Igapäevane ja aastane tsükkel. Päevane ja aastane temperatuurimuutus

Õhutemperatuuri päevane kurss on õhutemperatuuri muutus päeva jooksul. Üldiselt peegeldab see temperatuuri kulgu maa pind, kuid maksimumide ja miinimumide saabumise hetked on mõnevõrra hilised: maksimum saabub kell 14.00, miinimum pärast päikesetõusu.

Õhutemperatuuri päevane amplituud- ööpäevase maksimaalse ja minimaalse õhutemperatuuri erinevus. Maal on see kõrgem kui ookeani kohal, kõrgetele laiuskraadidele liikudes väheneb ja palja pinnasega kohtades suureneb. Kõrgeim amplituud troopilistes kõrbetes on kuni 40º C. Õhutemperatuuri ööpäevase amplituudi väärtus on üks kliima kontinentaalsuse näitajaid. Kõrbetes on see palju suurem kui merelise kliimaga piirkondades.

Õhutemperatuuri aastane kõikumine(kuu keskmise temperatuuri muutus aastaringselt) määrab eelkõige paiga laiuskraad. Õhutemperatuuri aastane amplituud- kuu maksimaalse ja minimaalse keskmise temperatuuri erinevus.

Õhutemperatuuri geograafilist jaotust näidatakse kasutades isoterm- jooned, mis ühendavad kaardil sama temperatuuriga punkte. Õhutemperatuuri jaotus on tsooniline, aastased isotermid on üldjuhul alalaiusalaga ja vastavad kiirgusbilansi aastasele jaotusele (joon. 10, 11).

Aasta keskmiselt on kõige soojem paralleel 10º N. temperatuuriga +27º C – see on termiline ekvaator. Suvel nihkub termiline ekvaator 20º N, talvel läheneb ekvaatorile 5º N.

Riis. 10. Juuli keskmise õhutemperatuuri jaotus

Riis. 11. Jaanuari keskmise õhutemperatuuri jaotus

Termilise ekvaatori nihkumine põhjaterritooriumil on seletatav sellega, et põhjaterritooriumil on madalatel laiuskraadidel asuv maismaa UP-ga võrreldes suurem ja seal on aastaringselt kõrgemad temperatuurid.

Soojus jaotub üle maapinna tsooniliselt ja piirkondlikult. Pealegi geograafiline laiuskraad, temperatuuride jaotumist Maal mõjutavad maa ja mere jaotuse iseloom, reljeef, maastiku kõrgus merepinnast, mere- ja õhuvoolud.

Aastaste isotermide laiuskraadide jaotumist häirivad soojad ja külmad hoovused. IN parasvöötme laiuskraadid ah SP soojade hoovuste poolt uhutud läänekaldad on soojemad kui idakaldad, mida mööda kulgevad külmad hoovused. Järelikult painduvad isotermid läänerannikul pooluse poole ja piki idarannikut ekvaatori poole.

SP aasta keskmine temperatuur on +15,2ºС ja SP on +13,2ºС. SP-s on minimaalsed temperatuurid palju madalamad; Sovetskaja ja Vostoki jaamades registreeriti temperatuur –89,2º C (ÜP absoluutne miinimum). Minimaalne temperatuur pilvitu ilmaga Antarktikas võib langeda –93º C-ni. Kõrgeimad temperatuurid on troopilise vööndi kõrbetes: Tripolis +58ºC, Californias Death Valleys registreeritakse temperatuur +56,7ºC.

Kaardid annavad aimu, kui palju mõjutavad mandrid ja ookeanid temperatuuride jaotumist. isomaalne(isomaalid on jooned, mis ühendavad samade temperatuurianomaaliatega punkte). Anomaaliad on tegelike temperatuuride kõrvalekalded keskmiste laiuskraadide temperatuuridest. Anomaaliad võivad olla positiivsed või negatiivsed. Positiivseid kõrvalekaldeid täheldatakse suvel kuumadel mandritel. Aasia kohal on temperatuur 4ºC kõrgem kui keskmistel laiuskraadidel.Talvel on positiivsed anomaaliad soojade hoovuste kohal (sooja Põhja-Atlandi hoovuse kohal Skandinaavia ranniku lähedal on temperatuur 28ºC üle normi). Negatiivsed anomaaliad ilmnevad talvel jahtunud mandrite kohal ja suvel külmade hoovuste korral. Näiteks Oymyakonis on talvel temperatuur 22ºC normist madalam.

Maal eristatakse järgmist: termorihmad(isoterme võetakse termiliste tsoonide piirideks):

1. Kuum, on igal poolkeral piiratud aastase +20ºC isotermiga, mis möödub 30ºC lähedalt. w. ja S.

2. Kaks parasvöötme tsoonid , mis jäävad mõlemal poolkeral kõige soojema kuu (vastavalt juuli või jaanuar) aastase isotermi +20ºC ja +10ºC vahele.

3. Kaks külmavööd, järgib piir kõige soojema kuu 0º C isotermi. Mõnikord on alad esile tõstetud igavene pakane, mis paiknevad pooluste ümber (Shubaev, 1977).

Seega:

1. Ainus energiaallikas, millel on GO eksogeensete protsesside kulgemise jaoks praktiline tähtsus, on Päike. Päikeselt pärinev soojus siseneb kosmosesse kiirgusenergia kujul, mille seejärel Maa neelab ja muundatakse soojusenergiaks.

2. Päikesekiir oma teel on allutatud paljudele mõjudele (hajumine, neeldumine, peegeldus) erinevaid elemente keskkond, millesse see tungib, ja pinnad, millele see langeb.

3. Levitamiseks päikesekiirgus mõju: Maa ja Päikese vaheline kaugus, päikesekiirte langemisnurk, Maa kuju (määrab ette kiirguse intensiivsuse vähenemise ekvaatorilt poolustele). See on termiliste vööndite kindlaksmääramise peamine põhjus ja järelikult ka kliimavööndite olemasolu põhjus.

4. Laiuskraadi mõju soojuse jaotusele reguleerivad mitmed tegurid: reljeef; maa ja mere jaotus; külma ja sooja merehoovuse mõju; atmosfääri tsirkulatsioon.

5. Päikese soojuse jaotust muudab veelgi keerulisemaks asjaolu, et vertikaalse jaotuse mustrid ja tunnused kattuvad kiirguse ja soojuse horisontaalse (piki maapinda) jaotumise mustritega.

Üldine ringlusõhkkond

Moodustub atmosfääris õhuvoolud erinevatest skaaladest. Need võivad katta kogu maakera ja kõrguselt - troposfääri ja madalamat stratosfääri või mõjutada ainult piiratud ala territooriumist. Õhuvoolud tagavad soojuse ja niiskuse ümberjaotumise madalate ja kõrgete laiuskraadide vahel ning kannavad niiskuse sügavale mandrile. Levikupiirkonna põhjal eristatakse atmosfääri üldise tsirkulatsiooni (GAC) tuuli, tsüklonite ja antitsüklonite tuuli ning kohalikke tuuli. Peamine põhjus Tuulte teke on rõhu ebaühtlane jaotumine planeedi pinnal.

Surve. Normaalne atmosfäärirõhk– 1 cm 2 ristlõikega atmosfäärisamba kaal ookeani tasandil temperatuuril 0ºС 45º laiuskraadil. Seda tasakaalustab 760 mm elavhõbedasammas. Normaalne atmosfäärirõhk on 760 mmHg ehk 1013,25 mb. Rõhku SI-s mõõdetakse paskalites (Pa): 1 mb = 100 Pa. Normaalne atmosfäärirõhk on 1013,25 hPa. Madalaim Maal täheldatud rõhk (merepinnal), 914 hPa (686 mm); kõrgeim on 1067,1 hPa (801 mm).

Rõhk väheneb kõrgusega, kui atmosfääri pealiskihi paksus väheneb. Vahemaa meetrites, mida tuleb tõsta või langetada, et atmosfäärirõhk muutuks 1 hPa võrra, nimetatakse rõhu staadium. Rõhutase kõrgusel 0–1 km on 10,5 m, 1–2 km – 11,9 m, 2–3 km – 13,5 m. Rõhutaseme väärtus sõltub temperatuurist: temperatuuri tõustes tõuseb see 0 võrra, 4 %. Soojas õhus on rõhutase kõrgem, seetõttu on kõrgetes kihtides atmosfääri soojades piirkondades suurem rõhk kui külmades. Rõhutaseme pöördväärtust nimetatakse vertikaalne rõhugradient on rõhu muutus kaugusühiku kohta (kaugusühikuks võetakse 100 m).

Rõhk muutub õhu liikumise tagajärjel - selle väljavool ühest kohast ja sissevool teise. Õhu liikumist põhjustab õhutiheduse (g/cm3) muutus, mis tuleneb aluspinna ebaühtlasest kuumenemisest. Võrdselt kuumutatud pinnal väheneb rõhk ühtlaselt kõrgusega ja isobaarsed pinnad(sama rõhuga punktidest läbi tõmmatud pinnad) paiknevad paralleelselt üksteise ja aluspinnaga. Kõrgrõhualadel on isobaarilised pinnad kumerad ülespoole, madalrõhualadel allapoole kumerad. Maapinnal näidatakse rõhku kasutades isobar– sama rõhuga punkte ühendavad jooned. Atmosfäärirõhu jaotust ookeani tasemel, mis on kujutatud isobaaride abil, nimetatakse bariline reljeef.

Atmosfääri rõhku maapinnal, selle jaotumist ruumis ja muutumist ajas nimetatakse surveväli. Kõrge ja madal rõhk, milleks rõhuväli on jagatud survesüsteemid.

Suletud baarisüsteemide hulka kuuluvad baric maksimumid (suletud isobaaride süsteem, mille keskel on kõrge rõhk) ja miinimumid (suletud isobaaride süsteem madala rõhuga keskel), suletud süsteemide hulka kuuluvad baric hari (kõrge rõhu riba baari maksimumist madalrõhuvälja sees), küna (madalrõhuriba kõrgrõhuvälja sees olevast baarilisest miinimumist) ja sadul (avatud isobaaride süsteem kahe baarilise maksimumi ja kahe miinimumi vahel). Kirjanduses leitakse mõiste "baariline depressioon" - madalrõhuvöö, mille sees võivad olla suletud rõhumiinimumid.

Surve maapinnale jaotub tsooniliselt. Ekvaatoril on aasta jooksul madalrõhuvöö - ekvatoriaalne depressioon(alla 1015 hPa) . Juulis liigub see põhjapoolkerale 15–20º põhjalaiust, detsembris lõunapoolkerale, 5º S laiuskraadile. Troopilistel laiuskraadidel (mõlema poolkera 35º ja 20º vahel) tõuseb rõhk aastaringselt - troopilised (subtroopilised) baarilised maksimumid(üle 1020 hPa). Talvel ilmub ookeanide ja maismaa kohale pidev kõrgrõhuvöönd (Assoorid ja Hawaii – SP; Atlandi ookeani lõunaosa, Vaikse ookeani lõunaosa ja India lõunaosa – SP). Suvel püsib suurenenud rõhk ainult ookeanide kohal, maismaal rõhk langeb ja tekivad termilised depressioonid (Iraan-Tara miinimum - 994 hPa). Põhjaterritooriumi parasvöötme laiuskraadidel moodustub suvel pidev vöö madal vererõhk, rõhuväli on aga ebasümmeetriline: UP parasvöötme ja subpolaarsetel laiuskraadidel on veepinna kohal aastaringselt madalrõhkkonna vöönd (Antarktika miinimum - kuni 984 hPa); põhjaregioonis väljenduvad mandri- ja ookeanisektorite vaheldumise tõttu baaride miinimumid ainult ookeanide kohal (Islandi ja Aleuudi - rõhk jaanuaris 998 hPa), talvel tekivad mandrite kohal baaride maksimumid tänu ranniku tugevale jahtumisele. pinnale. Polaarsetel laiuskraadidel Antarktika ja Gröönimaa jääkihtide kohal rõhk aastaringselt suurenenud– 1000 hPa (madalad temperatuurid – õhk on külm ja raske) (joon. 12, 13).

Nimetatakse stabiilseid kõrg- ja madalarõhualasid, milleks maapinnal barikaalväli laguneb atmosfääri toimekeskused. On territooriume, kus rõhk püsib aastaringselt konstantne (domineerivad üht tüüpi rõhusüsteemid, kas maksimumid või miinimumid), kus atmosfääri püsivad toimekeskused:

- ekvatoriaalne depressioon;

– Aleuudi miinimum (kirde keskmised laiuskraadid);

– Islandi miinimum (CP keskmised laiuskraadid);

– UP mõõdukate laiuskraadide madalrõhuvöönd (Antarktika madalrõhuvöönd);

– subtroopilised kõrgrõhuvööndid SP:

Assooride kõrgus (Atlandi ookeani põhjaosa kõrgus)

Hawaii kõrgus (Vaikse ookeani põhjaosa kõrgpunkt)

– UP subtroopilised kõrgrõhuvööndid:

Vaikse ookeani lõunaosa kõrge (Lõuna-Ameerika edelaosa)

Atlandi ookeani lõunaosa kõrge (St. Helena antitsüklon)

Lõuna-India maksimum (Mauritiuse antitsüklon)

– Antarktika maksimum;

– Gröönimaa maksimum.

