Päivittäinen ja vuosikurssi. Päivittäinen ja vuotuinen lämpötilan vaihtelu

Ilman lämpötilan päivittäinen kurssi on ilman lämpötilan muutos päivän aikana. Yleensä se heijastaa maan pinnan lämpötilan kulkua, mutta maksimien ja minimien alkamishetket ovat hieman myöhässä: maksimi tapahtuu klo 14.00, minimi auringonnousun jälkeen.

Ilman lämpötilan päivittäinen amplitudi- päivän korkeimman ja alimman ilman lämpötilan välinen ero. Se on korkeampi maalla kuin valtameren yläpuolella, pienenee siirryttäessä korkeille leveysasteille ja lisääntyy paljaissa paikoissa. Trooppisten aavikoiden korkein amplitudi on jopa 40ºC. Ilman lämpötilan vuorokausiamplitudin arvo on yksi ilmaston mannerisuuden mittareista. Aavikoilla se on paljon suurempi kuin alueilla, joilla on merellinen ilmasto.

Ilman lämpötilan vuotuinen vaihtelu(kuukausikeskilämpötilan muutos vuoden aikana) määräytyy ensisijaisesti paikan leveysasteella. Ilman lämpötilan vuotuinen amplitudi- kuukausittaisen enimmäis- ja alimman keskilämpötilan välinen ero.

Ilman lämpötilan maantieteellinen jakautuminen esitetään käyttämällä isotermit- viivat yhdistävät pisteitä kartalla, joilla on sama lämpötila. Ilman lämpötilan jakautuminen on vyöhykekohtainen, vuotuiset isotermit ovat kokonaisuutena leveysleveysjakaumaa ja vastaavat säteilytasapainon vuotuista jakautumista (kuvat 10, 11).

Keskimäärin vuoden lämpimin leveys on 10º pohjoista leveyttä. jonka lämpötila on +27 ºC lämpö päiväntasaaja. Kesällä terminen päiväntasaaja siirtyy 20º N, talvella se lähestyy päiväntasaajaa 5º N.

Riisi. 10. Heinäkuun keskilämpötilan jakautuminen

Riisi. 11. Keskimääräisen ilman lämpötilan jakautuminen tammikuussa

Lämpöekvaattorin siirtymä SP:ssä selittyy sillä, että SP:ssä matalilla leveysasteilla sijaitseva maa-alue on suurempi kuin SP ja siellä on korkeammat lämpötilat vuoden aikana.

Maan pinnalla oleva lämpö jakautuu vyöhyke-alueellisesti. Maantieteellisten leveysasteiden lisäksi lämpötilojen jakautumiseen maapallolla vaikuttavat maan ja meren jakautumisen luonne, kohokuvio, korkeus merenpinnasta, meri- ja ilmavirrat.

Lämpimät ja kylmät virtaukset häiritsevät vuosittaisten isotermien leveyssuuntaista jakautumista. NP:n lauhkeilla leveysasteilla lämpimien virtausten huuhtomat länsirannat ovat lämpimämpiä kuin itärannat, joita pitkin kylmät virtaukset kulkevat. Tästä johtuen isotermit länsirannikoilla ovat taipuneita kohti napaa, itärannikolla - kohti päiväntasaajaa.

SP:n vuotuinen keskilämpötila on +15,2ºС ja SP on +13,2ºС. SP:ssä minimilämpötilat ovat paljon alhaisemmat; asemilla "Sovetskaya" ja "Vostok" lämpötila oli -89,2º С (SP:n ehdoton minimi). Alin lämpötila pilvettömällä säällä Etelämantereella voi laskea -93 º C:een. Korkeimmat lämpötilat havaitaan trooppisen vyöhykkeen aavikoissa: +58 º C Tripolissa, +56,7 º C Kaliforniassa Death Valleyssa.

Kartat antavat käsityksen siitä, miten maanosat ja valtameret vaikuttavat lämpötilojen jakautumiseen. isonomaalinen(isonomalit ovat viivoja, jotka yhdistävät pisteitä, joilla on samat lämpötilan poikkeamat). Anomaliat ovat todellisten lämpötilojen poikkeamia keskileveysasteista. Anomaliat ovat positiivisia ja negatiivisia. Positiivisia poikkeavuuksia havaitaan kesällä kuumilla mantereilla. Aasiassa lämpötilat ovat 4 ºC korkeammat kuin keskileveysasteilla.Talvella positiiviset poikkeamat sijaitsevat lämpimien virtausten yläpuolella (lämpimän Pohjois-Atlantin virtauksen yläpuolella Skandinavian rannikolla lämpötila on 28 ºC normaalia korkeampi). Negatiiviset poikkeavuudet korostuvat talvella kylmillä mantereilla ja kesällä kylmillä virtauksilla. Esimerkiksi Oymyakonissa talvella lämpötila on 22 ºC alle normin.

Maapallolla erotetaan seuraavat lämpövyöhykkeet (isotermit otetaan lämpövyöhykkeiden rajojen ulkopuolelle):

1. Kuuma, rajaa kullakin pallonpuoliskolla vuotuinen + 20 º С isotermi, joka kulkee lähellä 30 º s. sh. ja y.sh.

2. Kaksi lauhkeaa vyötä, jotka kullakin pallonpuoliskolla sijaitsevat lämpimimmän kuukauden (heinäkuun tai tammikuun) vuotuisen isotermin + 20 º C ja + 10 º C välillä.

3. kaksi kylmää hihnaa, raja kulkee lämpimimmän kuukauden 0 º C isotermiä pitkin. Joskus on alueita ikuinen pakkanen, jotka sijaitsevat napojen ympärillä (Shubaev, 1977).

Tällä tavalla:

1. Ainoa energialähde, jolla on käytännön merkitystä GO:n eksogeenisten prosessien kulun kannalta, on aurinko. Auringon lämpö tulee maailmanavaruuteen säteilyenergian muodossa, joka sitten maapallon absorboituneena muuttuu lämpöenergiaksi.

2. Matkallaan olevaan auringonsäteeseen kohdistuu lukuisia vaikutuksia (sironta, absorptio, heijastus) väliaineen eri elementeistä, joihin se tunkeutuu, ja pinnoilta, joille se putoaa.

3. Auringon säteilyn jakautumiseen vaikuttavat: Maan ja Auringon välinen etäisyys, auringonsäteiden tulokulma, Maan muoto (määrittää ennalta säteilyn intensiteetin vähenemisen päiväntasaajalta napoille) . Tämä on tärkein syy lämpövyöhykkeiden jakamiseen ja näin ollen syy ilmastovyöhykkeiden olemassaoloon.

4. Alueen leveysasteen vaikutusta lämmön jakautumiseen korjataan useilla tekijöillä: kohokuvio; maan ja meren jakelu; kylmien ja lämpimien merivirtojen vaikutus; ilmakehän kiertokulku.

5. Auringon lämmön jakautumista vaikeuttaa entisestään se, että pystyjakauman säännönmukaisuudet ja piirteet asettuvat säteilyn ja lämmön vaakasuoran (maan pintaa pitkin) jakautumisen säännönmukaisuuksien päälle.

