; minimalna temperatura je -2 odnosno -13°.

Toplinski režim atmosfere.Promjene temperature zraka uvjetovane su nekoliko razloga: sunčevo i terestričko zračenje, molekularna toplinska vodljivost, isparavanje i kondenzacija vodene pare, adijabatske promjene i prijenos topline sa zračnom masom.

Za niže slojeve atmosfere neposredna apsorpcija sunčevog zračenja je od male važnosti, mnogo je značajnija njihova apsorpcija dugovalnog zemaljskog zračenja. Molekularna toplinska vodljivost zagrijava zrak u neposrednoj blizini zemljine površine. Pri isparavanju vode troši se toplina, pa se zrak hladi, pri kondenzaciji vodene pare oslobađa se toplina i zrak se zagrijava.

Ima veliki utjecaj na raspodjelu temperature zraka adijabatska promjena njegova, tj. promjena temperature bez izmjene topline s okolnim zrakom. Dižući se zrak širi; rad se troši na ekspanziju, što dovodi do smanjenja temperature. Kada se zrak spušta, događa se obrnuti proces. Suhi zrak ili zrak koji nije zasićen vodenom parom hladi se adijabatski svakih 100 m porasti za 1°. Zrak zasićen vodenom parom hladi se dizanjem za manji iznos (u prosjeku za 0°.6 na 100 m porast), jer u ovom slučaju dolazi do kondenzacije vodene pare, što je popraćeno oslobađanjem topline.

Posebno veliki utjecaj na toplinski režim atmosfere ima prijenos topline uz zračnu masu. Kao rezultat opće cirkulacije atmosfere, stalno se događa vertikalno i horizontalno kretanje zračnih masa, koje zahvaćaju cijelu debljinu troposfere i prodiru čak i u niže slojeve stratosfere. Prvi se zove konvekcija, drugi - advekcija. To su glavni procesi koji određuju stvarni raspored temperature zraka na površini kopna i mora te na različitim nadmorskim visinama. Adijabatski procesi samo su fizikalna posljedica promjena temperature u zraku koji se kreće prema zakonima atmosferskog kruženja. O ulozi prijenosa topline zajedno sa zračnom masom može se suditi prema činjenici da je količina topline koju zrak prima kao rezultat konvekcije 4000 puta veća od topline koju prima zračenje s površine zemlje, a 500 000 puta veća

nego toplina dobivena molekularnim toplinskim provođenjem. Na temelju jednadžbe stanja plinova temperatura bi trebala padati s visinom. Međutim, pod posebnim uvjetima grijanja i hlađenja zraka, temperatura može rasti s visinom. Ova pojava se zove temperaturna inverzija. Inverzija nastaje kada je zemljina površina jako ohlađena kao posljedica zračenja, kada hladni zrak struji u depresije i kada se zrak kreće prema dolje u slobodnoj atmosferi, tj. iznad razine trenja. Temperaturne inverzije igraju veliku ulogu u atmosferskoj cirkulaciji i utječu na vrijeme i klimu. Dnevna i godišnja varijacija temperature zraka ovisi o varijaciji Sunčevog zračenja. Međutim, početak maksimalnih i minimalnih temperatura kasni za maksimumom i minimumom sunčevog zračenja. Nakon podneva dotok topline sa Sunca počinje opadati, ali temperatura zraka još neko vrijeme raste, jer se gubitak sunčevog zračenja nadoknađuje emisijom topline s površine zemlje. Noću se pad temperature nastavlja do izlaska sunca zbog zemaljskog toplinskog zračenja (slika 11). Sličan obrazac vrijedi i za godišnju temperaturnu varijaciju. Amplituda kolebanja temperature zraka manja je od one na zemljinoj površini, a s udaljavanjem od površine amplituda kolebanja prirodno opada, a trenuci maksimalne i minimalne temperature sve više kasne. Veličina dnevnih kolebanja temperature opada s povećanjem geografske širine i povećanjem naoblake i padalina. Nad vodenom površinom amplituda je znatno manja nego nad kopnom.

Kad bi zemljina površina bila homogena, a atmosfera i hidrosfera mirovale, tada bi raspodjelu topline po površini određivao samo dotok sunčevog zračenja, a temperatura zraka postupno bi padala od ekvatora prema polovima, ostajući isto na svakoj paraleli. Ova temperatura se zove solarni.

Stvarne temperature ovise o prirodi površinske i međugeografske izmjene topline i značajno se razlikuju od solarnih temperatura.Prosječne godišnje temperature na različitim geografskim širinama u stupnjevima prikazane su u tablici. 1.