Hooajalised survesüsteemid moodustuvad, kui rõhk muutub aastaaegade lõikes: baarilise maksimumi asemele ilmub baariline miinimum ja vastupidi. Hooajalised survesüsteemid hõlmavad järgmist:

– suvine Lõuna-Aasia miinimum keskpunktiga umbes 30º N. (997 hPa)

- Aasia talvine maksimum, mille keskpunkt on Mongoolia (1036 hPa)

– suvine Mehhiko madal (Põhja-Ameerika depressioon) – 1012 hPa

- Põhja-Ameerika ja Kanada talvised maksimumid (1020 hPa)

– suvised (jaanuari) lohud Austraalia, Lõuna-Ameerika ja Lõuna-Aafrika kohal annavad talvel järele Austraalia, Lõuna-Ameerika ja Lõuna-Aafrika antitsüklonitele.

Tuul. Horisontaalne rõhugradient.Õhu liikumist horisontaalsuunas nimetatakse tuuleks. Tuult iseloomustab kiirus, tugevus ja suund. Tuule kiirus on vahemaa, mille õhk läbib ajaühikus (m/s, km/h). Tuule jõud on rõhk, mida õhk avaldab 1 m 2 suurusele alale, mis asub liikumisega risti. Tuule tugevus määratakse kg/m2 või Beauforti skaala punktides (0 punkti - tuulevaikus, 12 - orkaan).

Tuule kiirus määratakse horisontaalne rõhugradient– rõhu muutus (rõhulangus 1 hPa võrra) distantsiühiku (100 km) kohta rõhu languse suunas ja risti isobaaridega. Lisaks baromeetrilisele gradiendile mõjutavad tuult Maa pöörlemine (Coriolise jõud), tsentrifugaaljõud ja hõõrdumine.

Coriolise jõud suunab tuule gradiendi suunast paremale (üles vasakule). Tsentrifugaaljõud mõjub tuulele suletud survesüsteemides – tsüklonites ja antitsüklonites. See on suunatud piki trajektoori kõverusraadiust selle kumeruse suunas. Õhu hõõrdejõud maapinnale vähendab alati tuule kiirust. Hõõrdumine mõjutab alumist, 1000-meetrist kihti, nn hõõrdekiht. Õhu liikumist hõõrdumise puudumisel nimetatakse gradient tuul. Nimetatakse gradienttuult, mis puhub mööda paralleelseid sirgjoonelisi isobaari geostroofsed, piki kõverjoonelisi suletud isobaare – geotsüklostroofne. Diagramm annab visuaalse esituse teatud suundade tuulte sagedusest "Tuule roos".

Vastavalt rõhu vähendamisele on olemas järgmised tuuletsoonid:

– ekvatoriaalne tuulevaikude tsoon (tuuled on suhteliselt haruldased, kuna domineerivad kõrgelt kuumenenud õhu tõusvad liikumised);

– põhja- ja lõunapoolkera passaattuulealad;

– rahulikud alad subtroopilise kõrgrõhuvööndi antitsüklonites (põhjus – allapoole suunatud õhuliikumise domineerimine);

– mõlema poolkera keskmistel laiuskraadidel – domineerimise tsoonid lääne tuuled;

– ringpolaarsetes ruumides puhuvad tuuled poolustelt keskmiste laiuskraadide rõhulanguste suunas, s.o. Idapoolse komponendiga tuuled on siin tavalised.

Atmosfääri üldine tsirkulatsioon (GCA)- planeedi mastaabis õhuvoolude süsteem, mis hõlmab kogu maakera, troposfääri ja madalamat stratosfääri. Atmosfääri tsirkulatsioonis nad eralduvad tsoonilised ja meridionaalsed ülekanded. Tsoonitranspordid, mis arenevad peamiselt alamtasandilises suunas, hõlmavad:

– läänetransport, domineeriv kogu planeedil troposfääri ülemises ja alumises stratosfääris;

- madalamas troposfääris, polaarsetel laiuskraadidel idatuuled; parasvöötme laiuskraadidel – läänetuuled, troopilistel ja ekvatoriaalsetel laiuskraadidel – idatuuled (joon. 14).

poolusest ekvaatorini.

Tegelikult soojeneb õhk ekvaatoril atmosfääri pinnakihis oluliselt. Soe ja niiske õhk tõuseb üles, selle maht suureneb ja troposfääri ülaosas tekib kõrge rõhk. Poolustel surutakse atmosfääri pindmiste kihtide tugeva jahtumise tõttu õhk kokku, selle maht väheneb ja rõhk ülaosas langeb. Järelikult toimub troposfääri ülemistes kihtides õhuvool ekvaatorilt poolustele. Selle tõttu väheneb õhumass ekvaatoril ja seega ka rõhk selle aluspinnal, poolustel aga suureneb. Pinnakihis algab liikumine poolustelt ekvaatorile. Järeldus: päikesekiirgus moodustab GCA meridionaalse komponendi.

Homogeensel pöörleval Maa peal toimib ka Coriolise jõud. Ülaosas suunab Coriolise jõud SP-s voolu liikumissuunast paremale, st. läänest itta. UP-s kaldub õhu liikumine vasakule, s.t. jälle läänest itta. Seetõttu täheldatakse ülaosas (troposfääri ülemises ja alumises stratosfääris, kõrgusvahemikus 10–20 km, rõhk langeb ekvaatorilt poolustele) läänesuunalist ülekannet, seda täheldatakse kogu Maa kohta tervikuna. . Üldiselt toimub õhu liikumine pooluste ümber. Järelikult moodustab Coriolise jõud OCA tsooniülekande.

Allpool, aluspinna lähedal, on liikumine keerulisem, mõju avaldab heterogeenne aluspind, s.t. selle jagunemine mandriteks ja ookeanideks. Peamistest õhuvooludest moodustub komplekspilt. Subtroopilistest kõrgrõhuvöönditest liiguvad õhuvoolud ekvaatori süvendisse ja parasvöötme laiuskraadidele. Esimesel juhul tekivad troopiliste-ekvatoriaalsete laiuskraadide idatuuled. Ookeanide kohal on need pidevate barikamaksimumide tõttu olemas aasta läbi – passaattuuled– subtroopiliste kõrgmäestiku ekvatoriaalsete perifeeriate tuuled, mis puhuvad pidevalt ainult üle ookeanide; üle maismaa pole kõikjal ja mitte alati jälgitav (katkestused on põhjustatud subtroopiliste antitsüklonite nõrgenemisest tugevast kuumenemisest ja ekvatoriaalsete süvendite liikumisest nendele laiuskraadidele). SP-s on pasaattuuled kirdesuunalised, UP-s kagusuunalised. Mõlema poolkera passaattuuled koonduvad ekvaatori lähedale. Nende lähenemispiirkonnas (intertroopiline lähenemisvöönd) tekivad tugevad ülespoole suunatud õhuvoolud, tekivad rünkpilved ja sajab tugevat vihma.

Mõõdukatele laiuskraadidele suunduv tuulevool troopilisest kõrgrõhuvööst moodustub parasvöötme laiuskraadide läänetuuled. Need intensiivistuvad talvel, kuna parasvöötme laiuskraadidel kasvavad ookeani kohal rõhumiinimumid, suureneb rõhugradient ookeanide ja maismaa rõhumiinimumide vahel ning seetõttu suureneb tuulte tugevus. SP on tuule suund edela, UP on loode. Mõnikord nimetatakse neid tuuli anti-passaadituulteks, kuid geneetiliselt ei ole nad seotud passaattuultega, vaid on osa planeedi läänetranspordist.

Ida ülekanne. Polaarlaiuskraadidel puhuvad valdavalt kirdetuuled ja kagus kagutuuled. Õhk liigub polaaralad kõrgrõhkkond parasvöötme madalrõhuvööndi suunas. Idatransporti esindavad ka troopiliste laiuskraadide passaattuuled. Ekvaatori lähedal katab idasuunaline transport peaaegu kogu troposfääri ja läänesuunaline transport siin puudub.

OCA põhiosade laiuskraadide analüüs võimaldab eristada kolme tsooni avatud linki:

– polaarne: madalamas troposfääris puhuvad idatuuled, läänetransport on kõrgem;

– mõõdukas lüli: alumises ja ülemises troposfääris – läänetuuled;

- troopiline lüli: madalamas troposfääris - idatuuled, ülal - läänesuunaline ülekanne.

Tsirkulatsiooni troopilist lüli nimetati Hadley rakuks (varaseima OCA skeemi autor, 1735), parasvöötme lüli - Frereli rakuks (Ameerika meteoroloog). Praegu seatakse rakkude olemasolu kahtluse alla (S.P. Khromov, B.L. Dzerdievsky), kuid kirjanduses on neid mainida.

Jet hoovused on orkaani jõuga tuuled, mis puhuvad üle frontaalvööndite troposfääri ülaosas ja madalamas stratosfääris. Need on eriti tugevad polaarfrontide kohal, tuule kiirus ulatub suurte rõhugradientide ja haruldase atmosfääri tõttu 300–400 km/h.

Meridionaalsed transpordid muudavad GCA süsteemi keerulisemaks ja pakuvad laiustevahelist soojuse ja niiskuse vahetust. Peamised meridionaalsed transpordid on mussoonid– hooajalised tuuled, mis muudavad suunda suvel ja talvel vastupidiseks. Seal on troopilised ja ekstratroopilised mussoonid.

Troopilised mussoonid tekivad suvise ja talvise poolkera soojuserinevuste tõttu; maismaa ja mere jaotumine ainult suurendab, raskendab või stabiliseerib seda nähtust. Jaanuaris on põhjaterritooriumil peaaegu pidev antitsüklonite ahel: ookeanide kohal püsivad subtroopilised, mandrite kohal hooajalised. Samal ajal asub UP-s sinna nihkunud ekvatoriaalne süvend. Selle tulemusena kantakse õhk SP-st SP-sse. Juulis transporditakse õhku vastupidise survesüsteemide suhtega üle ekvaatori UP-st SP-sse. Seega pole troopilised mussoonid midagi muud kui passaattuuled, mis teatud ekvaatori lähedasel ribal omandavad teistsuguse omaduse – hooajalise üldise suunamuutuse. Troopiliste mussoonide abil toimub õhuvahetus poolkerad, vaid maa ja mere vahel, eriti kuna troopikas on maa ja mere termiline kontrast üldiselt väike. Troopiliste mussoonide leviala jääb täielikult 20º põhjalaiuskraadi vahele. ja 15º S ( troopiline Aafrika ekvaatorist põhja pool, Ida-Aafrika ekvaatorist lõuna pool; Araabia lõunaosa; India ookean Madagaskarini läänes ja Põhja-Austraalia idas; Hindustan, Indohiina, Indoneesia (ilma Sumatrata), Ida-Hiina; Lõuna-Ameerikas - Colombias). Näiteks mussoonhoovus, mis pärineb Põhja-Austraalia kohal asuvast antitsüklonist ja läheb Aasiasse, on sisuliselt suunatud ühelt kontinendilt teisele; ookean toimib sel juhul vaid vaheterritooriumina. Aafrika mussoonid on õhuvahetus sama mandri eri poolkeradel asuva kuiva maa vahel ning üle Vaikse ookeani osa puhub mussoon ühe poolkera ookeanipinnalt teise poolkera ookeanipinnale.

Hariduses ekstratroopilised mussoonid Juhtrolli mängib maa ja mere vaheline termiline kontrast. Siin esinevad mussoonid hooajaliste antitsüklonite ja depressioonide vahel, millest osad asuvad mandril ja teised ookeanil. Seega on Kaug-Ida talvised mussoonid Aasia kohal asuva antitsükloni (keskmega Mongoolias) ja püsiva Aleuudi depressiooni vastasmõju tagajärg; suvi – Vaikse ookeani põhjaosa kohal asetseva antitsükloni ja Aasia mandri ekstratroopilise osa kohal asuva depressiooni tagajärg.

Ekstratroopilised mussoonid avalduvad kõige paremini Kaug-Idas (sealhulgas Kamtšatkal), Okhotski meres, Jaapanis, Alaskas ja Põhja-Jäämere rannikul.

Mussoontsirkulatsiooni avaldumise üks peamisi tingimusi on tsüklonaalse aktiivsuse puudumine (Euroopa ja Põhja-Ameerika kohal puudub tsüklonaalse aktiivsuse intensiivsuse tõttu mussoontsirkulatsioon, selle “pestakse minema” lääne transpordiga).

Tsüklonite ja antitsüklonite tuuled. Atmosfääris tekivad kahe erinevate omadustega õhumassi kohtumisel pidevalt suured atmosfääripöörised - tsüklonid ja antitsüklonid. Need muudavad OCA skeemi oluliselt keerulisemaks.

Tsüklon– tasane tõusev atmosfääripööris, mis avaldub maapinnal madala rõhuga alana koos perifeeriast keskpunkti suunatud tuulte süsteemiga vastupäeva SP-s ja päripäeva UP-s.