Ilmakehän yleinen kierto

Ilmakehässä muodostuu eri mittakaavaisia ​​ilmavirtoja. Ne voivat peittää koko maapallon ja korkeudessa - troposfäärin ja alemman stratosfäärin tai vaikuttaa vain rajoitettuun alueeseen. Ilmavirrat varmistavat lämmön ja kosteuden uudelleenjakautumisen matalien ja korkeiden leveysasteiden välillä ja kuljettavat kosteutta syvälle mantereelle. Levitysalueen mukaan erotetaan yleisen ilmakehän kierron (GCA) tuulet, syklonien ja antisyklonien tuulet sekä paikallistuulet. Suurin syy tuulien muodostumiseen on paineen epätasainen jakautuminen planeetan pinnalla.

Paine. normaali ilmanpaine- ilmakehän pylvään paino, jonka poikkileikkaus on 1 cm 2 valtameren tasolla 0ºС 45º leveysasteella. Sitä tasapainottaa 760 mm:n elohopeapylväs. Normaali ilmanpaine on 760 mm Hg tai 1013,25 mb. Paine SI:nä mitataan pascaleina (Pa): 1 mb = 100 Pa. Normaali ilmanpaine on 1013,25 hPa. Pienin maan päällä koskaan havaittu paine (merenpinnalla), 914 hPa (686 mm); korkein on 1067,1 hPa (801 mm).

Paine laskee korkeuden mukana, kun ilmakehän päällä olevan kerroksen paksuus pienenee. Etäisyys metreinä, joka täytyy nousta tai laskea, jotta ilmanpaine muuttuu 1 hPa:lla on ns. painevaihe. Bariaskelmä korkeudella 0-1 km on 10,5 m, 1-2 km - 11,9 m, 2-3 km - 13,5 m. Bariaskelman arvo riippuu lämpötilasta: lämpötilan noustessa se kasvaa 0:lla ,neljä %. Lämpimässä ilmassa barinen askel on suurempi, joten ilmakehän lämpimillä alueilla korkeissa kerroksissa on enemmän painetta kuin kylmissä. Bari-askeleen käänteislukua kutsutaan pystysuora baric gradientti on paineen muutos etäisyysyksikköä kohden (100 m otetaan etäisyyden yksikkönä).

Paine muuttuu ilman liikkeen seurauksena - sen ulosvirtaus paikasta ja sisäänvirtaus toiseen. Ilman liike johtuu ilman tiheyden muutoksesta (g / cm 3), joka johtuu alla olevan pinnan epätasaisesta kuumenemisesta. Yhtä lämpimällä pinnalla paine laskee tasaisesti korkeuden mukaan ja isobariset pinnat(samalla paineella pisteiden läpi vedetyt pinnat) ovat samansuuntaisia ​​toistensa ja alla olevan pinnan kanssa. Suuremman paineen alueella isobariset pinnat ovat kuperia ylöspäin, alennetun paineen alueilla alaspäin. Maan pinnalla paine on esitetty käyttämällä isobar Linjat, jotka yhdistävät saman paineen pisteitä. Ilmakehän paineen jakautumista valtameren tasolla, joka on kuvattu isobaarien avulla, kutsutaan barinen helpotus.

Ilmakehän painetta maan pinnalla, sen jakautumista avaruudessa ja muutosta ajassa kutsutaan barinen kenttä. Korkean ja matalan paineen alueita, joihin barikenttä on jaettu, kutsutaan painejärjestelmät.

Suljettuihin barisiin järjestelmiin kuuluvat baric maksimit (suljettujen isobaarien järjestelmä, jossa on korotettu paine keskellä) ja minimit (suljettujen isobaarien järjestelmä, jossa on alennettu paine keskellä), avoimiin barisiin järjestelmiin kuuluu baric harjante (lisäpaineen kaista). barimaksimista alennetun painekentän sisällä), kouru (matalapainealue bariminiminimistä korotetun painekentän sisällä) ja satula (avoin isobaarijärjestelmä kahden barimaksimin ja kahden minimin välillä). Kirjallisuudessa on käsite "barinen masennus" - matalapaineinen hihna, jonka sisällä voidaan sulkea bariminimit.

Maan pintaan kohdistuva paine jakautuu vyöhykkeellisesti. Päiväntasaajalla on vuoden aikana matalapainevyöhyke - päiväntasaajan masennus(alle 1015 hPa) . Heinäkuussa se siirtyy pohjoiselle pallonpuoliskolle 15–20º pohjoista leveyttä, joulukuussa - eteläiselle pallonpuoliskolle 5º eteläistä leveyttä. Trooppisilla leveysasteilla (molempien pallonpuoliskojen 35º ja 20º välillä) paine kasvaa vuoden aikana - trooppiset (subtrooppiset) baric-huiput(yli 1020 hPa). Talvella valtamerten ja maan ylle ilmestyy jatkuva korkeapainevyöhyke (Azorit ja Havaiji - SP; Etelä-Atlantti, Etelä-Tyynimeri ja Etelä-Intia - SP). Kesällä kohonnut paine säilyy vain valtamerien yllä, maalla paine laskee, esiintyy lämpöpainamia (Iran-Tara minimi - 994 hPa). Lauhkeilla leveysasteilla SP muodostaa kesällä jatkuvan vyöhykkeen alennettu paine barikenttä on kuitenkin epäsymmetrinen: Eteläisellä Tyynellämerellä lauhkeilla ja subpolaarisilla leveysasteilla vedenpinnan yläpuolella on matalapainevyöhyke ympäri vuoden (Antarktinen minimi - jopa 984 hPa); SP-alueella manner- ja valtameren sektorien vuorottelun vuoksi bariminimit ilmaistaan ​​vain valtamerten yläpuolella (Islannin ja Aleutin - paine tammikuussa 998 hPa); talvella barimaksimit ilmaantuvat maanosien ylle pinnan voimakkaan jäähtymisen vuoksi . Polaarisilla leveysasteilla Etelämantereen ja Grönlannin jäätiköiden yläpuolella paine vuoden aikana kohonnut- 1000 hPa (matalat lämpötilat - kylmä ja raskas ilma) (kuvat 12, 13).

Kutsutaan vakaita korkean ja matalan paineen alueita, joihin bariinikenttä hajoaa lähellä maan pintaa ilmakehän toimintakeskuksia. On alueita, joilla paine pysyy vakiona ympäri vuoden (samantyyppiset painejärjestelmät ovat vallitsevia, joko maksimi- tai minimipainejärjestelmä), ilmakehän pysyvät toimintakeskukset:

– päiväntasaajan masennus;

– Aleutian matala (SP:n lauhkeat leveysasteet);

– Islannin matalat leveysasteet (SP);

- lauhkean leveysasteen matalapainevyöhyke SP (Antarktinen matalapainevyöhyke);

– korkean paineen SP subtrooppiset vyöhykkeet:

Azorien korkeus (North Atlantic High)

Hawaiian High (North Pacific High)

– korkean paineen SP subtrooppiset vyöhykkeet:

South Pacific High (Etelä-Amerikan lounais)

Etelä-Atlantin korkeus (St. Helena antisykloni)

Etelä-Intian huippu (Mauritiuksen antisykloni)

– Etelämantereen maksimi;

– Grönlanti maksimissaan.

