Суточный и годовой ход температуры воздуха у земной поверхности. Суточные и годовые изменения температура над материками и морями Температура воздуха ее суточный и годовой ход

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

Суточная амплитуда температуры воздуха (разница между максимальной и минимальной температурами воздуха в течение суток) выше на суше, чем над океаном; уменьшается при движении в высокие широты, (наибольшая в тропических пустынях – до 400 С) и, возрастает в местах с оголенной почвой. Величина суточной амплитуды температуры воздуха – это один из показателей континентальности климата. В пустынях она намного больше, чем в районах с морским климатом.

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

Теоретически можно было бы ожидать, что суточная амплитуда, т. е. разница наивысшей и наинизшей температур, будет наибольшей около экватора, потому что там солнце днем стоит гораздо выше, чем в более высоких широтах, и в полдень в дни равноденствия достигает даже зенита, т. е. посылает вертикальные лучи и, следовательно, дает наибольшее количество тепла. Но этого в действительности не наблюдается, так как, кроме широты, на суточную амплитуду влияют и многие другие факторы, от совокупности которых зависит величина последней. В этом отношении имеет огромное значение положение местности относительно моря: представляет ли данная область сушу, отдаленную от моря, или же близко лежащую к морю местность, например остров. На островах благодаря смягчающему влиянию моря амплитуда незначительна, еще менее она на морях, океанах, в глубине же материков она гораздо более, причем величина амплитуды возрастает от берегов внутрь континента. В то же время амплитуда зависит и от времени года: летом она больше, зимой меньше; разница объясняется тем, что летом солнце стоит выше, чем зимой, да и продолжительность летнего дня гораздо более зимнего. Далее, на суточную амплитуду оказывает влияние облачность: она умеряет разницу температур дня и ночи, задерживая тепло, лучеиспускаемое землей ночью, и в то же время умеряя действие солнечных лучей.

Самая значительная суточная амплитуда наблюдается в пустынях и на высоких плоскогорьях. Горные породы пустынь, совершенно лишенные растительности, сильно накаляются в течение дня и быстро излучают за ночь всю полученную днем теплоту. В Сахаре суточная амплитуда воздуха наблюдалась в 20-25° и больше. Бывали случаи, когда после высокой дневной температуры ночью даже замерзала вода, и температура падала на поверхности земли ниже 0°, а в северных, частях Сахары даже до -6,-8°, поднимаясь днем гораздо выше 30°.

Значительно меньше суточная амплитуда в местностях, покрытых богатой растительностью. Здесь часть теплоты, получаемой за день, тратится на испарение растениями влаги, и, кроме того, растительный покров защищает землю от непосредственного нагревания, задерживая в то же время излучение ночью. На высоких плоскогорьях, где воздух значительно разрежен, ночью-приходо-расходный баланс тепла резко отрицателен, а днем резко положителен, поэтому суточная амплитуда здесь иногда больше, чем в пустынях. Например, Пржевальский во время своего путешествия в Центральной Азии наблюдал в Тибете суточное колебание температуры воздуха, даже до 30°, а на высоких плоскогорьях южной части Северной Америки (в Колорадо и Аризоне) суточные колебания, как показали наблюдения, достигали 40°. Незначительные колебания суточной температуры наблюдаются: в полярных странах; например, на Новой Земле амплитуда не превышает в среднем 1-2 даже летом. На полюсах и вообще в высоких, широтах, где солнце совсем не показывается в течение суток или месяцев, в это время нет совершенно суточных колебаний температур. Можно сказать, что суточный ход температуры сливается на полюсах с годовым и зима представляет ночь, а лето - день. Исключительный интерес в этом отношении представляют наблюдения советской дрейфующей станции «Северный полюс».