Vizualni prikaz raspodjele temperature zraka na zemljinoj površini prikazan je kartama izotermi – crtama koje povezuju točke s istim temperaturama (sl. 12, 13).

Kao što se može vidjeti na kartama, izoterme jako odstupaju od paralela, što se objašnjava nizom razloga: nejednakim zagrijavanjem kopna i mora, prisutnošću toplih i hladnih morskih struja, utjecajem opće cirkulacije atmosfere (npr. na primjer, zapadni transport u umjerenim geografskim širinama), utjecaj reljefa (učinak barijere na kretanje zraka planinskih sustava, nakupljanje hladnog zraka u međuplaninskim bazenima itd.), veličina albeda (na primjer, veliki albedo snijega -ledena površina Antarktika i Grenlanda).

Apsolutna maksimalna temperatura zraka na Zemlji promatra se u Africi (Tripoli) - oko +58 °. Apsolutni minimum zabilježen je na Antarktici (-88°).

Na temelju raspodjele izotermi identificiraju se toplinske zone na zemljinoj površini. Tropi i polarni krugovi, koji ograničavaju zone s oštrom promjenom režima osvjetljenja (vidi Poglavlje 1), u prvoj su aproksimaciji granice promjene toplinskog režima. Budući da se stvarne temperature zraka razlikuju od solarnih, karakteristične izoterme se uzimaju kao toplinske zone. Takve su izoterme: godišnja 20° (granica izraženih godišnjih doba i male amplitude temperature), najtopliji mjesec 10° (granica šume) i najtopliji mjesec 0° (granica vječnog mraza).

Između godišnjih izotermi od 20° obiju hemisfera nalazi se vruća zona, između godišnje izoterme od 20° i izoterme

Broj pregleda: 873

Njegova veličina i promjena na površini koja se izravno zagrijava sunčevim zrakama. Kada se zagrije, ova površina prenosi toplinu (u dugovalnom području) kako u slojeve ispod tako iu atmosferu. Sama površina se zove aktivna površina.

Maksimalna vrijednost svih elemenata toplinske bilance opaža se oko podneva. Iznimka je maksimalna izmjena topline u tlu, koja se događa ujutro. Maksimalne amplitude dnevne varijacije komponenti toplinske bilance opažene su ljeti, a minimalne zimi.

U dnevnoj varijaciji površinske temperature, suho i bez vegetacije, za vedrog dana maksimum se javlja nakon 14 sati, a minimum je oko izlaska sunca. Naoblaka može poremetiti dnevni temperaturni obrazac, uzrokujući pomak maksimuma i minimuma. Površinska vlažnost i vegetacija imaju veliki utjecaj na kretanje temperature.

Maksimalne dnevne temperature na površini mogu biti +80 o C ili više. Dnevna kolebanja dosežu 40 stupnjeva. Veličina ekstremnih vrijednosti i amplitude temperature ovise o geografskoj širini mjesta, godišnjem dobu, naoblaci, toplinskim svojstvima površine, njezinoj boji, hrapavosti, prirodi vegetacijskog pokrova i orijentaciji (ekspoziciji) padina.

Širenje topline s aktivne površine ovisi o sastavu temeljne podloge, a bit će određeno njezinim toplinskim kapacitetom i toplinskom vodljivošću. Na površini kontinenata temeljni supstrat je tlo, u oceanima (morima) to je voda.

Tla općenito imaju manji toplinski kapacitet od vode i veću toplinsku vodljivost. Stoga se zagrijavaju i hlade brže od vode.

Potrebno je vrijeme za prijenos topline iz sloja u sloj, a trenuci početka maksimalne i minimalne vrijednosti temperature tijekom dana odgađaju se za oko 3 sata na svakih 10 cm. Što je sloj dublji, prima manje topline i slabija su temperaturna kolebanja u njemu. Amplituda dnevnih kolebanja temperature s dubinom smanjuje se 2 puta za svakih 15 cm. Na prosječnoj dubini od oko 1 m dnevne fluktuacije temperature tla "odumiraju". Sloj u kojem se zaustavljaju naziva se sloj stalne dnevne temperature.

Što je dulje razdoblje temperaturnih kolebanja, to se dublje šire. Tako se u srednjim geografskim širinama sloj stalne godišnje temperature nalazi na dubini od 19-20 m, u visokim geografskim širinama - na dubini od 25 m, au tropskim geografskim širinama, gdje su godišnje temperaturne amplitude male - na dubini od 5-10 m. Trenuci početka maksimalnih i minimalnih temperatura tijekom godina kasne u prosjeku 20-30 dana po metru.

Temperatura u sloju stalne godišnje temperature približna je srednjoj godišnjoj temperaturi zraka iznad površine.