Kausipainejärjestelmät muodostuvat siinä tapauksessa, että paine muuttaa kausiluonteisesti merkkiä päinvastaiseksi: barimaksimin tilalle syntyy barimini ja päinvastoin. Kausipainejärjestelmiin kuuluvat:

- Kesäinen Etelä-Aasian minimi, jonka keskusta on lähellä 30º pohjoista leveyttä. (997 hPa)

– Aasian talvimaksimi keskitettynä Mongolian ylle (1036 hPa)

– kesä Meksikon matala (Pohjois-Amerikan lama) – 1012 hPa

– Pohjois-Amerikan ja Kanadan talven huiput (1020 hPa)

– Australian, Etelä-Amerikan ja Etelä-Afrikan yläpuolella olevat kesän (tammikuu) laman väistyvät talvella Australian, Etelä-Amerikan ja Etelä-Afrikan antisyklonit.

Tuuli. Vaakasuuntainen baric gradientti. Ilman liikettä vaakasuunnassa kutsutaan tuuleksi. Tuulelle on ominaista nopeus, voimakkuus ja suunta. Tuulen nopeus - matka, jonka ilma kulkee aikayksikössä (m / s, km / h). Tuulen voima - paine, jonka ilma kohdistaa 1 m 2:n alueelle, joka sijaitsee kohtisuorassa liikettä vastaan. Tuulen voimakkuus määritetään kg/m 2 tai pisteinä Beaufortin asteikolla (0 pistettä - tyyni, 12 - hurrikaani).

Tuulen nopeus määräytyy vaakasuuntainen baric gradientti– paineen muutos (painehäviö 1 hPa) yksikkömatkaa (100 km) kohden paineen laskun suuntaan ja kohtisuorassa isobaariin nähden. Barometrisen gradientin lisäksi tuuleen vaikuttavat Maan pyöriminen (Coriolis-voima), keskipakovoima ja kitka.

Coriolis-voima kääntää tuulen oikealle (SP:ssä vasemmalle) gradientin suunnasta. Keskipakovoima vaikuttaa tuuleen suljetuissa barijärjestelmissä - sykloneissa ja antisykloneissa. Se on suunnattu liikeradan kaarevuussädettä pitkin kohti sen kuperaa. Ilman kitkavoima maan pinnalla vähentää aina tuulen nopeutta. Kitka vaikuttaa alempaan, 1000 metrin kerrokseen, ns kitkakerros. Ilman liikettä kitkan puuttuessa kutsutaan gradienttituuli. Gradienttituulta, joka puhaltaa pitkin yhdensuuntaisia ​​suoraviivaisia ​​isobareja kutsutaan geostrofinen, kaarevia suljettuja isobaaria pitkin – geosyklostrofinen. Kaaviossa on visuaalinen esitys tuulien esiintymistiheydestä tiettyihin suuntiin "tuulen ruusu".

Baric-relefion mukaan on olemassa seuraavat tuulivyöhykkeet:

- päiväntasaajan tyyni vyö (tuulet ovat suhteellisen harvinaisia, koska voimakkaasti lämmitetyn ilman nousevat liikkeet hallitsevat);

- pohjoisen ja eteläisen pallonpuoliskon pasaatituulien vyöhykkeet;

- tyyni alueet subtrooppisen korkeapainevyöhykkeen antisykloneissa (syynä on laskevien ilman liikkeiden hallitsevuus);

- molempien pallonpuoliskojen keskileveysasteilla - länsituulien vallitsevat vyöhykkeet;

– ympyränapaisissa tiloissa tuulet puhaltavat napoilta kohti keskimmäisiä leveysasteita, ts. itäsuuntaiset tuulet ovat yleisiä täällä.

Yleinen ilmakehän kiertokulku (GCA)- planeetan mittakaavassa oleva ilmavirtajärjestelmä, joka kattaa koko maapallon, troposfäärin ja alemman stratosfäärin. Vapautuu ilmakehän kiertoon vyöhyke- ja meridionaaliset siirrot. Vyöhykesiirrot, jotka kehittyvät pääasiassa leveyssuunnassa, sisältävät:

- länsisiirto, joka hallitsee koko planeettaa troposfäärin yläosassa ja alemmassa stratosfäärissä;

- alemmalla troposfäärillä, polaarisilla leveysasteilla - itätuulet; lauhkeilla leveysasteilla - länsituulet, trooppisilla ja päiväntasaajan leveysasteilla - itäiset (kuva 14).

navalta päiväntasaajalle.

Itse asiassa ilmakehän pintakerroksen päiväntasaajan ilma on erittäin lämmintä. Lämmin ja kostea ilma nousee, sen tilavuus kasvaa ja korkea paine nousee troposfäärin yläosaan. Napoissa ilmakehän pintakerrosten voimakkaan jäähtymisen vuoksi ilma puristuu, sen tilavuus pienenee ja yläosassa paine laskee. Tämän seurauksena troposfäärin ylemmissä kerroksissa ilma virtaa päiväntasaajalta navoille. Tästä johtuen ilman massa päiväntasaajalla ja siten paine sen alla olevalla pinnalla pienenee ja kasvaa navoissa. Pintakerroksessa liike alkaa navoista päiväntasaajalle. Johtopäätös: auringon säteily muodostaa OCA:n meridionaalisen komponentin.

Homogeenisella pyörivällä maapallolla toimii myös Coriolis-voima. Yläosassa Coriolis-voima kääntää virtauksen SP:ssä liikkeen suunnan oikealle puolelle, ts. lännestä itään. SP:ssä ilman liike poikkeaa vasemmalle, ts. taas lännestä itään. Siksi huipulla (ylemmässä troposfäärissä ja alemmassa stratosfäärissä, korkeusalueella 10-20 km, paine laskee päiväntasaajalta napoille) havaitaan länsisiirto, se havaitaan koko maapallon osalta. koko. Yleensä ilmaliikettä tapahtuu napojen ympärillä. Näin ollen Coriolis-voima muodostaa OCA:n vyöhykekuljetuksen.

Alla olevan pinnan alapuolella liike on monimutkaisempaa; sen jakautuminen maanosiin ja valtameriin. Muodostuu monimutkainen suurten ilmavirtojen kuvio. Subtrooppisista korkeapainevyöhykkeistä ilmavirrat virtaavat päiväntasaajalle ja lauhkeille leveysasteille. Ensimmäisessä tapauksessa muodostuu trooppisen päiväntasaajan leveysasteiden itätuulet. Valtamerten yllä, jatkuvien barimaksimien ansiosta, ne ovat olemassa ympäri vuoden - kaupan tuulet- subtrooppisten maksimien päiväntasaajan reuna-alueiden tuulet, jotka puhaltavat jatkuvasti vain valtamerten yli; maan päällä niitä ei jäljitetä kaikkialla eikä aina (katkot johtuvat subtrooppisten antisyklonien heikkenemisestä voimakkaasta lämpenemisestä ja päiväntasaajan painuman siirtymisestä näille leveysasteille). SP:ssä pasaatit ovat koilliseen, SP:ssä kaakkoon. Molempien pallonpuoliskojen pasaatituulet lähestyvät päiväntasaajaa. Niiden lähentymisalueella (sisätrooppinen konvergenssivyöhyke) syntyy voimakkaita nousevia ilmavirtoja, muodostuu kumpupilviä ja sataa sadekuuroja.