Таким образом, наивысшую суточную амплитуду мы наблюдаем: не у экватора, где она около 5° на суше, а ближе к тропику северного полушария, так как именно здесь материки имеют самое большое протяжение, и здесь же расположены величайшие пустыни, и плоскогорья. Годовая амплитуда температуры зависит, главным образом, от широты места, но, в противоположность суточной, годовая амплитуда увеличивается по мере удаления от экватора к полюсу. Вместе с тем на годовую амплитуду оказывают влияние все те факторы, с которыми мы уже имели дело при рассмотрении суточных амплитуд. Точно так же колебания увеличиваются с удалением от моря в глубь материка, и наиболее значительные амплитуды наблюдаются, например, в Сахаре и в Восточной Сибири, где амплитуды еще значительнее, потому что здесь играют роль оба фактора: континентальность климата и высокая широта, тогда как в Сахаре амплитуда зависит, главным образом, от континентальности страны. Кроме того, колебания зависят и от топографического характера местности. Чтобы убедиться, насколько этот последний фактор играет значительную роль в изменении амплитуды, достаточно рассмотреть колебания температуры на юрах и в долинах. Летом, как известно, температура уменьшается с высотой довольно быстро, поэтому на одиноко стоящих вершинах, окруженных со всех сторон холодным воздухом, температура значительно ниже, чем в долинах, сильно нагреваемых летом. Зимой же, наоборот, холодные и плотные слои воздуха располагаются в долинах, и температура воздуха повышается с высотой до известного предела, так что отдельные небольшие вершины иногда являются зимой как бы тепловыми островами, тогда как летом - более холодными пунктами. Следовательно, годовая амплитуда, или разница между температурами зимы и лета, в долинах значительнее, чем на горах. Окраины плоскогорий находятся в тех же условиях, как отдельные горы: окруженные холодным воздухом, они в то же время получают меньше тепла сравнительно с плоскими, равнинными местностями, так что и амплитуда их не может быть значительной. Условия нагревания центральных частей плоскогорий уже иные. Сильно нагреваясь летом благодаря разреженности воздуха, они сравнительно с отдельно стоящими горами излучают тепла гораздо меньше, потому что окружены нагретыми же частями плоскогорья, а не холодным воздухом. Поэтому летом температура на плоскогорьях может быть очень высока, зимой же плоскогорья теряют много тепла путем лучеиспускания вследствие разреженности воздуха над ними, и естественно, что здесь наблюдаются очень сильные температурные колебания.

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

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

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

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

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

Лукас Рейн Ученик (237) 1 год назад

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

Juliette Ученик (237) 1 год назад

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Страница 1 из 2

РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ОСАДКОВ НА ЗЕМЛЕ

Атмосферные осадки на земной поверхности распределяются очень неравномерно. Одни территории страдают от избытка влаги, другие - от ее недостатка. Наибольшее количество атмосферных осадков зарегистрировано в Чер-рапунджи (Индия) - 12 тыс. мм в год, наименьшее -- в Аравийских пустынях, около 25 мм в год. Количество осадков измеряется толщиной слоя в мм, который образовался бы при отсутствии стока, просачивания или испарения воды. Распределение осадков на Земле зависит от целого ряда причин:

а) от размещения поясов высокого и низкого давления. На экваторе и в умеренных широтах, где формируются области низкого давления, осадков выпадает много. В этих областях нагретый от Земли воздух становится легким и поднимается вверх, где он встречается с более холодными слоями атмосферы, охлаждается, и водяной пар превращается в капельки воды и выпадает на Землю в виде осадков. В тропиках (30-е широты) и полярных широтах, где образуются области высокого давления, преобладают нисходящие воздушные токи. Холодный воздух, опускающийся из верхних слоев тропосферы, содержит мало влаги. При опускании он сжимается, нагревается и становится еще суше. Поэтому в областях повышенного давления над тропиками и у полюсов осадков выпадает мало;

Страница 2 из 2

б) распределение осадков зависит также и от географической широты. На экваторе и в умеренных широтах выпадает много осадков. Однако земная поверхность на экваторе прогревается больше, чем в умеренных широтах, поэтому восходящие потоки на экваторе значительно мощнее, чем в умеренных широтах, а следовательно, сильнее и обильнее осадки;