Antitsüklon- tasane allapoole suunatud atmosfääripööris, mis avaldub maapinnal kõrgrõhualana, keskpunktist perifeeriasse suunatud tuulte süsteemiga SP-s päripäeva ja UP-s vastupäeva.

Keerised on lamedad, kuna nende horisontaalsed mõõtmed on tuhanded ruutkilomeetrid ja vertikaalmõõtmed 15–20 km. Tsükloni keskosas täheldatakse tõusvaid õhuvoolusid, antitsüklonis aga allapoole suunatud õhuvoolusid.

Tsüklonid jagunevad frontaal-, kesk-, troopilisteks ja termilisteks süvenditeks.

Frontaalsed tsüklonid moodustuvad Arktika ja polaarrindel: Põhja-Atlandi arktilisel rindel (Põhja-Ameerika idaranniku lähedal ja Islandi lähedal), Arktika rindel Vaikse ookeani põhjaosas (Aasia idaranniku lähedal ja Aleuudi saared). Tsüklonid kestavad tavaliselt mitu päeva, liikudes läänest itta kiirusega umbes 20-30 km/h. Ees ilmub rida tsükloneid, kolme-nelja tsükloni seeriana. Iga järgnev tsüklon on nooremas arengujärgus ja liigub kiiremini. Tsüklonid jõuavad üksteisele järele, lähestikku, moodustuvad kesktsüklonid– teist tüüpi tsüklonid. Tänu mitteaktiivsetele kesktsüklonitele säilib ookeanide kohal ja parasvöötme laiuskraadidel madalrõhuala.

Atlandi ookeani põhjaosast pärinevad tsüklonid liiguvad Lääne-Euroopa suunas. Kõige sagedamini läbivad nad Suurbritanniat, Läänemerd, Peterburi ja edasi Uurali ja Lääne-Siber või Skandinaavias, Koola poolsaar ja edasi kas Teravmägedesse või mööda Aasia põhjaserva.

Vaikse ookeani põhjaosa tsüklonid liiguvad Loode-Ameerikasse ja ka Kirde-Aasiasse.

Troopilised tsüklonid moodustub troopilistel frontidel kõige sagedamini vahemikus 5–20 ° N. ja Yu. w. Need ilmuvad ookeanide kohale suve lõpus ja sügisel, kui vesi soojendatakse temperatuurini 27–28º C. Sooja ja niiske õhu võimas tõus toob kaasa eraldumise tohutu hulk soojus kondenseerumise ajal, mis määrab kineetiline energia tsüklon ja madalrõhkkond keskel. Tsüklonid liiguvad idast läände piki ookeanide konstantse rõhu maksimumi ekvatoriaalperifeeriat. Kui troopiline tsüklon jõuab mõõdukatele laiuskraadidele, siis see paisub, kaotab energiat ja hakkab ekstratroopilise tsüklonina liikuma läänest itta. Tsükloni enda liikumiskiirus on väike (20–30 km/h), kuid tuuled selles võivad olla kuni 100 m/s (joon. 15).

Riis. 15. Troopiliste tsüklonite levik

Troopiliste tsüklonite peamised esinemispiirkonnad on: Aasia idarannik, Austraalia põhjarannik, Araabia meri, Bengali laht; Kariibi meri ja Mehhiko laht. Aastas on keskmiselt umbes 70 troopilist tsüklonit, mille tuule kiirus on üle 20 m/s. Vaikses ookeanis nimetatakse troopilisi tsükloneid taifuunideks, Atlandil - orkaanideks ja Austraalia ranniku lähedal - willy-willys.

Termilised depressioonid tekivad maismaal pinna tugeva ülekuumenemise, õhu tõusmise ja levimise tõttu selle kohal. Selle tulemusena moodustub aluspinna lähedal madala rõhuga piirkond.

Antitsüklonid jagunevad frontaalseteks, subtroopilisteks dünaamilise päritoluga antitsükloniteks ja statsionaarseteks.

Parasvöötme laiuskraadidel külmas õhus on eesmised antitsüklonid, mis liiguvad järjestikku läänest itta kiirusega 20–30 km/h. Viimane viimane antitsüklon jõuab subtroopikasse, stabiliseerub ja moodustub dünaamilise päritoluga subtroopiline antitsüklon. Nende hulka kuuluvad pidevad rõhu maksimumid ookeanidel. Statsionaarne antitsüklon esineb talvel maa peal pinna tugeva jahtumise tagajärjel.

Antitsüklonid tekivad ja püsivad stabiilsena Ida-Arktika, Antarktika ja talvel Ida-Siberi külmade pindade kohal. Kui talvel tungib arktiline õhk põhjast läbi, tekib kogu Ida-Euroopa kohale antitsüklon, mis mõnikord katab Lääne- ja Lõuna-Euroopat.

Igale tsüklonile järgneb ja see liigub sama kiirusega antitsüklon, mis ümbritseb iga tsüklonite seeriat. Läänest itta liikudes kalduvad tsüklonid põhja, antitsüklonid SP-s lõunasse. Hälvete põhjus on seletatav Coriolise jõu mõjuga. Järelikult hakkavad kirdesse liikuma tsüklonid, kagusse antitsüklonid. Tänu tsüklonite ja antitsüklonite tuultele toimub soojuse ja niiskuse vahetus laiuskraadide vahel. Kõrgrõhualadel on ülekaalus õhuvoolud ülalt alla – õhk on kuiv, pilvi pole; madalrõhualadel – alt üles – tekivad pilved, sajab sademeid. Sooja õhumassi sissetoomist nimetatakse "kuumalaineteks". Troopiliste õhumasside liikumine parasvöötme laiuskraadidele põhjustab suvel põuda ja talvel tugevaid sulasid. Arktiliste õhumasside sissetoomine parasvöötme laiuskraadidele - "külmalained" - põhjustab jahenemist.

Kohalikud tuuled- tuuled, mis esinevad territooriumi piiratud aladel kohalike põhjuste mõjul. Kohalikud termilise päritoluga tuuled on tuuled, mägi-oru tuuled, reljeefi mõju põhjustab foehnide ja boori moodustumist.

Tuuled esinevad ookeanide, merede, järvede kallastel, kus on suured ööpäevased temperatuurikõikumised. Suuremates linnades on tekkinud linnatuuled. Päevasel ajal, kui maad soojendatakse tugevamini, toimub selle kohal õhu liikumine ülespoole ja selle väljavool ülalt külmema poole. Pinnakihtides puhub tuul maa poole, tegemist on päevase (mere)tuulega. Öine (ranniku)tuul esineb öösel. Kui maa jahtub rohkem kui vesi ja õhu pindmises kihis, puhub tuul maismaalt merele. Meretuuled on tugevamad, nende kiirus on 7 m/s, levimissagedus kuni 100 km.

Mägi-oru tuuled moodustavad nõlvade ja tegelikult mäe-oru tuuli ning neil on igapäevane perioodilisus. Kaldtuuled on tingitud nõlva pinna ja õhu erinevast kuumenemisest samal kõrgusel. Päeval soojeneb õhk nõlval rohkem ja tuul puhub nõlva üles, öösel ka nõlv jahtub rohkem ja tuul hakkab nõlvast alla puhuma. Mägioru tuuled on tegelikult tingitud sellest, et mäeorus soojeneb ja jahtub õhk rohkem kui samal kõrgusel naabertasandikul. Öösel puhub tuul tasandike poole, päeval - mägede poole. Tuule vastas olevat nõlva nimetatakse tuulepoolseks kaldeks ja vastasnõlva tuulealuseks nõlvaks.

föön– soe ja kuiv tuul kõrgetelt mägedelt, mida sageli katavad liustikud. See tekib õhu adiabaatilise jahtumise tõttu tuulepoolsel nõlval ja adiabaatilisel kuumenemisel tuulepealsel nõlval. Kõige tüüpilisem föön tekib siis, kui OCA õhuvool liigub üle mäeaheliku. Tihedamini kohtub antitsüklon, see tekib siis, kui mägise riigi kohal on antitsüklon. Sood on kõige sagedasemad üleminekuperioodidel, kestavad mitu päeva (Alpides on sooga 125 päeva aastas). Tien Shani mägedes nimetatakse selliseid tuuli castekiks, Kesk-Aasias - garmsiliks, Kaljumägedes - chinookiks. Föönid põhjustavad varajane õitsemine aiad, lume sulamine.

Bora- madalatest mägedest sooja mere poole puhuv külm tuul. Novorossiiskis nimetatakse seda Nord-Ostiks, Absheroni poolsaarel - Nord, Baikalil - Sarma, Rhône'i orus (Prantsusmaa) - Mistral. Bora tekib talvel, kui mäeharja ees, tasandikul tekib kõrgrõhuala, kus moodustub külm õhk. Olles ületanud madala harja, sööstab külm õhk suurel kiirusel sooja lahe poole, kus rõhk on madal, kiirus võib ulatuda 30 m/s, õhutemperatuur langeb järsult –5ºС.

Väikesemahulised pöörised hõlmavad tornaadod Ja verehüübed (tornaado). Pööriseid mere kohal nimetatakse tornaadodeks, maismaa kohal - verehüübedeks. Tornaadod ja verehüübed tekivad tavaliselt samadest kohtadest, kus troopilised tsüklonid, kuumaga niiske kliima. Peamine energiaallikas on veeauru kondenseerumine, mis vabastab energiat. Tornaadode suur arv Ameerika Ühendriikides on tingitud niiske sooja õhu saabumisest Mehhiko lahest. Tuulekeeris liigub kiirusega 30–40 km/h, kuid tuule kiirus selles ulatub 100 m/s. Trombid tekivad tavaliselt üksikult, keerised aga järjestikku. 1981. aastal tekkis Inglismaa ranniku lähedal viie tunni jooksul 105 tornaadot.

Õhumasside (AM) mõiste. Eeltoodu analüüs näitab, et troposfäär ei saa olla kõigis oma osades füüsiliselt homogeenne. See jaguneb, lakkamata olema ühtne ja terviklik, osadeks õhumassid– suured õhuhulgad troposfääris ja madalamas stratosfääris, millel on suhteliselt homogeensed omadused ja mis liiguvad ühtse tervikuna ühes GCA voolus. VM-i mõõtmed on võrreldavad mandrite osadega, nende pikkus on tuhandeid kilomeetreid ja paksus 22–25 km. Territooriume, mille üle VM-id moodustatakse, nimetatakse moodustamiskeskusteks. Neil peab olema homogeenne aluspind (maa või meri), teatud termilised tingimused ja nende tekkeks kuluv aeg. Sarnased tingimused eksisteerivad ookeanide kohal ja hooajalistes maksimumides maismaal.

VM-il on tüüpilised omadused ainult tekkekohas, liikumisel see muundub, omandades uusi omadusi. Teatud VM-ide saabumine põhjustab järsud nihked mitteperioodilise iseloomuga ilm. Seoses aluspinna temperatuuriga jagatakse VM-id soojadeks ja külmadeks. Soe VM liigub külmale aluspinnale, see toob soojenemise, kuid ise jahutab. Külm VM tuleb soojale aluspinnale ja toob jahutuse. Tekketingimuste järgi jagunevad EM-d nelja tüüpi: ekvatoriaalne, troopiline, polaarne (parasvöötme õhk) ja arktiline (Antarktika). Igal tüübil on kaks alatüüpi – mereline ja mandriline. Sest kontinentaalne alatüüp, moodustatud üle mandrite, iseloomustab suur temperatuurivahemik ja madal õhuniiskus. Mere alamtüüp See moodustub ookeanide kohal, seetõttu suureneb selle suhteline ja absoluutne õhuniiskus ning temperatuuri amplituudid on oluliselt väiksemad kui mandril.

Ekvatoriaalne VM moodustuvad madalatel laiuskraadidel, mida iseloomustavad kõrged temperatuurid ning kõrge suhteline ja absoluutne niiskus. Need omadused säilivad nii maal kui ka merel.

Troopiline VM moodustuvad troopilistel laiuskraadidel, temperatuur aastaringselt ei lange alla 20ºC ja suhteline õhuniiskus on madal. Esiletõstmine:

– mandri TBM-id, mis tekivad troopiliste laiuskraadide mandrite kohal troopilise rõhu maksimumiga – Sahara, Araabia, Thari, Kalahari kohal ning suvel subtroopikas ja isegi parasvöötme laiuskraadide lõunaosas – Lõuna-Euroopas, Kesk-Aasias ja Kasahstanis , Mongoolias ja Põhja-Hiinas;

– troopiliste vete kohal – Assooridel ja Hawaii maksimumidel tekkinud mere TBM-id; on iseloomustatud kõrge temperatuur ja niiskusesisaldus, kuid madal suhteline õhuniiskus.