Lauhkeille leveysasteille suuntautuva tuulenvirtaus muodostuu korkean paineen trooppisesta vyöhykkeestä lauhkean leveysasteen länsituulet. Ne voimistuvat talvella, kun bariminimit kasvavat valtameren ylle lauhkeilla leveysasteilla, baric-gradientti valtamerten bariminimin ja maan päällä olevien barimien välillä kasvaa, minkä vuoksi myös tuulten voimakkuus kasvaa. SP:ssä tuulen suunta on lounaaseen, SP:ssä luoteeseen. Joskus näitä tuulia kutsutaan anti-trade-tuuleksi, mutta ne eivät ole geneettisesti sukua pasaatille, vaan ovat osa planeetan länsiliikennettä.

Itäinen siirto. Vallitsevat tuulet napaleveysasteilla koilliseen SP:llä ja kaakkoon SF:llä. Ilma liikkuu korkeapaineisilta napa-alueilta kohti lauhkean leveysasteen matalapainevyöhykettä. Idän liikennettä edustavat myös trooppisten leveysasteiden pasaatituulet. Päiväntasaajan lähellä itään suuntautuva liikenne kattaa lähes koko troposfäärin, eikä täällä ole länteen kulkua.

OCA:n pääosien leveysasteiden analyysi antaa meille mahdollisuuden erottaa kolme alueellista avointa linkkiä:

- napa: itätuulet puhaltavat alemmassa troposfäärissä, yläpuolella - länsi liikenne;

– kohtalainen linkki: alemmassa ja ylemmässä troposfäärissä – länsituulet;

- trooppinen linkki: alemmassa troposfäärissä - itätuulet, yläpuolella - lännen siirto.

Verenkierron trooppista linkkiä kutsuttiin Hadley-soluksi (aikaisimman OCA-järjestelmän kirjoittaja, 1735), lauhkeaa linkkiä Frerel-soluksi (amerikkalainen meteorologi). Tällä hetkellä solujen olemassaolo kyseenalaistetaan (S.P. Khromov, B.L. Dzerdievsky), mutta maininta niistä on edelleen kirjallisuudessa.

Suihkuvirrat ovat hurrikaanivoimaisia ​​tuulia, jotka puhaltavat ylätroposfäärin ja alemman stratosfäärin frontaalisten vyöhykkeiden yli. Ne ovat erityisen voimakkaita naparintamien yläpuolella, tuulen nopeus on 300–400 km/h suurten painegradienttien ja harvinaisen ilmakehän vuoksi.

Meridionaaliset siirrot monimutkaistavat OCA-järjestelmää ja tarjoavat leveyssuuntaista lämmön ja kosteuden vaihtoa. Tärkeimmät meridionaaliset kuljetukset ovat monsuunit- kausituulet, jotka muuttavat suuntaa kesällä ja talvella päinvastaiseen suuntaan. On trooppisia ja ekstratrooppisia monsuunit.

trooppiset monsuunit Kesä- ja talvipuoliskon välisistä lämpöeroista johtuen, maan ja meren jakautuminen vain lisää, vaikeuttaa tai vakauttaa tätä ilmiötä. Tammikuussa SP:llä sijaitsee lähes katkeamaton antisyklonien ketju: pysyviä subtrooppisia valtamerten yllä ja kausittaisia ​​mantereilla. Samaan aikaan SP:ssä on sinne siirtynyt ekvatoriaalinen painauma. Tämän seurauksena ilmaa siirretään SP:stä SP:hen. Heinäkuussa käänteisellä barijärjestelmien suhteella ilma siirtyy päiväntasaajan yli SP:stä SP:hen. Siten trooppiset monsuunit eivät ole muuta kuin pasaatit, jotka tietyssä vyöhykkeessä päiväntasaajan lähellä saavat toisen ominaisuuden - vuodenaikojen muutoksen yleiseen suuntaan. Trooppiset monsuunit vaihtavat ilmaa välillä pallonpuoliskot, ja maan ja meren välillä, varsinkin kun tropiikissa maan ja meren välinen lämpökontrasti on yleensä pieni. Koko trooppisten monsuunien levinneisyysalue sijaitsee välillä 20º pohjoista leveyttä. ja 15º S (trooppinen Afrikka päiväntasaajan pohjoispuolella, Itä-Afrikka päiväntasaajan eteläpuolella; Etelä-Arabia; Intian valtameri Madagaskariin lännessä ja Pohjois-Australia idässä; Hindustan, Indokiina, Indonesia (ilman Sumatraa), Itä-Kiina; Etelä-Amerikassa - Kolumbia). Esimerkiksi monsuunivirta, joka saa alkunsa antisyklonista Pohjois-Australian yläpuolella ja menee Aasiaan, suuntautuu pohjimmiltaan mantereelta toiselle; valtameri toimii tässä tapauksessa vain välialueena. Afrikan monsuunit ovat ilmanvaihtoa saman mantereen eri pallonpuoliskoilla sijaitsevan kuivan maan välillä, ja Tyynenmeren osassa monsuuni puhaltaa yhden pallonpuoliskon valtameren pinnalta toisen pallonpuoliskon valtameren pinnalle.

Koulutuksessa ekstratrooppiset monsuunit Pääroolissa on maan ja meren välinen lämpökontrasti. Täällä esiintyy monsuunit kausittaisten antisyklonien ja laman välillä, joista osa on mantereella ja osa valtamerellä. Siten Kaukoidän talvimonsuunit ovat seurausta antisyklonin vuorovaikutuksesta Aasian yläpuolella (sen keskus on Mongoliassa) ja pysyvästä Aleutien lamasta; kesä - seurausta antisyklonista Tyynen valtameren pohjoisosan yläpuolella ja lamasta Aasian mantereen ekstratrooppisen osan yllä.

Ekstratrooppiset monsuunit ilmenevät parhaiten Kaukoidässä (mukaan lukien Kamtšatka), Okhotskinmerellä, Japanissa, Alaskassa ja Jäämeren rannikolla.

Yksi pääedellytyksistä monsuunikierron ilmentymiselle on syklonisen aktiivisuuden puuttuminen (Euroopan ja Pohjois-Amerikan yllä ei ole monsuunikiertoa syklonisen toiminnan intensiteetin vuoksi, se "pestään pois" läntisen liikenteen avulla).

Syklonien ja antisyklonien tuulet. Ilmakehässä, kun kaksi ilmamassaa, joilla on erilaiset ominaisuudet, kohtaavat, syntyy jatkuvasti suuria ilmakehän pyörteitä - sykloneja ja antisykloneja. Ne vaikeuttavat suuresti OCA-järjestelmää.

Sykloni- tasainen nouseva ilmakehän pyörre, joka ilmenee lähellä maan pintaa matalapaineisena alueena, jossa on tuulijärjestelmä reunalta keskustaan ​​vastapäivään SP:ssä ja myötäpäivään SP:ssä.