в) распределение осадков зависит от положения местности относительно Мирового океана, так как именно оттуда приходит основная доля водяных паров. Например, в Восточной Сибири осадков выпадает меньше, чем на Восточно-Европейской равнине, так как Восточная Сибирь удалена от океанов;

г) распределение осадков зависит от близости местности к океаническим течениям: теплые течения способствуют выпадению осадков на побережьях, а холодные препятствуют. Вдоль западных берегов Южной Америки, Африки и Австралии проходят холодные течения, что привело к формированию пустынь на побережьях; д) распределение осадков зависит также от рельефа. На склонах горных цепей, обращенных к влажным ветрам с океана, влаги выпадает заметно больше, чем на противоположных, - это ясно прослеживается в Кордильерах Америки, на восточных склонах гор Дальнего Востока, на южных отрогах Гималаев. Горы препятствуют движению влажных воздушных масс, а равнина способствует этому.

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

Давление

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

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

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

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

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

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

Распределение

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

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

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

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

Воздушные массы и фронты

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Признаки антициклона:

Ясная или малооблачная погода

Отсутствие ветра

Отсутствие осадков

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

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

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

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

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

Вертикальный разрез тропического циклона

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Ещё одной особенностью суточного хода температуры можно считать отсутствие сезонной изменчивости у суточного максимума температуры. Весь год он наблюдается в 13-15 часов. И наличие суточного хода у суточного минимума температуры. В холодную часть года он наблюдается в 5-8 часов, в тёплую половину года - в 3-5 часов. Существенной характеристикой суточного хода температуры воздуха является разность температуры самого тёплого и самого холодного часа - амплитуда. Эта разность постепенно увеличивается с 2,6° в декабре до 6,3° в сентябре, когда ночи уже бывают по-осеннему прохладными, а дни по-летнему жаркими.

Диапазон изменения средних суточных температур воздуха на протяжении года составил от -12,9° до +32°. Анализируя (табл. 2.6), видим самый холодный месяц года - январь, самый тёплый - август.

Отрицательная средняя суточная температура воздуха наблюдается в районе Туапсе в январе, феврале, марте, ноябре и декабре. За исследуемый период наблюдалось 413 суток с отрицательной средней суточной температурой, в том числе 159 - в январе, 127 - в феврале, 44 - в марте, 15 - в ноябре и 68 - в декабре. Средняя суточная температура воздуха в пределах 16,1-17° наблюдается в районе Туапсе за исключением января. Средняя суточная температура 15,1°-16° кроме января не наблюдается еще и в июле. И еще интересно, средняя суточная температура в пределах 11,1°-15° наблюдается круглый год за исключением июля и августа.

Средняя суточная температура воздуха выше 25° наблюдается в районе Туaпсе в период с мая по сентябрь. Всего за исследуемый период было отмечено 454 дня со средней суточной температурой выше 25°, в том числе 1 день в мае, 16 дней в июне, 191 день в июле, 231 день в августе и 15 дней в сентябре. Температура воздуха не остаётся неизменной, а из года в год испытывает большие колебания, поэтому даты устойчивого перехода её через различные пределы значительно отклоняются от средней многолетней даты. Так, в отдельные тёплые вёсны может не наблюдаться устойчивого перехода средней суточной температуры воздуха через 20°, а переход через 15 и 20° происходит на месяц раньше. В другие годы наоборот весна бывает холодной и только к концу июня средняя суточная температура достигает 15°.

Таким образом, в районе Туапсе в среднем наблюдается 131 день со средне суточной температурой воздуха ниже 10°, 74 дня со средней суточной температурой 10-15°, 74 дня со средней суточной температурой 15-20° и 66 дней со средней суточной температурой выше 20°.

В период, когда средняя суточная температура воздуха бывает ниже 10° могут наблюдаться дни морозов.

И, хотя устойчивого морозного периода в описываемом районе нет, при вторжении на побережье холодных масс воздуха, температура ежегодно понижается до отрицательных значений.

Таблица 2.6 Суточный ход температуры воздуха

Суточ. амплит.