Polar VM-id, ehk parasvöötme laiuskraadide õhk, moodustuvad parasvöötme laiuskraadidel (Arktika VM-idest pärit parasvöötme antitsüklonites ja troopikast tulevas õhus). Temperatuurid talvel on negatiivsed, suvel positiivsed, aastane temperatuurivahemik on märkimisväärne, absoluutne õhuniiskus suvel tõuseb ja talvel väheneb, suhteline õhuniiskus on keskmine. Esiletõstmine:

– parasvöötme laiuskraadide mandriõhk (CLA), mis moodustub parasvöötme mandrite laialdastel pindadel, on talvel väga jahe ja stabiilne, ilm selles on selge ja tugevate külmadega; suvel soojeneb see suuresti, selles tekivad tõusvad hoovused;

Õhutemperatuur ja päevane temperatuuri kõikumine

Sihtmärk: Kujundage ettekujutus soojuse jaotusest Maa pinnal, keskmisest ööpäevasest temperatuurist, temperatuurikõikumiste amplituudist (päevane, aasta).

Varustus: termomeeter, õpik.

Tundide ajal.

I .Aja korraldamine. Rapport.

II . Kodutööde kontrollimine

Test.

Milline gaas on atmosfääris ülekaalus:

a) hapnik; b) vesinik; c) süsinikdioksiid; d) lämmastik.

Millist atmosfäärikihti sisaldab enamikõhk:

Millistel laiuskraadidel on troposfäär paksem?

a) ekvaatori kohal; b) polaarsetel laiuskraadidel; c) parasvöötme laiuskraadidel.

Milline atmosfäärikiht asub troposfääri kohal?

a) eksosfäär; b) stratosfäär; c) mesosfäär.

Millises kihis toimub ilmamuutus?

a) stratosfääris; b) troposfääris; c) atmosfääri ülemistes kihtides.III . Uue materjali õppimine. Kuidas õhku soojendatakse?

Mis osa sa arvad päikeseenergia soojendab õhku troposfääris?

Selgitage, kuidas temperatuur muutub troposfääris ja kõrgusega. Miks temperatuur langeb?

Avasta mustrid :

Päikesekiired läbivad atmosfääri ilma seda soojendamata.

Päikesekiired soojendavad Maa pinda

Atmosfääris olevat õhku soojendab Maa pind

Õhutemperatuur langeb kõrgusega. Iga km kohta langeb temperatuur 6°C võrra.

Millest on tingitud õhu ebaühtlane soojenemine päevasel ajal? Vaadake slaidil olevat pilti ja proovige sõnastada muster.

Muster : Mida kõrgemal on Päike horisondi kohal, seda suurem on päikesekiirte langemisnurk, seega soojeneb paremini Maa pind ja sellelt olev õhk.

Õhutemperatuuri päevane kõikumine.

Mis kellaajal on õhutemperatuur kõrgeim ja madalaim? Seletama.

Kuidas temperatuur aastaringselt muutub?

Mõelge, miks pole kõige soojemad ja külmemad kuud juuni ja detsember, mil päikesekiirte langemisnurk maapinnal on kõige suurem ja väiksem.

Õhutemperatuur on õhu soojendamise aste, mis määratakse termomeetri abil.

Õhutemperatuur on üks kõige olulisemad omadused ilm ja kliima.

Õhu, aga ka pinnase ja vee temperatuuri väljendatakse enamikus riikides kraadides rahvusvahelisel temperatuuriskaalal ehk skaalalCelsiuse järgi (KOOS). Null sellel skaalal on temperatuur, mille juures jää sulab, ja +100 ˚C on vee keemistemperatuur. Kuid USA-s ja paljudes teistes riikides kasutatakse skaala endiselt mitte ainult igapäevaelus, vaid ka meteoroloogias.Fahrenheiti järgi (F). Sellel skaalal jagatakse jää sulamistemperatuuri ja vee keemistemperatuuri vaheline intervall 180˚-ga, jää sulamistemperatuuriks on määratud +32˚F. Null Celsiuse järgi vastab +32 ˚F ja +100 ˚С = +212 ˚F.

Lisaks kasutab teoreetiline meteoroloogia absoluutset temperatuuriskaalat (skaalaKelvin ), K. Selle skaala null vastab molekulide termilise liikumise täielikule lakkamisele, see tähendab madalaimale võimalikule temperatuurile. Celsiuse skaalal on see -273 ˚С

Temperatuurimuutuste üldiste mustrite tuvastamiseks kasutatakse keskmiste temperatuuride indikaatorit: keskmine päevane, kuu keskmine, aasta keskmine.

Määrake Ust-Kamenogorski aasta keskmine temperatuur

Eksam:

Negatiivne: -10°+(-7°)+(-2°)+(-2°)+(-6°)= -27°С

Positiivne: 6°+13°+17°+18°+16°+12°+5°=+87°С

Keskmine päevanet: 87° - 27° = 60°: 12 =+5°С

Temperatuuri muutuse määramisel märgitakse tavaliselt selle kõrgeim ja madalaim väärtus. Kõrgeima ja madalaima punktisumma vahet nimetatakseamplituud temperatuurid Kirjutage määratlus üles.

Määrake temperatuuri amplituud slaidil oleva tabeli ja diagrammide järgi .

Harjutus : vastavalt joonisele. 86, lk 94 määrake õhutemperatuuri amplituud, kasutades kolmanda paari termomeetrite näitu.

Õpetlik praktiline töö.

Temperatuuri päevakursuse graafiku koostamine (õpetaja juhendamisel)

Isotermid - need on jooned, mis ühendavad punkte sama keskmise õhutemperatuuriga teatud aja jooksul.

Tavaliselt näidatakse isoterme aasta kõige soojematel ja külmematel kuudel, st juulil ja jaanuaril.

IV . Õpitu kinnistamine.

Õpik lk 94

V . Kodutöö.

§24, küsimused

Pühapäeval märkige õhutemperatuur 9:00, 12:00, 15:00, 18:00, 21:00. Sisestage andmed tabelisse

9 tundi

12 h

15 h

18 h

kell 21

Õhutemperatuuri ööpäevase ja aastase kõikumise atmosfääri pinnakihis määrab temperatuur 2 m kõrgusel.See kõikumine on peamiselt määratud aktiivse pinna temperatuuri vastava muutumisega. Õhutemperatuuri kulgemise tunnused määravad selle äärmused, st kõrgeim ja madalaim temperatuur. Nende temperatuuride erinevust nimetatakse õhutemperatuuri amplituudiks. Õhutemperatuuri ööpäevaste ja aastaste kõikumiste muster selgub pikaajaliste vaatluste tulemuste keskmistamisel. See on seotud perioodiliste võnkumistega. Sooja või külma õhumassi pealetungist põhjustatud mitteperioodilised häired päevases ja aastaringis moonutavad õhutemperatuuri normaalset kulgu. Aktiivse pinna neeldunud soojus kandub külgnevasse õhukihti. Sel juhul on õhutemperatuuri tõus ja langus võrreldes pinnase temperatuuri muutustega mõnevõrra hilinenud. Tavalistes temperatuuritingimustes täheldatakse minimaalset temperatuuri enne päikesetõusu, maksimumi 14-15 tunni ajal (joonis 4.4).

Joonis 4.4. Õhutemperatuuri päevane kõikumine Barnaulis(allalaadimiseks saadaval täisversioonõpik)

Õhutemperatuuri ööpäevaste kõikumiste amplituud maapinna kohal on alati väiksem kui mullapinna temperatuuri ööpäevase kõikumise amplituud ja sõltub samadest teguritest, st aastaajast, laiuskraadist, pilvisusest, maastikust, aga ka aktiivse pinnase iseloomust ja kõrgusest. üle merepinna. Aastatsükli amplituud arvutatakse kõige soojema ja külmema kuu keskmiste temperatuuride vahena. Aastane absoluutne temperatuuri amplituud on absoluutse maksimumi ja absoluutne miinimum aasta õhutemperatuuri, st aasta jooksul täheldatud kõrgeima ja madalaima temperatuuri vahel. Õhutemperatuuri aastase kõikumise amplituud antud kohas oleneb geograafilisest laiuskraadist, kaugusest merest, koha kõrgusest, pilvisuse aastasest kõikumisest ja paljudest muudest teguritest. Väikesed aastased temperatuuriamplituudid on täheldatavad mere kohal ja on iseloomulikud merelisele kliimale. Maa kohal on mandrilisele kliimale iseloomulikud suured aastased temperatuuriamplituudid. Mereline kliima laieneb aga ka merega külgnevate kontinentide piirkondadesse, kus mereõhumasside sagedus on suur. Mere õhk toob maale merelise kliima. Kaugus ookeanist mandrile sügavamale suurenevad aastased temperatuuriamplituudid, see tähendab, et kliima kontinentaalsus suureneb.

Amplituudi väärtuse ja äärmuslike temperatuuride alguse aja põhjal eristatakse neid õhutemperatuuri nelja tüüpi aastased kõikumised. Ekvatoriaalne tüüp mida iseloomustavad kaks maksimumi – pärast kevadist ja sügisest pööripäeva, mil Päike on keskpäeval seniidis, ning kaks miinimumi – pärast suvist ja maapealset pööripäeva. Seda tüüpi iseloomustab väike amplituud: mandrite kohal 5–10 °C ja ookeanide kohal ainult umbes 1 °C. Troopiline tüüp mida iseloomustab üks maksimum - pärast suvist pööripäeva ja üks miinimum - pärast talvist pööripäeva. Amplituud suureneb ekvaatorist kaugenedes ja on keskmiselt 10–20 °C mandrite kohal ja 5–10 °C ookeanide kohal. Parasvöötme tüüp mida iseloomustab asjaolu, et äärmusi täheldatakse mandrite kohal samal ajal kui troopilise tüübi puhul ja ookeani kohal kuu aega hiljem. Amplituud suureneb koos laiuskraadiga, ulatudes mandrite kohal 50-60 °C ja ookeanide kohal 15-20 °C-ni. Polaarne tüüp sarnane eelmisele tüübile, kuid erineb amplituudi edasise suurenemise poolest, ulatudes ookeani ja ranniku kohal 25-40°С ning maismaa kohal üle 65°С

Jaanuari ja juuli isotermid Venemaal??????

Lucas ReinÜliõpilane (237) 1 aasta tagasi

MAA TERMILINE VÖÖ, Maa temperatuuritsoonid, - süsteem kliimate klassifitseerimiseks õhutemperatuuri järgi. Tavaliselt eristatakse: kuum tsoon - aastaste isotermide vahel 20 ° (jõuab 30 ° laiuskraadini); 2 parasvöötme tsooni (igal poolkeral) - aastase 20 ° isotermi ja kõige soojema kuu isotermi vahel. 10°; 2 külma tsooni - kõige soojema kuu isotermide vahel. 10° ja 0°; 2 igavese pakase vööd - alates K. kõige soojema kuu temperatuur. alla 0°.

JulietteÜliõpilane (237) 1 aasta tagasi

Termovöötmed on Maad ümbritsevad laiad ribad, mille õhutemperatuur on vöö sees sarnane ja mis erineb naaberriikidest päikesekiirguse ebaühtlase laiuskraadide jaotuse poolest. Termotsooni on seitse: kuum mõlemal pool ekvaatorit, mida piiravad aastased isotermid +20°C; mõõdukas 2 (põhja- ja lõunaosa) soojema kuu piiriisotermiga +10°C; külm 2 +10°C ja 0°C kõige soojema igipakase kuu piirides 2 aasta keskmise õhutemperatuuriga alla 0°C.

Optilised nähtused. Nagu juba mainitud, neelavad päikesekiired atmosfääri läbides osa otsesest päikesekiirgusest õhumolekulid, hajuvad ja peegelduvad. Selle tulemusena täheldatakse atmosfääris mitmesuguseid optilisi nähtusi, mida tajuvad otse meie silmad. Selliste nähtuste hulka kuuluvad: taevavärv, murdumine, miraažid, halo, vikerkaar, vale päike, valgussambad, valgusristid jne.

Taeva värv. Kõik teavad, et taeva värvus muutub sõltuvalt atmosfääri seisundist. Selge, pilvitu taevas päeval on sinine. Selline taeva värvus on tingitud sellest, et atmosfääris on palju hajutatud päikesekiirgust, milles domineerivad lühikesed lained, mida me tajume sinise või sinisena. Kui õhk on tolmune, muutub hajutatud kiirguse spektraalne koostis ja taevasinine värvus nõrgeneb; taevas muutub valkjaks. Mida pilvisem on õhk, seda nõrgem on taevasinine.

Taeva värvus muutub kõrgusega. 15 kuni 20 kõrgusel km Taeva värvus on must ja lilla. Kõrgete mägede tippudest paistab taeva värv sügavsinine ja Maa pinnalt sinine. See värvimuutus must-violetsest helesiniseks on põhjustatud esmalt violetse, seejärel sinise ja tsüaankiirte üha suurenevast hajumisest.

Päikesetõusul ja päikeseloojangul, kui päikesekiired läbivad atmosfääri suurima paksuse ja kaotavad peaaegu kõik lühilainelised kiired (violetsed ja sinised) ning vaatleja silma jõuavad ainult pikalainelised kiired, on taevaosa värv. horisondi lähedal ja Päike ise on punase või oranži värviga.