Antisykloni- tasainen laskeva ilmakehän pyörre, joka ilmenee lähellä maan pintaa korkeapaineisena alueena, jossa on tuulijärjestelmä keskustasta kehälle myötäpäivään SP:ssä ja vastapäivään SP:ssä.

Pyörteet ovat litteitä, koska niiden vaakamitat ovat tuhansia neliökilometrejä, kun taas pystymitat ovat 15–20 km. Syklonin keskellä havaitaan nousevia ilmavirtoja, antisyklonissa - laskevia.

Syklonit on jaettu etu-, keskus-, trooppisiin ja lämpösykloihin.

Frontaaliset syklonit muodostuvat arktisella ja naparintamalla: Pohjois-Atlantin arktisella rintamalla (lähellä Pohjois-Amerikan itärannikkoa ja lähellä Islantia), arktisella rintamalla Tyynenmeren pohjoisosassa (lähellä Aasian itärannikkoa ja lähellä Aleutin saaria). Syklonit ovat yleensä olemassa useita päiviä ja liikkuvat lännestä itään noin 20-30 km/h nopeudella. Edessä näkyy sarja sykloneja kolmen tai neljän syklonin sarjassa. Jokainen seuraava sykloni on nuoremmassa kehitysvaiheessa ja liikkuu nopeammin. Syklonit ohittavat toisensa, sulkeutuvat, muodostuvat keskussyklonit- toinen syklonityyppi. Epäaktiivisten keskussyklonien vuoksi valtamerten yläpuolella ja lauhkeilla leveysasteilla säilyy matalapainealue.

Atlantin valtameren pohjoisosasta peräisin olevat syklonit liikkuvat kohti Länsi-Eurooppaa. Useimmiten ne kulkevat Iso-Britannian, Itämeren, Pietarin ja edelleen Uralille ja Länsi-Siperiaan tai Skandinavian, Kuolan niemimaan ja edelleen joko Huippuvuorille tai Aasian pohjoisreunalle.

Pohjois-Tyynenmeren syklonit menevät Luoteis-Amerikkaan sekä Koillis-Aasiaan.

Trooppiset syklonit muodostuu trooppisilla rintamilla useimmiten välillä 5º ja 20º pohjoista leveyttä. ja yu. sh. Niitä esiintyy valtamerten yläpuolella kesän lopulla ja syksyllä, jolloin vesi lämmitetään 27–28 ºC:n lämpötilaan. Lämpimän ja kostean ilman voimakas nousu johtaa siihen, että kondensoituessa vapautuu valtava määrä lämpöä, mikä määrää syklonin kineettinen energia ja matala paine keskellä. Syklonit liikkuvat idästä länteen valtamerten pysyvien barikkien ekvatoriaalista reunaa pitkin. Jos trooppinen sykloni saavuttaa lauhkean leveysasteen, se laajenee, menettää energiaa ja alkaa ekstratrooppisena syklonina siirtyä lännestä itään. Itse syklonin nopeus on pieni (20–30 km/h), mutta tuulet siinä voivat olla jopa 100 m/s (kuva 15).

Riisi. 15. Trooppisten syklonien levinneisyys

Trooppisten syklonien tärkeimmät esiintymisalueet: Aasian itärannikko, Australian pohjoisrannikko, Arabianmeri, Bengalinlahti; Karibianmerellä ja Meksikonlahdella. Trooppisia syklonia on keskimäärin noin 70 vuodessa ja tuulen nopeus on yli 20 m/s. Trooppisia sykloneja kutsutaan Tyynellä valtamerellä taifuuniksi, Atlantilla hurrikaaniksi ja Australian rannikon edustalla myrskyiksi.

Lämpöpaineet syntyvät maalla pinta-alan voimakkaasta ylikuumenemisesta, ilman noususta ja leviämisestä sen yläpuolelle. Tämän seurauksena alapinnan lähelle muodostuu matalapaineinen alue.

Antisyklonit jaetaan etuosaan, subtrooppisiin dynaamisen alkuperän antisykloneihin ja paikallaan oleviin antisykloneihin.

Lauhkeilla leveysasteilla, kylmässä ilmassa, etuosan antisyklonit, jotka liikkuvat sarjassa lännestä itään nopeudella 20–30 km/h. Viimeinen lopullinen antisykloni saavuttaa subtrooppiset alueet, stabiloituu ja muodostuu dynaamista alkuperää oleva subtrooppinen antisykloni. Näitä ovat valtamerten pysyvät baric-maksimit. Kiinteä antisykloni esiintyy maan päällä talvella pinta-alan voimakkaan jäähtymisen seurauksena.

Antisyklonit syntyvät ja pysyvät tasaisesti itäisen arktisen alueen, Etelämantereen ja talvella Itä-Siperian kylmillä pinnoilla. Talvella arktisen ilman murtuessa pohjoisesta antisykloni asettuu koko Itä-Eurooppaan ja valloittaa toisinaan Länsi- ja Etelä-Euroopan.

Jokaista syklonia seuraa ja liikkuu samalla nopeudella antisykloni, joka sisältää minkä tahansa syklonisarjan. Siirtyessään lännestä itään syklonit poikkeavat pohjoiseen ja antisyklonit etelään SP:llä. Syy poikkeamiin selittyy Coriolis-voiman vaikutuksella. Tämän seurauksena syklonit alkavat siirtyä koilliseen ja antisyklonit kaakkoon. Syklonien ja antisyklonien tuulista johtuen lämmön ja kosteuden vaihto tapahtuu leveysasteilla. Korkeapainealueilla ilmavirtaukset ylhäältä alas vallitsevat - ilma on kuivaa, pilviä ei ole; matalapainealueilla - alhaalta ylös - muodostuu pilviä, sataa. Lämpimien ilmamassojen tuloa kutsutaan "lämpöaaltoiksi". Trooppisten ilmamassojen siirtyminen lauhkeille leveysasteille aiheuttaa kesällä kuivuutta ja talvella voimakkaita sulamista. Arktisten ilmamassojen kulkeutuminen lauhkeille leveysasteille - "kylmät aallot" - aiheuttaa jäähtymistä.

paikalliset tuulet- tuulet, joita esiintyy rajoitetuilla alueilla alueella paikallisten syiden vaikutuksesta. Paikallisia lämpöalkuperäisiä tuulia ovat tuulet, vuoristo-laaksotuulet, kohokuvion vaikutus aiheuttaa foehnin ja boorin muodostumista.

tuulet esiintyy valtamerten, merien, järvien rannoilla, joissa on suuria päivittäisiä lämpötilavaihteluita. Suurkaupungeissa on puhaltanut kaupunkituulta. Päivällä, kun maa lämpenee voimakkaammin, sen yläpuolella tapahtuu ilmaliikettä ylöspäin ja sen ulosvirtaus ylhäältä kylmempään suuntaan. Pintakerroksissa tuuli puhaltaa maata kohti, tämä on päivä (meri)tuuli. Yö (rannikko) tuuli esiintyy yöllä. Kun maa jäähtyy enemmän kuin vesi, ja ilman pintakerroksessa tuuli puhaltaa maalta merelle. Merituulet ovat voimakkaampia, niiden nopeus on 7 m/s, etenemiskaista jopa 100 km.