Обычно морозы начинаются во второй-третьей декаде ноября, а прекращаются в первой - второй декаде марта. Днём с морозом считается такой, в котором хотя бы в один из сроков наблюдений температура по минимальному термометру была 0° и ниже 11, с. 115 - 125.

Характерной особенностью холодного периода является то, что даже в относительно холодные дни, когда средняя суточная температура воздуха бывает отрицательной, часто в дневные часы наблюдаются оттепели и максимальная температура воздуха бывает положительной. Непрерывность морозных периодов постоянно нарушается оттепелями.

Остановимся подробнее также на характере распределения жарких дней в районе Туапсе (табл. 2.7). Дни со средней суточной температурой от 20,1-до 25° можно отнести к умеренно жарким, а со средней суточной температурой выше 25° - к жарким. Заметим, что в дни,- когда средняя суточная температура воздуха бывает 20° и выше, наблюдённая днём достигает 30-35°, а иногда и выше.

Таблица 2. 7 Повторяемость периодов с жаркими днями различной продолжительности

Наблюдаются жаркие дни в период с мая по сентябрь, но преимущественно в июле и августе. Так, за 35 лет в районе Туапсе наблюдалась 2741 день с умеренно жаркой погодой и 454 жарких дня, в том числе 422 жарких дня наблюдались в июле и августе. За весь период наблюдений только три раза средняя суточная температура воздуха была выше 30°.

Дни, в которые температура воздуха бывает выше 19°С, а упругость водяного пара выше 18,8 мб, можно отнести к дням с душной погодой. В (табл. 2.8), случаи с душной погодой выделены. Душная погода в районе Туапсе наблюдается в теплую часть года и ночью и днем, причем ночью на душную погоду приходится 38 % случаев, а днем - 60 % случаев. Наибольшая вероятность душной погоды ночью - про достижении температуры воздуха 21-23° при относительной влажности 81-90 %. Днем погода бывает душной обычно при температуре воздуха 25-27° и влажности воздуха 61-80 %.

Таблица 2.8 Повторяемость (%) различных значений температуры воздуха при определенных величинах относительной влажности в июле (1969-1978 гг.).


Температура воздуха, °С

Следует обратить внимание на то, что в районе Туапсе высокая влажность воздуха может наблюдаться и в холодное время года. И сочетание низкой температуры и высокой влажности воздуха организмом человека воспринимается очень тяжело. При этом очень остро ощущается холод, трудно согреться. Кроме того, холодная погода воспринимается организмом человека по-разному в тихую и ветреную погоду. Сочетание отрицательной температуры воздуха с сильным ветром как бы удваивает ощущение холода. В районе Туапсе такое сочетание бывает в холодный период года при сильных северо-восточных ветрах.

В среднем за период с апреля по ноябрь в районе Туапсе наблюдалось около 91 дня с умеренно жаркой и жаркой погодой, в том числе 56 дней из них приходятся на июль и август.

В повседневной жизни особую важность для человека приобретают ежедневные температуры.

Самая низкая средняя суточная температура воздуха в Туапсе отмечается в период с 14 января по 10 февраля. В наиболее суровом за период исследования январе 1972 года 14 и 15 числа средняя суточная температура воздуха была ниже -11°, а 13 января 1964 года наблюдалась самая низкая средняя суточная температура и составила -12,6°. Такое понижение температуры воздуха с возникновением боры - сильного северо-восточного ветра. Отрицательная средняя суточная температура воздуха может наблюдаться в исследуемом районе в январе, феврале, марте и декабре.

Благодаря активной зимней циклонической деятельности весьма часто на Черное море поступают теплые воздушные массы с юга. Отметим, что средняя суточная температура воздуха, например в январе, может изменяться в пределах от -12,6° до 14,4°, а в феврале - от -10,3° до 15,3°. Т.е. и в зимние месяцы в районе Туапсе могут наблюдаться теплые солнечные дни.