Murdumine. Päikesekiirte peegeldumise ja murdumise tulemusena, kui nad läbivad erineva tihedusega õhukihte, muutub nende trajektoor mõningaid muutusi. See viib selleni, et me näeme taevakehi ja kaugeid objekte maapinnal veidi erinevas suunas, kui need tegelikult asuvad. Näiteks kui vaatame orust mäetippu, näib mägi meile kõrgendatud; Mäelt orgu vaadates on märgata oru põhja suurenemist.

Nurka, mille moodustab vaatleja silmast mis tahes punkti ulatuv sirgjoon ja suund, milles silm seda punkti näeb, nimetatakse murdumine.

Maapinnal täheldatav murdumise suurus sõltub alumiste õhukihtide tiheduse jaotusest ja vaatleja ja objekti vahelisest kaugusest. Õhu tihedus sõltub temperatuurist ja rõhust. Keskmiselt on Maa murdumise suurus, olenevalt kaugusest vaadeldavate objektideni tavalistes atmosfääritingimustes:

Miraažid. Miraažinähtused on seotud päikesekiirte anomaalse murdumisega, mille põhjuseks on õhutiheduse järsk muutus madalamates atmosfäärikihtides. Miraažiga näeb vaatleja lisaks objektidele ka nende kujutisi objektide tegelikust asukohast allpool või kõrgemal ning mõnikord neist paremal või vasakul. Sageli näeb vaatleja ainult pilti, nägemata objekte endid.

Kui õhutihedus langeb järsult kõrgusega, siis vaadeldakse objektide kujutist nende tegelikust asukohast kõrgemal. Nii võib näiteks sarnastes tingimustes näha merepinnast kõrgemal laeva siluetti, kui laev on vaatleja eest horisondi kohal peidus.

Halvemaid miraaže täheldatakse sageli avatud tasandikel, eriti kõrbetes, kus õhutihedus suureneb järsult kõrgusega. Sel juhul näeb inimene sageli eemalt vesise, kergelt lainelise pinnana. Kui silmapiiril on objekte, siis need näivad kerkivat vee kohal. Ja selles veelaiuses on näha nende ümberpööratud piirjooned, justkui peegelduksid vees. Veepinna nähtavus tasandikul tekib suure murdumise tulemusena, mis tekitab objektide taga asuvast taevaosast maapinna all pöördkujutise.

Halo. Halo nähtus viitab heledatele või vikerkaarevärvilistele ringidele, mida mõnikord täheldatakse Päikese või Kuu ümber. Halo tekib siis, kui neid taevakehi tuleb näha läbi heledate rünkpilvede või läbi õhus hõljuvatest jäänõelatest koosneva uduloori (joonis 63).

Halo nähtus tekib jääkristallide murdumise ja päikesevalguse peegelduse tõttu nende nägudelt.

Vikerkaar. Vikerkaar on suur mitmevärviline kaar, mida tavaliselt vaadeldakse pärast vihma vihmapilvede taustal, mis asuvad selle taevaosa vastas, kuhu päike paistab. Kaare suurus on erinev, mõnikord on täheldatud täielikku vikerkaare poolringi. Sageli näeme korraga kahte vikerkaart. Üksikute vikerkaarevärvide arengu intensiivsus ja nende triipude laius on erinevad. Selgelt nähtaval vikerkaarel on ühel serval punane ja teisel violetne; teised vikerkaarevärvid on spektri värvide järjekorras.

Vikerkaarenähtused on põhjustatud päikesevalguse murdumisest ja peegeldumisest atmosfääris olevates veepiiskades.

Helinähtused atmosfääris. Aineosakeste pikisuunalised vibratsioonid, mis levivad läbi materiaalse keskkonna (õhk, vesi ja tahked ained) ja jõuab inimese kõrva, põhjustades aistinguid, mida nimetatakse "heliks".

Atmosfääriõhk sisaldab alati erineva sageduse ja tugevusega helilaineid. Osa neist lainetest on inimeste tekitatud kunstlikult ja osa helidest on meteoroloogilist päritolu.

Meteoroloogilise päritoluga helide hulka kuuluvad äike, tuule ulumine, juhtmete sumin, puude müra ja kahin, "mere hääl", helid ja mürad, mis tekivad liivamasside liikumisel kõrbetes ja luidete kohal, samuti lumehelvestena üle sileda lumepinna, maapinnale langevad tahkete ja vedelate setete helid, merede ja järvede rannikul surfihelid jne. Peatume neist mõnel.

Äikest täheldatakse välklahendusnähtuste ajal. See tekib seoses spetsiaalsete termodünaamiliste tingimustega, mis tekivad pikselöögi teel. Tavaliselt tajume äikest löökide seeriana - nn. Äike seletatakse sellega, et pikse pikal ja tavaliselt lookleval teel korraga tekitatud helid jõuavad vaatlejani järjestikku ja erineva intensiivsusega. Äike kostub vaatamata suurele helitugevusele mitte kaugemal kui 20-25 km(keskmiselt umbes 15 km).

Tuule ulgumine tekib siis, kui õhk liigub kiiresti ja keerleb mõne objekti ümber. Sel juhul toimub õhu kogunemine ja väljavool objektidest vaheldumisi, mis tekitab helisid. Juhtmete sumin, puude müra ja kahin, “mere hääl” on samuti ühendatud õhu liikumisega.

Heli kiirus atmosfääris. Heli levimise kiirust atmosfääris mõjutavad õhutemperatuur ja -niiskus, samuti tuul (suund ja selle tugevus). Keskmine helikiirus atmosfääris on 333 m sekundis. Õhutemperatuuri tõustes suureneb heli kiirus veidi. Õhu absoluutse niiskuse muutus mõjutab heli kiirust vähem. Tuulel on tugev mõju: heli kiirus tuule suunas suureneb, vastutuult väheneb.

Heli levimiskiiruse tundmine atmosfääris on suure tähtsusega mitmete probleemide lahendamisel atmosfääri ülemiste kihtide uurimisel akustilisel meetodil. Kasutades keskmist helikiirust atmosfääris, saate teada kauguse teie asukohast äikese esinemiskohani. Selleks tuleb määrata, mitu sekundit jääb nähtava välgusähvatuse ja äikeseheli saabumise hetke vahele. Siis peate korrutama keskmise helikiiruse atmosfääris - 333-ga m/sek. saadud sekundite arvu jaoks.

Kaja. Helilained, nagu valguskiired, kogevad ühest keskkonnast teise üleminekul murdumist ja peegeldumist. Helilained võivad peegelduda maapinnalt, veest, ümbritsevatelt mägedelt, pilvedelt, erineva temperatuuri ja niiskusega õhukihtide kokkupuutepinnalt. Heli võib peegelduda ja korduda. Helilainete kordumise nähtust, mis on tingitud helilainete peegeldumisest erinevatelt pindadelt, nimetatakse kajaks.

Eriti sageli täheldatakse kaja mägedes, kaljude läheduses, kus valjuhäälset sõna korratakse teatud aja möödudes üks või mitu korda. Näiteks Reini orus on Lorelei kivi, mille kaja kordub kuni 17-20 korda. Kaja näiteks on äikeseheli, mis tekib erinevatelt maapinnal asuvatelt objektidelt pärinevate elektrilahenduste helide peegeldumise tõttu.

Elektrilised nähtused atmosfääris. Atmosfääris täheldatavad elektrinähtused on seotud elektriliselt laetud aatomite ja gaasimolekulide, mida nimetatakse ioonideks, esinemisega õhus. Ioonid tulevad nii negatiivse kui ka positiivse laenguga ning massi järgi jagunevad need kergeteks ja rasketeks. Atmosfääri ioniseerumine toimub lühilainelise päikesekiirguse, kosmiliste kiirte ja maakoores ja atmosfääris endas sisalduvate radioaktiivsete ainete kiirguse mõjul. Ionisatsiooni olemus seisneb selles, et need ionisaatorid kannavad energia üle neutraalsele õhugaasi molekulile või aatomile, mille mõjul eemaldatakse üks välistest elektronidest tuuma toimesfäärist. Selle tulemusena muutub ühest elektronist ilma jäänud aatom positiivseks valguse iooniks. Antud aatomilt eemaldatud elektron kinnitub kiiresti neutraalse aatomi külge ja nii tekib negatiivne valgusioon. Kerged ioonid, mis kohtuvad hõljuvate õhuosakestega, annavad neile laengu ja moodustavad seega raskeid ioone.

Ioonide hulk atmosfääris suureneb kõrgusega. Keskmiselt iga 2 km kõrgus, suureneb nende arv tuhande iooni võrra ühes kuupmeetris. sentimeetrit Atmosfääri kõrgetes kihtides täheldatakse ioonide maksimaalset kontsentratsiooni umbes 100 ja 250 kõrgustel. km.

Ioonide olemasolu atmosfääris tekitab õhu elektrijuhtivuse ja elektriväli atmosfääris.

Atmosfääri juhtivus tekib peamiselt kergete ioonide suure liikuvuse tõttu. Rasketel ioonidel on selles osas väike roll. Mida suurem on valguse ioonide kontsentratsioon õhus, seda suurem on selle juhtivus. Ja kuna valguse ioonide arv suureneb kõrgusega, suureneb kõrgusega ka atmosfääri juhtivus. Nii näiteks kõrgusel 7-8 km Juhtivus on ligikaudu 15-20 korda suurem kui maapinnal. Umbes 100 kõrgusel km juhtivus on väga kõrge.

Puhtas õhus on vähe hõljuvaid osakesi, mistõttu sisaldab see rohkem kergeid ja vähem raskeid ioone. Sellega seoses on puhta õhu juhtivus kõrgem kui tolmuse õhu juhtivus. Seetõttu on udu ja udu ajal juhtivus madal.Atmosfääris asuva elektrivälja kehtestas esmakordselt M. V. Lomonosov. Selge pilvitu ilma korral peetakse väljatugevust normaalseks. suunas

Maapinna atmosfäär on positiivselt laetud. Atmosfääri elektrivälja ja maapinna negatiivse välja mõjul tekib positiivsete ioonide vertikaalne vool maapinnalt ülespoole ja negatiivsete ioonide vool atmosfäärist allapoole. Maapinna lähedal asuva atmosfääri elektriväli on äärmiselt muutlik ja sõltub õhu juhtivusest. Mida madalam on atmosfääri juhtivus, seda suurem on atmosfääri elektrivälja intensiivsus. Atmosfääri juhtivus sõltub peamiselt selles hõljuvate tahkete ja vedelate osakeste hulgast. Seetõttu suureneb udu, sademete ja udu ajal atmosfääri elektrivälja intensiivsus ja see põhjustab sageli elektrilahendusi.

Elmo tuled. Suviste äikese- ja tuiskhoogude ajal või talvel lumetormide ajal võib mõnikord maapinnast kõrgemale ulatuvate objektide otstes täheldada vaikseid elektrilahendusi. Neid nähtavaid heitmeid nimetatakse "Elmo tulekahjudeks" (joonis 64). Kõige sagedamini vaadeldakse Elmo tulesid mastidel, mäetippudel; mõnikord kaasneb nendega kerge krõbin.

Elmo tulekahjud tekivad suure elektrivälja tugevusega. Pinge võib olla nii suur, et suurel kiirusel liikuvad ioonid ja elektronid lõhestavad oma teel õhumolekule, mis suurendab ioonide ja elektronide arvu õhus. Sellega seoses suureneb õhu juhtivus ning elektrivool ja tühjenemine algab teravatest esemetest, kuhu elekter koguneb.

Välk. Keeruliste termiliste ja dünaamiliste protsesside tulemusena äikesepilvedes eralduvad elektrilaengud: tavaliselt asuvad negatiivsed laengud pilve allosas, positiivsed laengud üleval. Tänu sellisele ruumilaengute eraldumisele pilvede sees tekivad tugevad elektriväljad nii pilvede sees kui ka nende vahel. Väljatugevus maapinnal võib ulatuda mitmesaja kilovoldini 1 kohta m. Kõrge elektrivälja tugevus põhjustab atmosfääris elektrilahendusi. Äikesepilvede vahel või pilvede ja maapinna vahel tekkivaid tugevaid elektrilisi sädelahendusi nimetatakse välguks.

Välgusähvatuse kestus on keskmiselt umbes 0,2 sek. Elektrienergia hulk, mida välk kannab, on 10-50 kuloni. Voolutugevus võib olla väga suur; mõnikord ulatub see 100-150 tuhande amprini, kuid enamikul juhtudel ei ületa see 20 tuhat amprit. Enamikul välkudel on negatiivne laeng.

Sädevälgu välimuse põhjal jaotatakse välk lineaarseks, tasaseks, sfääriliseks ja helmesteks.

Kõige sagedamini täheldatakse lineaarset välku, mille hulgas on mitmeid sorte: siksakiline, hargnenud, lint, raketikujuline jne. Kui pilve ja maapinna vahele moodustub lineaarne välk, on selle keskmine pikkus 2-3 km; välk pilvede vahel võib ulatuda 15-20 km pikkus. Õhu ionisatsiooni mõjul tekkiva pikselahenduskanali, mille kaudu toimub pilvedesse kogunenud negatiivsete laengute ja maapinnale kogunenud positiivsete laengute intensiivne vastuvool, on läbimõõt 3 kuni 60 cm.