Vuoristolaakson tuulet muodostavat rinteiden tuulet ja todelliset vuoristo-laakson tuulet ja niillä on päivittäinen jaksotus. Rinnetuulet ovat seurausta rinteen pinnan ja samalla korkeudella olevan ilman erilaisesta lämpenemisestä. Päivällä ilma lämpenee rinteessä enemmän ja tuuli puhaltaa rinnettä ylöspäin, yöllä myös rinne jäähtyy enemmän ja tuuli alkaa puhaltaa alas rinnettä. Itse asiassa vuoristolaakson tuulet johtuvat siitä, että vuoristolaaksossa ilma lämpenee ja jäähtyy enemmän kuin samalla korkeudella naapuritasangolla. Yöllä tuuli puhaltaa tasangoille, päivällä vuorille päin. Tuuleen päin olevaa rinnettä kutsutaan tuulen puoleiseksi rinteeksi ja vastakkaista rintettä tuulenpuoleiseksi rinteeksi.

hiustenkuivaaja- lämmin kuiva tuuli korkeilta vuorilta, usein jäätiköiden peitossa. Se johtuu ilman adiabaattisesta jäähdytyksestä tuulen puoleisessa rinteessä ja adiabaattisesta lämmityksestä - tuulenpuoleisessa rinteessä. Tyypillisin foehn tapahtuu, kun OCA-ilmavirta ylittää vuorijonon. Useammin tapaa antisykloni foehn, se muodostuu, jos vuoristoisen maan päällä on antisykloni. Hiustenkuivaajat ovat yleisimpiä siirtymäkausien aikana, niiden kesto on useita päiviä (Alpeilla on 125 päivää hiustenkuivaajalla vuodessa). Tien Shanin vuoristossa tällaisia ​​tuulia kutsutaan castekiksi, Keski-Aasiassa - garmsiliksi, Kalliovuorilla - chinookiksi. Hiustenkuivaajat saavat puutarhat kukkimaan aikaisin ja lumet sulamaan.

Bora- kylmä tuuli, joka puhaltaa matalilta vuorilta kohti lämmintä merta. Novorossiyskissä sitä kutsutaan nord-ostiksi, Absheronin niemimaalla - nord, Baikalilla - sarma, Rhônen laaksossa (Ranska) - mistral. Boraa esiintyy talvella, kun harjanteen eteen, tasangolle muodostuu korkeapaineinen alue, jonne muodostuu kylmää ilmaa. Ylitettyään matalan harjanteen kylmä ilma syöksyy suurella nopeudella kohti lämmintä lahtea, jossa paine on alhainen, nopeus voi olla 30 m/s, ilman lämpötila laskee jyrkästi -5ºС.

Pienet pyörteet ovat tornadot ja verihyytymät (tornado). Meren yllä olevia pyörteitä kutsutaan tornadoiksi, maan päällä - verihyytymiksi. Tornadot ja verihyytymät syntyvät yleensä samoista paikoista kuin trooppiset syklonit, kuumassa, kosteassa ilmastossa. Pääasiallinen energianlähde on vesihöyryn tiivistyminen, jossa vapautuu energiaa. Suuri määrä tornadoja Yhdysvalloissa johtuu kostean lämpimän ilman saapumisesta Meksikonlahdelta. Pyörretuuli liikkuu nopeudella 30–40 km/h, mutta tuulen nopeus siinä on 100 m/s. Trombit esiintyvät yleensä yksittäin, pyörteet - sarjassa. Vuonna 1981 Englannin rannikolle muodostui 105 tornadoa viidessä tunnissa.

Ilmamassojen (VM) käsite. Edellä olevan analyysi osoittaa, että troposfääri ei voi olla fyysisesti homogeeninen kaikissa osissaan. Se on jaettu lakkaamatta olemasta yksi ja kokonaisuus ilmamassat– suuret ilmamäärät troposfäärissä ja alemmassa stratosfäärissä, joilla on suhteellisen tasaiset ominaisuudet ja jotka liikkuvat kokonaisuudessaan yhdessä OCA-virrasta. VM:n mitat ovat verrattavissa osiin mantereilla, pituus on tuhansia kilometrejä ja paksuus 22–25 km. Alueita, joille virtuaalisia koneita muodostetaan, kutsutaan muodostuskeskuksiksi. Niillä on oltava tasainen pohjapinta (maa tai meri), tietyt lämpöolosuhteet ja niiden muodostumiseen tarvittava aika. Samanlaiset olosuhteet vallitsevat baric maksimissa valtamerten yläpuolella, vuodenaikojen maksimissa maan päällä.

VM:llä on tyypillisiä ominaisuuksia vain muodostumiskeskuksessa, liikkuessaan se muuntuu hankkien uusia ominaisuuksia. Tiettyjen virtuaalikoneiden saapuminen aiheuttaa äkillisiä, ei-jaksollisia muutoksia säässä. Suhteessa pohjapinnan lämpötilaan VM:t jaetaan lämpimiin ja kylmiin. Lämmin VM siirtyy kylmälle pohjapinnalle, se tuo lämpenemisen, mutta jäähdyttää itsensä. Kylmä VM tulee lämpimälle pohjapinnalle ja tuo jäähdytystä. Muodostumisolosuhteiden mukaan VM:t jaetaan neljään tyyppiin: päiväntasaajan, trooppisen, polaarisen (lauhkeiden leveysasteiden ilma) ja arktiseen (antarktinen). Jokaisessa tyypissä erotetaan kaksi alatyyppiä - meri- ja mannermainen. varten mannermainen alatyyppi, muodostuu mantereiden yli, on ominaista laaja lämpötila-alue ja alhainen kosteus. merellinen alatyyppi Se muodostuu valtamerten yli, joten sen suhteellinen ja absoluuttinen kosteus lisääntyvät, lämpötila-amplitudit ovat paljon pienempiä kuin mannermaiset.

Päiväntasaajan virtuaalikoneet muodostuvat matalilla leveysasteilla, joille on ominaista korkea lämpötila ja korkea suhteellinen ja absoluuttinen kosteus. Nämä ominaisuudet säilyvät sekä maalla että merellä.

Trooppinen VM muodostuvat trooppisilla leveysasteilla, lämpötila vuoden aikana ei laske alle 20 º C, suhteellinen kosteus on alhainen. Varaa:

– mannermaiset HTM:t, jotka muodostuvat trooppisten leveysasteiden mantereilla trooppisissa baric-maximatessa - Saharan, Arabian, Tharin, Kalaharin yläpuolella ja kesällä subtrooppisilla alueilla ja jopa lauhkean leveysasteiden eteläosassa - Etelä-Euroopassa, Keski-Aasiassa ja Kazakstanissa , Mongoliassa ja Pohjois-Kiinassa;

– meren HCM:t, jotka muodostuvat trooppisten vesialueiden yläpuolelle – Azoreilla ja Havaijin yläpuolella; jolle on ominaista korkea lämpötila ja kosteuspitoisuus, mutta alhainen suhteellinen kosteus.