Устойчивое и сначала медленное повышение средней суточной температуры воздуха начинается с конца марта и продолжается до июля. Для весенних месяцев характерна смена относительно жарких дней относительно холодными. Так, с 29 апреля по 1 мая 1986 года средняя суточная температура была на 7-9° выше средней многолетней температуры, а с 5 по 9 мая этого же года она упала на 6-7° ниже средней многолетней. Такие резкие перепады температуры обычно сопровождаются различными стихийными явлениями (ливнями, снегопадами в горах, паводками на реках) и отрицательно отражаются на здоровье людей.

Теплый период года в районе Туапсе начинается с 17 июня и продолжается до 10 сентября. Наиболее высокой средняя многолетняя температура каждого дня бывает с 14 июля по 24 августа и удерживается она в пределах 23,0-24,1°. Этот период года можно считать жарким и в отдельные годы и дни этого периода средняя суточная температура достигает и превышает 25°.

В отдельные годы и этого теплого периода бывает средняя суточная температура воздуха ниже 20°. В последней декаде августа нередко происходит резкое понижение температуры, сопровождаемое интенсивными ливнями. Так было в 1960, 1966, 1978 и 1980 годах, причем в 1980 году минимум температуры составил 10,2°.

Бывают случаи, когда важно знать закономерности распределения не только отдельных метеорологических элементов, но и их комплексов. Важную роль в формировании термического режима играет адвекция теплых или холодных воздушных масс. Характер адвекции зависит от направления воздушных масс. Комплексная обработка температуры воздуха и ветра - термические розы - дает возможность проследить влияние ветра на температуру воздуха.

В зимние месяцы (январь, февраль и декабрь) воздушные массы, пришедшие с северной половины горизонта - холодные, а с южной половины горизонта - теплые. Почти одинаковы розы марта и ноября. В оба месяца холодные массы воздуха приходят с северо-восточной половины горизонта, а теплые - с южной и юго-западной. Только в ноябре понижение и повышение температуры боле выражено, нежели в марте. Интересна роза апреля. Некоторое повышение температуры происходит лишь при восточном и западном переносе. Ветры остальных румбов приносят в район Туапсе холодный воздух. Заметим, что в апреле вода в море еще не прогрелась, поэтому воздушные массы над морем холоднее. Мало отличается от апрельской роза мая. Правда в мае, кроме западных и восточных ветров, теплый воздух приносят северо-западные и северные ветры. Интересна роза июня. В июне ветры северные, северо-восточные и юго-восточные приносят холодные массы воздуха, ветры восточные и южные - нейтральны, а ветры юго-западные, западные и северо-западные приходят с теплыми массами воздуха. Летом, когда ветры бывают слабее, чем в зимние месяцы, их влияние на температурный режим сказывается меньше. Розы июля, августа и сентября мало отличаются друг от друга. В летние месяцы ветры от севера до юго-востока приходят с относительно холодными массами воздуха, а ветры от юга до запада, наоборот, с теплыми массами воздуха. Роза октября мало отличается от роз зимних месяцев, но несколько иначе ориентирована 11, с. 125 - 131.

Большое практическое значение имеет комплексное изучение температуры и влажности воздуха. Комплексная характеристика для июля раздельно по двум периодам суток: с 9 до 18 часов - день и с 21 до 06 часов - ночь. Обработка данных производилась по градациям температуры воздуха через 2°, а относительной влажности воздуха - через 10%. Материала взяты за 10 лет (1969-1978 гг.).

В районе Туапсе могут наблюдаться аномальные в температурном отношении годы, сезоны, месяцы. На годы со всеми четырьмя нормальными сезонами приходится всего около 3 % всех лет исследуемого периода, на годы с одним аномальным сезоном - 21 %, с двумя аномальными сезонами - 35 %, с тремя аномальными сезонами - 28 % и со всеми четырьмя аномальными сезонами - 10 %. Такие полностью аномальные годы это: 1924, 1938, 1948, 1953, 1962, 1963, 1966, 1972, 1981 и 1984.

атмосфера турбулентный циркуляция воздух