Lame välk on lühiajaline elektrilahendus, mis katab olulise osa pilvest. Lameda välguga ei kaasne alati äike.

Keravälk on haruldane nähtus. See moodustub mõnel juhul pärast lineaarse välgu tugevat tühjenemist. Keravälk on tulepall läbimõõduga tavaliselt 10-20 cm(ja mõnikord kuni mitu meetrit). Maapinnal liigub see välk mõõduka kiirusega ning kipub korstnate ja muude väikeste avade kaudu hoonetesse tungima. Kahju tekitamata ja keerulisi liigutusi tegemata, keravälk võib ohutult hoonest lahkuda. Mõnikord põhjustab see tulekahjusid ja hävitusi.

Veelgi haruldasem nähtus on helmesvälk. Need tekivad siis, kui elektrilahendus koosneb mitmest helendavast sfäärilisest või piklikust kehast.

Välk põhjustab sageli suuri kahjusid; nad hävitavad hooneid, tekitavad tulekahjusid, sulatavad elektrijuhtmeid, lõhestavad puid ja vigastavad inimesi. Hoonete, tööstusrajatiste, sildade, elektrijaamade, elektriliinide ja muude ehitiste kaitsmiseks otseste pikselöögi eest kasutatakse piksevardaid (tavaliselt nimetatakse neid piksevardadeks).

Kõige rohkem äikesega päevi on troopilistes ja ekvatoriaalmaades. Nii näiteks umbes. Javas on 220 päeva äikesetorme aastas, Kesk-Aafrika 150 päeva, Kesk-Ameerikas umbes 140. NSV Liidus esineb enim äikesetorme päevi Kaukaasias (kuni 40 päeva aastas), Ukrainas ja NSV Liidu Euroopa osa kaguosas. Äikest on tavaliselt pärastlõunal, eriti kella 15–18.

Polaartuled. Aurorad on omapärane kuma atmosfääri kõrgetes kihtides, mida aeg-ajalt täheldatakse öösel, peamiselt põhja- ja lõunapoolkera polaar- ja subpolaarsetes riikides (joon. 65). Need helendused on atmosfääri elektriliste jõudude ilming ja esinevad 80 kõrgusel kuni 1000 km väga haruldases õhus, kui seda läbivad elektrilaengud. Aurorade olemust pole veel täielikult mõistetud, kuid on täpselt kindlaks tehtud, et nende esinemise põhjus on

Maa atmosfääri ülemiste, väga haruldaste kihtide mõju Päikese aktiivsetest piirkondadest (laigud, väljaulatuvad osad ja muud piirkonnad) atmosfääri sisenevate laetud osakeste (kehade) mõju päikesekiirguse sähvatuste ajal.

Maa magnetpooluste läheduses täheldatakse aurorade maksimaalset arvu. Näiteks põhjapoolkera magnetpoolusel on aastas kuni 100 aurorat.

Hõõgumisvormi järgi on aurorad väga mitmekesised, kuid tavaliselt jagunevad nad kahte põhirühma: mittekiirekujulised aurorad (ühtlased triibud, kaared, rahulikud ja pulseerivad helendavad pinnad, hajus helendused jne) ja aurorad kiirgav struktuur (triibud, eesriided, kiired, kroon jne). Kiirteta struktuuriga aurorad eristuvad rahuliku säraga. Kiirstruktuuri kiirgused on seevastu liikuvad, nende kuju, heledus ja sära värvus muutuvad. Lisaks kaasnevad kiirgavate auroratega magnetilised ergastused.

Kuju järgi eristatakse järgmisi sademete liike. Vihma- vedelad sademed, mis koosnevad 0,5-6 mm läbimõõduga tilkadest. Suurema suurusega tilgad purunevad kukkudes tükkideks. Paduvihmade korral on tilkade suurus suurem kui tavavihmade korral, eriti vihma alguses. Madalamatel temperatuuridel võivad mõnikord ülejahutatud tilgad välja kukkuda. Maapinnaga kokku puutudes nad külmuvad ja katavad selle jääkoorikuga. Vihm on vedel sade, mis koosneb väga väikese langemiskiirusega umbes 0,5-0,05 mm läbimõõduga tilkadest. Neid on lihtne horisontaalsuunas tuul transportida. Lumi- keerulistest jääkristallidest (lumehelvestest) koosnev tahke sade. Nende vormid on väga mitmekesised ja sõltuvad haridustingimustest. Lumekristallide põhikuju on kuueharuline täht. Tähed saadakse kuusnurksetelt plaatidelt, sest veeauru sublimatsioon toimub kõige kiiremini plaatide nurkades, kus kiired kasvavad. Nendel kiirtel tekivad omakorda oksad. Langevate lumehelveste läbimõõt võib olla väga erinev kruubid, lumi ja jää, - üle 1 mm läbimõõduga jäistest ja tugevateralistest lumehelvestest koosnev sade. Kõige sagedamini täheldatakse laudjat nullilähedasel temperatuuril, eriti sügisel ja kevadel. Lumetangid on lumetaolise struktuuriga: terad suruvad sõrmedega kergesti kokku. Jääterade tuumad on külmunud pinnaga. Neid on raske purustada, kui nad maapinnale kukuvad, hüppavad nad. Vihma asemel lange talvel kihtpilvedest lumeterad- väikesed, alla 1 mm läbimõõduga terad, mis meenutavad manna. Talvel langeb madalatel temperatuuridel mõnikord madalama või keskmise astme pilvedest välja lumenõelad- setted, mis koosnevad jääkristallidest kuusnurksete prismade ja hargnemata plaatide kujul. Märkimisväärsete külmade korral võivad sellised kristallid tekkida maapinna lähedal asuvas õhus. Need on eriti nähtavad päikesepaistelisel päeval, kui nende servad sädelevad, peegeldades päikesekiiri. Ülemise astme pilved koosnevad sellistest jäänõeltest. Omab erilist iseloomu külm vihm- sademed, mis koosnevad läbipaistvatest jääpallidest (õhus külmunud vihmapiisad), mille läbimõõt on 1-3 mm. Nende kadu näitab selgelt temperatuuri inversiooni olemasolu. Kuskil atmosfääris on positiivse temperatuuriga õhukiht

Viimastel aastatel on välja pakutud ja edukalt katsetatud mitmeid meetodeid pilvede kunstlikuks settimiseks ja nendest sademete moodustamiseks. Selleks hajutatakse õhusõidukist ülejahutatud tilkpilves tahke süsinikdioksiidi väikesed osakesed (“terad”), mille temperatuur on umbes -70 ° C. Nii madala temperatuuri tõttu tekib nende terade ümber õhus tohutul hulgal väga väikeseid jääkristalle. Need kristallid hajuvad seejärel õhu liikumise tõttu pilve. Need toimivad mikroobidena, millele hiljem kasvavad suured lumehelbed – täpselt nii, nagu eespool kirjeldatud (§ 310). Sel juhul moodustub pilvekihti lai (1-2 km) pilu kogu teekonna ulatuses, mille lennuk on läbinud (joonis 510). Saadud lumehelbed võivad tekitada üsna tugeva lumesaju. On ütlematagi selge, et sel viisil saab sadestada ainult nii palju vett, kui seda varem pilves oli. Kondenseerumisprotsessi ja primaarsete, kõige väiksemate pilvepiiskade moodustumise tugevdamine pole veel inimese võimuses.

Pilved- atmosfääris hõljuvad veeauru kondenseerumisproduktid, mis on nähtavad maapinnalt taevas.

Pilved koosnevad pisikestest veepiiskadest ja/või jääkristallidest (nn pilveelemendid). Piiskpilveelemente täheldatakse siis, kui õhutemperatuur pilves on üle –10 °C; -10 kuni -15 °C on pilved segase koostisega (tilgad ja kristallid) ning temperatuuril alla -15 °C on pilved kristalsed.

Pilved liigitatakse süsteemi, mis kasutab ladinakeelseid sõnu pilvede välimuse kohta maapinnalt vaadatuna. Tabelis on kokku võetud selle klassifikatsioonisüsteemi neli põhikomponenti (Ahrens, 1994).

Edasine klassifikatsioon kirjeldab pilvi nende asukoha kõrguse järgi. Näiteks pilved, mille nimes on eesliide "cirr-", asuvad kiudpilvedena ülemisel astmel, samas kui pilved eesliitega " alt-" nimetuses, nt kõrgkiht (altostratus), asuvad keskmises astmes. Siin eristatakse mitut pilverühma. Kolm esimest rühma määratakse nende kõrguse järgi maapinnast. Neljanda rühma moodustavad vertikaalsed pilved arengut. Viimane rühm sisaldab kollektsiooni segatüübid pilved

Madalad pilved Madalamad pilved koosnevad enamasti veepiiskadest, kuna need asuvad alla 2 km kõrgusel. Kui temperatuur on aga piisavalt madal, võivad need pilved sisaldada ka jääosakesi ja lund.

Vertikaalse arengu pilved Need on rünkpilved, millel on üksikute pilvemasside välimus, mille vertikaalmõõtmed on samas suurusjärgus horisontaalsete omaga. Tavaliselt kutsutakse neid temperatuuri konvektsioon või eesmine tõstuk, ja võib kasvada 12 km kõrguseks, realiseerides läbi kasvava energia kondensatsioon veeaur pilves endas.

Muud tüüpi pilved Lõpuks esitleme segapilvetüüpide kogusid, mis ei sobi ühtegi neljast eelmisest rühmast.

Suures osas Venemaast sajab mõõdukaid sademeid. Araali-Kaspia mere ja Turkestani steppides, aga ka kaugel põhjas langeb seda väga vähe. Väga vihmased piirkonnad hõlmavad vaid mõnda Venemaa lõunaserva, eriti Taga-Kaukaasiat.

Surve

Atmosfääri rõhk- atmosfäärirõhk kõigile selles ja maapinnal olevatele objektidele. Atmosfäärirõhk tekib õhu gravitatsioonilise külgetõmbe mõjul Maa poole. Atmosfäärirõhku mõõdetakse baromeetriga. Atmosfäärirõhku, mis on võrdne 760 mm kõrguse elavhõbedasamba rõhuga temperatuuril 0 °C, nimetatakse normaalseks atmosfäärirõhuks. (Rahvusvaheline standardatmosfäär – ISA, 101 325 Pa

Atmosfäärirõhu olemasolu viis inimesed segadusse 1638. aastal, kui Toscana hertsogi idee kaunistada Firenze aiad purskkaevudega luhtus – vesi ei tõusnud üle 10,3 meetri. Selle põhjuste otsimine ja Evangelista Torricelli katsed raskema ainega - elavhõbedaga viisid selleni, et 1643. aastal tõestas ta, et õhul on kaal. Torricelli viis koos V. Vivianiga läbi esimese katse atmosfäärirõhu mõõtmisel, leiutades Torricelli toru(esimene elavhõbedabaromeeter) - klaastoru, milles pole õhku. Sellises torus tõuseb elavhõbe umbes 760 mm kõrgusele. Mõõtminesurvet vajalik tehnoloogiliste protsesside kontrollimiseks ja tootmisohutuse tagamiseks. Lisaks kasutatakse seda parameetrit muude protsessiparameetrite kaudseks mõõtmiseks: tase, vooluhulk, temperatuur, tihedus jne SI-süsteemis võetakse rõhu ühik pascal (Pa) .

Enamasti on rõhuanduritel mitteelektriline väljundsignaal jõu või nihke kujul ning need on ühendatud mõõteriistaga üheks tervikuks. Kui mõõtmistulemused tuleb edastada kaugelt, siis kasutatakse selle mitteelektrilise signaali vahepealset teisendamist ühtseks elektri- või pneumaatiliseks signaaliks. Sel juhul ühendatakse primaar- ja vahemuundurid üheks mõõtemuunduriks.

Kasutage rõhu mõõtmiseks manomeetrid, vaakummõõturid, rõhu- ja vaakummõõturid, manomeetrid, süvise mõõturid, tõukejõu näidikud, Rõhuandurid, diferentsiaalrõhu mõõturid.

Enamikus seadmetes muudetakse mõõdetud rõhk elastsete elementide deformatsiooniks, mistõttu neid nimetatakse deformatsiooniseadmeteks.

Deformatsiooniseadmed kasutatakse laialdaselt rõhu mõõtmiseks tehnoloogiliste protsesside ajal seadme lihtsuse, mugavuse ja tööohutuse tõttu. Kõigil deformatsiooniseadmetel on ahelas mingi elastne element, mis deformeerub mõõdetud rõhu mõjul: torukujuline vedru, membraan või lõõtsad.