Polar VM:t, tai lauhkean leveysasteen ilma, muodostuu lauhkeilla leveysasteilla (lauhkeiden leveysasteiden antisykloneissa arktisista VM:istä ja ilmasta, joka tuli tropiikista). Lämpötilat ovat negatiivisia talvella, positiivisia kesällä, vuotuinen lämpötilaamplitudi on merkittävä, absoluuttinen kosteus kasvaa kesällä ja laskee talvella, suhteellinen kosteus on keskimääräinen. Varaa:

– lauhkean leveysasteen mannerilma (CHC), joka muodostuu lauhkeiden mantereiden laajoille pinnoille, on voimakkaasti viileää ja vakaata talvella, sää on selkeä ja kovia pakkasia; kesällä se lämpenee hyvin, siinä syntyy nousevia virtoja;

Ilman lämpötila ja vuorokausivaihtelu

Kohde: Muodostaa käsitys lämmön jakautumisesta maan pinnalla, keskimääräisestä vuorokauden lämpötilasta, lämpötilan vaihteluiden amplitudista (päivittäinen, vuosi).

Laitteet: lämpömittarin oppikirja.

Tuntien aikana.

minä .Ajan järjestäminen. Rapport.

II . Kotitehtävien tarkistaminen

Testata.

Mikä kaasu on vallitseva ilmakehässä:

a) happi; b) vety; c) hiilidioksidi; d) typpi.

Mikä ilmakehän kerros sisältää suurimman osan ilmasta?

Millä leveysasteilla troposfääri on paksumpi?

a) päiväntasaajan yläpuolella b) polaarisilla leveysasteilla; c) lauhkeilla leveysasteilla.

Mikä ilmakehän kerros on troposfäärin yläpuolella?

a) eksosfääri; b) stratosfääri; c) mesosfääri.

Missä kerroksessa sää muuttuu:

a) stratosfäärissä b) troposfäärissä; c) yläilmakehässä.III . Uuden materiaalin oppiminen. Miten ilma lämmitetään?

Kuinka suuren osan aurinkoenergiasta luulet lämmittävän troposfäärin ilmaa?

Kuvaile, miten lämpötila muuttuu troposfäärissä ja korkeuden mukaan. Miksi lämpötila laskee?

Paljasta kuvioita :

Auringon säteet kulkevat ilmakehän läpi lämmittämättä sitä.

Auringon säteet lämmittävät maan pintaa

Ilmakehän ilmaa lämmittää maan pinta

Ilman lämpötila laskee korkeuden myötä. Jokaista kilometriä kohden lämpötila laskee 6°C.

Mistä johtuu ilman epätasainen lämpeneminen päivän aikana? Katso dialla olevaa kuvaa, yritä muotoilla kuvio.

säännöllisyys : mitä korkeammalla aurinko on horisontin yläpuolella, sitä suurempi on auringonsäteiden tulokulma, joten maan pinta lämpenee paremmin ja ilma siitä.

Ilman lämpötilan päivittäinen kurssi.

Mihin aikaan vuorokaudesta lämpötila on korkein ja alin? Selittää.

Miten lämpötila muuttuu vuoden aikana?

Ajattele, miksi lämpimimmät ja kylmimmät kuukaudet eivät ole kesäkuu ja joulukuu, jolloin auringonsäteiden tulokulmat ovat suurimmat ja pienimmät maan pinnalla.

Ilman lämpötila - lämpömittarilla määritetty ilman lämmitysaste.

Ilman lämpötila on yksi tärkeimmistä sään ja ilmaston ominaisuuksista.

Ilman, samoin kuin maaperän ja veden lämpötila ilmaistaan ​​useimmissa maissa kansainvälisen lämpötila-asteikon tai asteikon asteinaCelsius (FROM). Tämän asteikon nolla laskee lämpötilaan, jossa jää sulaa, ja +100 ˚С - veden kiehumispisteeseen. Kuitenkin Yhdysvalloissa ja useissa muissa maissa asteikkoa käytetään edelleen paitsi jokapäiväisessä elämässä myös meteorologiassa.fahrenheit (F). Tässä asteikossa jään sulamispisteiden ja veden kiehumispisteen välinen aika jaetaan 180˚:lla, ja jään sulamispisteen arvoksi on annettu +32 ˚F. Nolla Celsius vastaa +32 ˚F ja +100 ˚С = +212 ˚F.

Lisäksi teoreettisessa meteorologiassa käytetään absoluuttista lämpötila-asteikkoa (asteikkoKelvin ), K. Tämän asteikon nolla vastaa molekyylien lämpöliikkeen täydellistä pysähtymistä, eli alinta mahdollista lämpötilaa. Celsiusasteikolla tämä on -273 ˚С

Lämpötilan muutosten yleisten mallien tunnistamiseksi käytetään keskilämpötilan indikaattoria: keskimääräinen päivä, keskimääräinen kuukausi, keskimääräinen vuosi.

Määritä Ust-Kamenogorskin vuotuinen keskilämpötila

Tutkimus:

Negatiivinen: -10°+(-7°)+(-2°)+(-2°)+(-6°)= -27°C

Positiivinen: 6°+13°+17°+18°+16°+12°+5°=+87°C

Keskimääräinen päivittäint: 87° - 27° = 60°: 12 =+5°C

Kun määrität lämpötilan muutoksen, huomioi yleensä sen korkein ja alhaisin nopeus. Korkeimman ja pienimmän pistemäärän eroa kutsutaanamplitudi lämpötilat. Kirjoita määritelmä muistiin.

Määritä lämpötilan amplitudi dialla olevan taulukon ja kaavioiden mukaan .

Harjoittele : kuvan mukaan. 86, s.94 määritä ilman lämpötilan amplitudi käyttämällä kolmannen lämpömittariparin lukemia.

Opettava käytännön työ.

Piirrä kaavio päivittäisestä lämpötilan kurssista (opettajan ohjauksessa)

Isotermit - Nämä ovat viivoja, jotka yhdistävät pisteitä, joilla on sama keskimääräinen ilman lämpötila tietyn ajan.

Yleensä näyttävät vuoden lämpimimpien ja kylmimpien kuukausien, eli heinäkuun ja tammikuun, isotermejä.

IV . Opitun lujittaminen.

Oppikirjan sivu 94

V . Kotitehtävät.

§24, kysymykset

Merkitse sunnuntaina ilman lämpötila klo 9.00, 12.00, 15.00, 18.00, 21.00. Syötä tiedot taulukkoon

9 h

12 h

15 h

18 h

21 h

Ilman lämpötilan päivittäinen ja vuotuinen kulku ilmakehän pintakerroksessa määräytyy lämpötilan perusteella 2 m korkeudella. Pohjimmiltaan tämä kulku johtuu aktiivisen pinnan lämpötilan vastaavasta kulusta. Ilman lämpötilan kulun ominaisuudet määräytyvät sen äärimmäisistä, eli korkeimmista ja alhaisista lämpötiloista. Näiden lämpötilojen välistä eroa kutsutaan ilman lämpötilan kulun amplitudiksi. Ilman lämpötilan päivittäisten ja vuosittaisten vaihteluiden kaava selviää keskiarvottamalla pitkän aikavälin havaintojen tulokset. Se liittyy säännöllisiin vaihteluihin. Lämpimien tai kylmien ilmamassojen tunkeutumisen aiheuttamat päivittäisen ja vuosittaisen kulun epäsäännölliset häiriöt vääristävät ilman lämpötilan normaalia kulkua. Aktiivipinnan absorboima lämpö siirtyy viereiseen ilmakerrokseen. Tässä tapauksessa ilman lämpötilan nousussa ja laskussa on jonkin verran viivettä verrattuna maaperän lämpötilan muutoksiin. Normaalissa lämpötilassa alin lämpötila havaitaan ennen auringonnousua, maksimi 14-15 tunnin kohdalla (kuva 4.4).