Levitamine

Maa pinnal Atmosfääri rõhk varieerub kohati ja aja jooksul. Eriti olulised on mitteperioodilised muutused Atmosfääri rõhk seotud aeglaselt liikuvate kõrgrõhualade tekke, arengu ja hävimisega, antitsüklonid ja suhteliselt kiiresti liikuvad tohutud keerised - tsüklonid, kus valitseb madal rõhk. Seni täheldatud äärmused Atmosfääri rõhk(merepinnal): 808,7 ja 684,0 mmHg cm. Kuid vaatamata suurele varieeruvusele on kuu keskmiste jaotus Atmosfääri rõhk pinnal maakera Igal aastal on see umbes sama. Aasta keskmine Atmosfääri rõhk on langetatud ekvaatori lähedal ja selle miinimum on 10° N. w. Edasi Atmosfääri rõhk tõuseb ja saavutab maksimumi 30-35° põhja- ja lõunalaiuskraadil; siis Atmosfääri rõhk väheneb uuesti, jõudes miinimumini 60-65° juures ja tõuseb taas pooluste suunas. Selle laiuskraadide jaotuse jaoks Atmosfääri rõhk Aastaaeg ning mandrite ja ookeanide leviku iseloom omavad märkimisväärset mõju. Talvel külmade mandrite kohal, kõrged alad Atmosfääri rõhk Seega laiuskraadide jaotus Atmosfääri rõhk on häiritud ja rõhuväli laguneb kõrg- ja madalrõhualadeks, mida nimetatakse atmosfääri toimekeskused. Kõrgusega muutub horisontaalne rõhujaotus lihtsamaks, lähenedes laiuskraadile. Alustades umbes 5 kõrguselt km Atmosfääri rõhk kogu maakeral väheneb ekvaatorilt poolustele. Igapäevaselt Atmosfääri rõhk Tuvastatakse 2 maksimumi: kell 9-10 h ja 21.-22 h, ja 2 miinimumi: kell 3-4 h ja 15-16 h. Eriti regulaarne ööpäevane kõikumine on troopilistes maades, kus päevane kõikumine ulatub 2,4-ni mmHg Art., ja öö - 1.6 mmHg cm. Laiuskraadi suurenedes muutuste amplituud Atmosfääri rõhk väheneb, kuid samal ajal muutuvad mitteperioodilised muutused tugevamaks Atmosfääri rõhk

Õhk liigub pidevalt: see tõuseb - liikumine ülespoole, langeb - liikumine alla. Õhu liikumist horisontaalsuunas nimetatakse tuuleks. Tuule põhjuseks on õhurõhu ebaühtlane jaotumine Maa pinnal, mis on tingitud temperatuuri ebaühtlasest jaotumisest. Sellisel juhul liigub õhuvool kõrge rõhuga kohtadest sellele küljele, kus rõhk on väiksem. Tuule korral ei liigu õhk ühtlaselt, vaid löökide ja puhangutena, eriti Maa pinna lähedal. Õhu liikumist mõjutavad mitmed põhjused: õhuvoolu hõõrdumine Maa pinnal, takistustega kokku puutumine jne. Lisaks kalduvad õhuvoolud Maa pöörlemise mõjul paremale. põhjapoolkeral ja vasakule lõunapoolkeral. Tuult iseloomustab kiirus, suund ja tugevus. Tuule kiirust mõõdetakse meetrites sekundis (m/s), kilomeetrites tunnis (km/h), punktides (Beauforti skaalal 0-12, hetkel kuni 13 punkti). Tuule kiirus sõltub rõhkude erinevusest ja on sellega otseselt võrdeline: mida suurem on rõhkude vahe (horisontaalne baric gradient), seda suurem on tuule kiirus. Keskmine pikaajaline tuule kiirus maapinnal on 4-9 m/s, harva üle 15 m/s. Tormides ja orkaanides (mõõdukad laiuskraadid) - kuni 30 m/s, puhanguti kuni 60 m/s. Troopilistes orkaanides ulatub tuule kiirus kuni 65 m/s, puhanguti 120 m/s. Tuule suuna määrab horisondi külg, kust tuul puhub. Selle tähistamiseks kasutatakse kaheksat põhisuunda (pidepunkti): N, NW, W, SW, S, SE, E, NE. Suund sõltub rõhu jaotusest ja Maa pöörlemise kõrvalekalduvast mõjust. Tuule tugevus oleneb selle kiirusest ja näitab, millist dünaamilist survet õhuvool mis tahes pinnale avaldab. Tuule jõudu mõõdetakse kilogrammides ruutmeetri kohta (kg/m2). Tuuled on päritolu, iseloomu ja tähenduse poolest äärmiselt mitmekesised. Seega parasvöötme laiuskraadidel, kus domineerib läänetransport, domineerivad läänetuuled (NW, W, SW). Need alad hõivavad tohutuid ruume - umbes 30–60 igal poolkeral. Polaaraladel puhuvad tuuled poolustelt madalrõhualadele parasvöötme laiuskraadidel. Nendel aladel domineerivad Arktikas kirdetuuled ja Antarktikas kagutuuled. Samal ajal on Antarktika kagutuuled erinevalt Arktikast stabiilsemad ja suurema kiirusega. Maakera kõige ulatuslikum tuuletsoon asub troopilistel laiuskraadidel, kus puhuvad pasaattuuled. Pasaattuuled on troopiliste laiuskraadide püsivad tuuled. Need on levinud tsoonis alates 30s. w. kuni 30° w. , see tähendab, et iga tsooni laius on 2-2,5 tuhat km. Tegemist on mõõduka kiirusega (5-8 m/s) ühtlase tuulega. Maapinnal on neil hõõrdumise ja Maa ööpäevase pöörlemise kõrvalekalduva mõju tõttu valdav põhjapoolkeral kirdesuund ja lõunapoolkeral kagusuund (joonis IV.2). Need tekivad seetõttu, et kuumutatud õhk tõuseb ekvaatorivööndis ning selle asemele tuleb troopiline õhk põhjast ja lõunast. Passaadituuled olid ja on navigatsioonis väga praktilise tähtsusega, eriti purjelaevastiku jaoks varem, kui neid nimetati "passaadituulteks". Need tuuled moodustavad piki ekvaatorit ookeanis stabiilseid pinnahoovusi, mis on suunatud idast läände. Just nemad tõid Ameerikasse Columbuse karavellid. Tuuled on kohalikud tuuled, mis puhuvad päeval merelt maale ja öösel maalt merele. Sellega seoses eristatakse päeva- ja öist tuult. Päevane (mere)tuul tekib selle tagajärjel, et päeval soojeneb maismaa merest kiiremini ja selle kohal tekib madalam rõhk. Sel ajal on mere kohal rõhk kõrgem (jahedam) ja õhk hakkab liikuma merelt maale. Öine (kalda)tuul puhub maismaalt merele, kuna sel ajal jahtub maa kiiremini kui meri ja veepinna kohale tekib madalrõhkkond - õhk liigub kaldalt merre.

Tuule kiirust ilmajaamades mõõdetakse anemomeetritega; kui seade ise salvestab, siis nimetatakse seda anemograafiks. Anemormbograaf ei määra pideva salvestusrežiimi korral mitte ainult tuule kiirust, vaid ka suuna. Tuule kiiruse mõõtmise instrumendid on paigaldatud 10-15 m kõrgusele maapinnast ja nende abil mõõdetavat tuult nimetatakse tuuleks maapinnal.

Tuule suund määratakse, nimetades silmapiiril oleva punkti, kust tuul puhub, või tuule suuna poolt moodustatud nurga tuule puhumise koha meridiaaniga, s.t. selle asimuut. Esimesel juhul on silmapiiril 8 põhisuunda: põhja, kirde, ida, kagu, lõuna, edela, lääne, loode ja 8 vahepealset. 8 põhisuunal on järgmised lühendid (vene ja rahvusvahelised): S-N, Yu-S, W-W, E-E, NW-NW, NE-NE, SW-SW, SE- S.E..

Õhumassid ja rinded

Õhumassid on õhumassid, mille temperatuur ja niiskus on suhteliselt ühtlased ning mis jagunevad mitme tuhande kilomeetri suurusele alale ja mitme kilomeetri kõrgusele.

Need tekivad pikaajalise viibimise tingimustes enam-vähem homogeensetel maa- või ookeanipindadel.Atmosfääri üldise tsirkulatsiooni käigus teistesse Maa piirkondadesse liikudes kanduvad õhumassid nendele aladele ja oma ilmastikurežiimile. Domineerimine antud piirkonnas konkreetsel aastaajal loob teatud õhumassid.alale iseloomulik kliimarežiim.

Kogu Maa troposfääri katab neli peamist geograafilist õhumassi tüüpi: Arktika (Antarktika), parasvöötme, troopilise ja ekvatoriaalse õhu massid. Kui mandri välja arvata, on neist igaühes ka mereline. ja mandri sordid, mis moodustuvad vastavalt maale ja ookeanile.

Polaarõhk (Arktika ja Antarktika) moodustub polaaralade jäiste pindade kohale ning seda iseloomustab madal temperatuur, madal niiskusesisaldus ja hea läbipaistvus

Parasvöötme õhk soojeneb palju paremini, seda iseloomustab suvel kõrge niiskusesisaldus, eriti ookeani kohal. Siin valitsevad läänetuuled ja meretsüklonid kannavad parasvöötme õhku mandrite sügavustesse, saates sageli sademetega.

Troopilist õhku iseloomustavad üldiselt kõrged temperatuurid, aga kui mere kohal on ka väga niiske, siis maismaa kohal, vastupidi, äärmiselt kuiv ja tolmune.

Ekvatoriaalõhku iseloomustavad püsivad kõrged temperatuurid ja suurenenud niiskusesisaldus nii ookeani kohal kui ka maismaa kohal, pärastlõunal sajab sageli vihma

Erineva temperatuuri ja niiskusega õhumassid liiguvad ja kohtuvad kitsas ruumis pidevalt.Õhumasse eraldavat tinglikku pinda nimetatakse atmosfäärifrondiks.Kui see mõtteline pind ristub maapinnaga, siis tekib nn atmosfääri rindejoon. .

Arktilist (Antarktist) ja parasvöötme õhku eraldavat pinda nimetatakse vastavalt Arktika ja Antarktika frondiks Parasvöötme laiuskraadide ja troopika õhku eraldab polaarfront Kuna sooja õhu tihedus on väiksem kui külma õhu tihedus, siis front on kaldtasapind, millel on alati väga väikese nurga all (alla 1°) maapinna suhtes väga väikese nurga all (alla 1°) kalle külma õhu poole.Külm õhk, nagu ka paksem õhk, tundub sooja õhuga kohtudes selle all hõljuvat ja tõstke see üles, põhjustades HMAmari moodustumist.

Pärast kohtumist liiguvad erinevad õhumassid edasi suurema kiirusega liikunud massi poole, samal ajal muutub neid õhumasse eraldava esipinna asend, olenevalt esipinna liikumissuunast, külm ja soe. eristatakse frondeid Kui edasiliikuv külm õhk liigub kiiremini kui taanduv soe õhk, nimetatakse atmosfäärifrondiks külma Pärast külma frondi läbimist atmosfäärirõhk tõuseb ja õhuniiskus väheneb Kui soe õhk liigub edasi ja front liigub madalate temperatuuride suunas frondit nimetatakse soojaks frondiks.Soe frondi möödumisel toimub soojenemine, rõhk langeb ja temperatuur tõuseb.

Rinnetel on ilmastiku jaoks suur tähtsus, kuna nende läheduses tekivad pilved ja sageli sajab sademeid.Soe ja külma õhu kokkupuutel tekivad ja arenevad tsüklonid, muutub ilm ebaloomulikuks.Atmosfäärifrontide asukoha, liikumise suundade ja kiiruse tundmine , ning omades ka meteoroloogilisi andmeid, iseloomustavad õhumassi, tehakse ilmaprognoose.

Antitsüklon- kõrge atmosfäärirõhuga ala, mille merepinnal on suletud kontsentrilised isobaarid ja vastava tuulejaotusega. Madala antitsükloni - külma korral jäävad isobaarid suletuks ainult troposfääri madalaimates kihtides (kuni 1,5 km) ja keskmises troposfääris ei tuvastata suurenenud rõhku üldse; Samuti on võimalik, et sellise antitsükloni kohal on kõrgtsüklon.

Kõrge antitsüklon on soe ja säilitab suletud isobaarid antitsüklonaalse tsirkulatsiooniga isegi troposfääri ülaosas. Mõnikord on antitsüklon mitmekeskuseline. Antitsüklonis liigub õhk põhjapoolkeral keskpunkti ümber päripäeva (ehk rõhugradiendist kõrvale kaldudes paremale), lõunapoolkeral aga vastupäeva. Antitsüklonile on iseloomulik selge või vahelduva pilvisusega ilm. Seoses õhu jahtumisega maapinnalt külmal aastaajal ja öösel antitsüklonis on võimalik pinnapealsete inversioonide ja madalate kihtpilvede (St) ja udude teke. Suvel on maismaa kohal võimalik mõõdukas päevane konvektsioon koos rünkpilvede tekkega. Konvektsiooni koos rünkpilvede tekkega täheldatakse ka subtroopiliste antitsüklonite ekvaatoripoolsel perifeerial pasaattuultel. Kui antitsüklon stabiliseerub madalatel laiuskraadidel, tekivad võimsad, kõrged ja soojad subtroopilised antitsüklonid. Antitsüklonite stabiliseerumine toimub ka keskmistel ja polaarsetel laiuskraadidel. Kõrgeid, aeglaselt liikuvaid antitsükloneid, mis häirivad üldist läänesuunalist transporti keskmistel laiuskraadidel, nimetatakse blokeerivateks.

Sünonüümid: kõrgrõhuala, kõrgrõhuala, barikamaksimum.

Antitsüklonid ulatuvad mitme tuhande kilomeetrini. Antitsükloni keskmes on rõhk tavaliselt 1020-1030 mbar, kuid võib ulatuda 1070-1080 mbarni. Sarnaselt tsüklonitega liiguvad antitsüklonid troposfääris üldise õhutranspordi suunas ehk läänest itta, kaldudes kõrvale madalate laiuskraadide suunas. Antitsükloni keskmine liikumiskiirus on põhjapoolkeral umbes 30 km/h ja lõunapoolkeral umbes 40 km/h, kuid sageli võtab antitsüklon pikaks ajaks istuv oleku.

Antitsükloni märgid:

Selge või vahelduva pilvisusega ilm

Tuult pole

Sademeid pole

Stabiilne ilm (ei muutu aja jooksul märgatavalt seni, kuni antitsüklon eksisteerib)

Suvel toob antitsüklon kuuma, vahelduva pilvisusega ilma. Talvel toob antitsüklon tugevaid külmasid, kohati võib tekkida ka härmas udu.

Antitsüklonite oluline tunnus on nende moodustumine teatud piirkondades. Eelkõige tekivad jääväljade kohale antitsüklonid. Ja mida paksem on jääkate, seda rohkem väljendub antitsüklon; Seetõttu on Antarktika kohal asuv antitsüklon väga võimas, kuid Gröönimaa kohal väikese võimsusega ja Arktika kohal keskmise raskusastmega. Troopilises vööndis arenevad ka võimsad antitsüklonid.

Tsüklon(vanakreeka keelest κυκλῶν - "pöörlev") - tohutu (sadadest kuni mitme tuhande kilomeetrini) läbimõõduga atmosfääri keeris, mille keskel on vähendatud õhurõhk.

Õhu liikumine (katkendlikud nooled) ja isobaarid (pidevad jooned) tsüklonis põhjapoolkeral.

Troopilise tsükloni vertikaalne läbilõige

Tsüklonites ringleb õhk põhjapoolkeral vastupäeva ja lõunapoolkeral päripäeva. Lisaks on õhukihtides maapinnast kuni mitmesaja meetri kõrgusel tuulel komponent, mis on suunatud tsükloni keskme suunas, mööda bariaarset gradienti (rõhu languse suunas). Termini suurus väheneb koos kõrgusega.

Skemaatiline kujutis tsüklonite tekkeprotsessist (mustad nooled), mis on tingitud Maa pöörlemisest (sinised nooled).

Tsüklon ei ole lihtsalt antitsükloni vastand; neil on erinev esinemismehhanism. Tsüklonid tekivad pidevalt ja loomulikult Maa pöörlemisel tänu Coriolise jõule. Brouweri fikseeritud punkti teoreemi tagajärg on vähemalt ühe tsükloni või antitsükloni olemasolu atmosfääris.

Tsükloneid on kahte peamist tüüpi – ekstratroopilised ja troopilised. Esimesed tekivad parasvöötme või polaarsetel laiuskraadidel ja nende läbimõõt ulatub arengu alguses tuhandest kilomeetrist, nn kesktsükloni puhul kuni mitme tuhandeni. Ekstratroopilistest tsüklonitest eristatakse lõunatsükloneid, mis moodustuvad parasvöötme laiuskraadide lõunapiiril (Vahemeri, Balkani, Must meri, Lõuna-Kaspia jt) ning liiguvad põhja ja kirde suunas. Lõunatsüklonitel on tohutud energiavarud; Just lõunatsüklonitega Kesk-Venemaal ja SRÜ-s on seotud kõige tugevamad sademed, tuuled, äikesetormid, tuisk ja muud ilmastikunähtused.

Troopilised tsüklonid tekivad troopilistel laiuskraadidel ja on väiksemate mõõtmetega (sadu, harva üle tuhande kilomeetri), kuid suurema rõhugradiendi ja tuule kiirusega, mis ulatuvad tormieelsele tasemele. Selliseid tsükloneid iseloomustavad ka nn “tormisilm” - 20-30 km läbimõõduga keskala suhteliselt selge ja vaikse ilmaga. Troopilised tsüklonid võivad oma arengu käigus muutuda ekstratroopiliseks. Alla 8-10° põhja- ja lõunalaiuskraadi esineb tsükloneid väga harva ja ekvaatori vahetus läheduses ei esine neid üldse.

Tsüklonid tekivad mitte ainult Maa atmosfääris, vaid ka teiste planeetide atmosfääris. Näiteks Jupiteri atmosfääris on aastaid täheldatud nn suurt punast laiku, mis on ilmselt pikaealine antitsüklon.

Number: 15.02.2016

Klass: 6"B"

Õppetund nr.42

Tunni teema:§39. Õhutemperatuur ja päevane temperatuuri kõikumine

Tunni eesmärk:

Hariduslik: Arendada teadmisi õhutemperatuuri jaotumise mustrite kohta.

Arendav I : Arendada oskusi, oskust määrata temperatuuri, arvutada ööpäevast temperatuuri, koostada graafikuid, lahendada temperatuurimuutuste ülesandeid, leida temperatuuride amplituudi.

Harivad: Kasvatage soovi ainet õppida.

Tunni tüüp: kombineeritud

Tunni tüüp: probleemipõhine õpe

Varustusõppetund: IKT, termomeetrid, ilmakalendrid,

I. Organisatsioonimoment: Tervitused. Kadunud isikute tuvastamine.

II.Kodutöö kontrollimine:

Test.

1.Millised põhjused määravad Maa kuumenemise?

Ja polaaröö ja polaarpäev

Päikesevalguse langemisnurk B

Päeva ja öö vahelduses

G rõhk, temperatuur, tuul.

2. Mis vahe on pinna kuumenemisel ekvaatoril ja parasvöötme laiuskraadidel?

Ja ekvatoriaalseid laiuskraade soojendatakse aastaringselt rohkem

B-ekvatoriaalsed laiuskraadid köetakse rohkem suvel

Ekvatoriaalsetel laiuskraadidel köetakse neid aastaringselt võrdselt.

3. Mitu valgustustsooni?

A 3 B 5 C 6 D 4

4. Millised on polaarvöö omadused?

A Kaks korda aastas on päike troopikas

B Aasta läbi on polaarpäev ja polaaröö.

Suvel on päike oma seniidis.

5.Kas ilm muutub troopilises vööndis sageli?

A Jah B Ei C 4 korda aastas

III.Selgituse ettevalmistamine uus teema : Kirjutage tunni teema tahvlile ja selgitage

IV.Uute teemade selgitamines:

Õhutemperatuur- õhu soojendamise aste, määratakse termomeetri abil.

Õhutemperatuur- üks olulisemaid ilmastiku ja kliima omadusi.

Termomeeter on seade õhutemperatuuri määramiseks. Termomeeter on reservuaari külge joodetud kapillaartoru, mis on täidetud vedelikuga (elavhõbe, alkohol). Toru on kinnitatud varda külge, millele on trükitud termomeetri skaala. Kui see läheb soojemaks, hakkab torus olev vedelik tõusma ja külmemaks muutudes hakkab see langema. Termomeetrid on saadaval kasutamiseks väljas ja siseruumides.

Õhutemperatuuri igapäevane muutus - amplituud.

Uuringud on näidanud, et temperatuur muutub ajas, st päeva, kuu, aasta jooksul. Päevane temperatuurimuutus sõltub Maa pöörlemisest ümber oma telje.

Öösel, kui päikest soojust ei tule, Maa pind jahtub. Päeval, vastupidi, see soojeneb.

Tänu sellele muutub õhutemperatuur.

Päeva madalaim temperatuur -enne päikesetõusu.

Kõrgeim temperatuur on 2-3 tundi pärast keskpäeva

Päeva jooksul võetakse ilmajaamades temperatuurinäiteid 4 korda: kell 1, 7, 13, 19, seejärel summeeritakse ja jagatakse 4-ga – ööpäeva keskmine temperatuur.

Näiteks:

1 h +5 0 С, 7 h +7 0 С, 13 h +15 0 С, 19 h +11 0 С,

5 0 С+7 0 С+15 0 С+11 0 С=38 0 С: 4=9,5 0 С

V.Uue teema valdamine:

Test

1. Õhutemperatuur koos kõrgusega:

a) väheneb

b) suureneb

c) ei muutu

2. Erinevalt veest maa soojeneb:

a) aeglasem

b) kiiremini

3. Õhutemperatuuri mõõdetakse:

a) baromeeter

b) termomeeter

c) hügromeeter

a) kell 7

b) kell 12

c) kell 14

5. Päevased temperatuurikõikumised sõltuvad:

a) pilvisus

b) päikesevalguse langemisnurk

6. Amplituud on:

a) kõigi päeva temperatuuride summa

b) kõrgeima ja madalaima temperatuuri vahe

7. Keskmine temperatuur (+2 o; +4 o; +3 o; -1 o) on võrdne:

VI. Tunni kokkuvõte:

1. määrake temperatuuride amplituud, keskmine ööpäevane temperatuur,

VII.Kodutöö:

1.§39. Õhutemperatuur ja päevane temperatuuri kõikumine

VII. Hindamine:

Hindamise õpetaja õpilane

Õhutemperatuuri muutuste põhjused.

Õhutemperatuur muutub iga päev, järgides maapinna temperatuuri. Kuna õhku soojendatakse ja jahutatakse maapinnalt, on ööpäevase temperatuurimuutuse amplituud meteoroloogiakabiinis väiksem kui mullapinnal, keskmiselt umbes kolmandiku võrra.

Õhutemperatuuri tõus algab koos mulla temperatuuri tõusuga (15 minutit hiljem) hommikul, pärast päikesetõusu. 13-14 tunni jooksul hakkab mulla temperatuur, nagu me teame, langema. 14-15 tunniga võrdsustub õhutemperatuuriga; sellest ajast alates hakkab mulla temperatuuri edasise langusega õhutemperatuur langema.

Õhutemperatuuri ööpäevane kõikumine ilmneb üsna õigesti ainult stabiilse selge ilma korral.

Kuid mõnel päeval võib õhutemperatuuri ööpäevane kõikumine olla väga vale. See sõltub pilvkatte muutustest ja ka advektsioonist.

Õhutemperatuuri ööpäevane amplituud varieerub ka aastaaegade, laiuskraadide lõikes, samuti olenevalt pinnase ja maastiku iseloomust. Talvel on see vähem kui suvel. Laiuskraadi suurenedes väheneb õhutemperatuuri päevane amplituud, kuna päikese keskpäevane kõrgus horisondi kohal väheneb. Laiuskraadidel 20-30° maismaal on aasta keskmine ööpäevane temperatuuri amplituud umbes 12°, laiuskraadil 60° umbes 6°, laiuskraadil 70° vaid 3°. Kõrgeimatel laiuskraadidel, kus päike ei tõuse ega looju mitu päeva järjest, pole regulaarset ööpäevast temperatuurikõikumist üldse.

Ka mullapinna temperatuur muutub aastaringselt. Troopilistel laiuskraadidel on selle aastane amplituud ehk vahe aasta kõige soojema ja külmema kuu pikaajaliste keskmiste temperatuuride vahel väike ja suureneb koos laiuskraadidega. Põhjapoolkeral laiuskraadil 10° on see umbes 3°, laiuskraadil 30° umbes 10°, laiuskraadil 50° on keskmine umbes 25°.

Õhutemperatuuri muutuste põhjused

Maapinnaga otseses kokkupuutes olev õhk vahetab sellega soojust molekulaarse soojusjuhtivuse tõttu. Kuid atmosfääri sees on veel üks, tõhusam soojusülekanne - turbulentse soojusjuhtivuse kaudu. Õhu segunemine turbulentsi ajal soodustab väga kiiret soojuse ülekandumist ühest atmosfäärikihist teise. Turbulentne soojusjuhtivus suurendab ka soojuse ülekandumist maapinnalt õhku või vastupidi. Kui näiteks õhku jahutatakse maapinnalt, siis turbulentsi kaudu toimetatakse jahtunud õhu kohale pidevalt soojemat õhku pealiskihtidest. See säilitab temperatuuride erinevuse õhu ja pinna vahel ning toetab seetõttu soojuse ülekandmist õhust pinnale. Advektsiooniga seotud temperatuurimuutused – sissevool see koht uusi õhumasse mujalt maakera nimetatakse advektiivseks. Kui antud kohta voolab kõrgema temperatuuriga õhk, siis räägime soojusadvektsioonist, kui madalama temperatuuriga, siis külmaadvektsioonist.

Temperatuuri üldist muutust kindlas geograafilises punktis, mis sõltub nii individuaalsetest õhutingimuste muutustest kui ka advektsioonist, nimetatakse lokaalseks muutuseks.