Kuva 4.4. Ilman lämpötilan päivittäinen kurssi Barnaulissa(saatavilla, kun lataat opetusohjelman täysversion)

Ilman lämpötilan vuorokausivaihtelun amplitudi maan päällä on aina pienempi kuin maan pinnan lämpötilan päivittäisen vaihtelun amplitudi ja riippuu samoista tekijöistä eli vuodenajasta, leveysasteesta, pilvisyydestä, maastosta sekä aktiivisen pinnan luonteesta ja korkeudesta merenpinnan yläpuolella. taso. Vuosikurssin amplitudi lasketaan lämpimimmän ja kylmimmän kuukauden keskimääräisten kuukausilämpötilojen erotuksena. Absoluuttinen vuotuinen lämpötilan amplitudi jota kutsutaan vuoden absoluuttisen maksimin ja absoluuttisen vähimmäislämpötilan eroksi, eli vuoden aikana havaitun korkeimman ja alimman lämpötilan välillä. Ilman lämpötilan vuotuisen kulun amplitudi tietyssä paikassa riippuu maantieteellisestä leveysasteesta, etäisyydestä merestä, paikan korkeudesta, vuosittaisesta pilvisyyden kulusta ja useista muista tekijöistä. Meren yllä havaitaan pieniä vuotuisia lämpötilaamplitudeja, jotka ovat tyypillisiä meri-ilmastolle. Maan päällä on mannerilmastolle ominaisia ​​suuria vuotuisia lämpötilaamplitudeja. Meri-ilmasto ulottuu kuitenkin myös meren naapurialueille, joilla meriilmamassojen tiheys on korkea. Meri-ilma tuo merellisen ilmaston maahan. Kun etäisyys merestä syvenee mantereelle, vuotuiset lämpötilaamplitudit kasvavat, eli ilmaston mannerisuus kasvaa.

Ne erottuvat amplitudin arvon ja äärimmäisten lämpötilojen alkamisajan perusteella neljä erilaista vuotuista ilman lämpötilan vaihtelua. päiväntasaajan tyyppi Sille on ominaista kaksi maksimia - kevät- ja syyspäiväntasausten jälkeen, jolloin aurinko on zeniitissään keskipäivällä, ja kaksi minimiä - kesä- ja maapäivänseisauksen jälkeen. Tälle tyypille on ominaista pieni amplitudi: mantereilla 5-10 °C ja valtamerien yläpuolella vain noin 1 °C. trooppinen tyyppi tunnusomaista yksi maksimi - kesäpäivänseisauksen jälkeen ja yksi minimi - talvipäivänseisauksen jälkeen. Amplitudi kasvaa etäisyyden myötä päiväntasaajasta ja on keskimäärin 10-20°C mantereilla ja 5-10°C valtamerillä. Lauhkea tyyppi jolle on ominaista se, että äärimmäisyydet havaitaan mantereilla samaan aikaan kuin trooppisen tyypin tapauksessa ja valtameren yläpuolella kuukautta myöhemmin. Amplitudi kasvaa leveysasteen myötä saavuttaen 50-60°C mantereilla ja 15-20°C valtamerillä. polaarinen tyyppi samanlainen kuin edellinen tyyppi, mutta eroaa amplitudin lisäkasvusta, joka saavuttaa 25-40 °С valtameren ja rannikoiden yli ja yli 65 ° C maan päällä

Tammi- ja heinäkuun isotermit Venäjän alueella??????

Lucas Rein Opiskelija (237) 1 vuosi sitten

MAAN TERMINEN VYÖHY, Maan lämpötilavyöhykkeet, - järjestelmä ilmaston luokitteluun ilman lämpötilan mukaan. Yleensä erotetaan: kuuma vyöhyke - vuotuisten isotermien välillä 20 ° (saattaa 30 ° leveysasteen); 2 lauhkeaa vyöhykettä (kummallakin pallonpuoliskolla) - vuotuisen 20 °:n isotermin ja lämpimimmän kuukauden isotermin välillä. 10°; 2 kylmävyötä - lämpimimmän kuukauden isotermien välissä. 10° ja 0°; 2 vyötä ikuista pakkasta - vrt. lämpimimmän kuukauden lämpötila. alle 0°.

Juliette Opiskelija (237) 1 vuosi sitten

Lämpövyöhykkeet ovat leveitä maapalloa ympäröiviä vyöhykkeitä, joiden lämpötilat ovat lähellä vyön sisällä ja jotka eroavat viereisistä auringon säteilyn epäyhtenäisestä leveyssuuntaisesta jakautumisesta. Lämpövyöhykkeitä on seitsemän: kuumaa molemmin puolin päiväntasaajaa, joita rajoittavat +20°C:n vuotuiset isotermit; lauhkea 2 (pohjoinen ja etelä) ja lämpimimmän kuukauden raja-isotermi +10°С; kylmä 2 sisällä +10°С ja 0°С ikuisen pakkasen lämpimimmässä kuukaudessa 2 vuoden keskilämpötilan ollessa alle 0°С.

Optiset ilmiöt. Kuten jo mainittiin, kun Auringon säteet kulkevat ilmakehän läpi, osa suorasta auringon säteilystä absorboituu ilmamolekyyleihin, hajaantuu ja heijastuu. Tämän seurauksena ilmakehässä havaitaan erilaisia ​​optisia ilmiöitä, jotka silmämme havaitsevat suoraan. Näitä ilmiöitä ovat: taivaan väri, taittuminen, mirages, halo, sateenkaari, väärä aurinko, valopilarit, valoristit jne.

Taivaan väri. Kaikki tietävät, että taivaan väri vaihtelee ilmakehän tilan mukaan. Kirkas pilvetön taivas päivällä on sininen väri. Tämä taivaan väri johtuu siitä, että ilmakehässä on paljon hajallaan olevaa auringonsäteilyä, jota hallitsevat lyhyet aallot, jotka havaitsemme siniseksi tai siniseksi. Jos ilma on pölyistä, niin sironneen säteilyn spektrikoostumus muuttuu, taivaan sininen heikkenee; taivas muuttuu valkoiseksi. Mitä pilvisempi ilma, sitä heikompi taivaan sininen on.

Taivaan väri muuttuu korkeuden mukaan. 15-20 korkeudella km taivaan väri on musta ja violetti. Korkeiden vuorten huipulta taivaan väri näyttää syvän siniseltä ja maan pinnalta siniseltä. Tämä värin muutos musta-violetista vaaleansiniseksi johtuu ensin violetin, sitten sinisen ja sinisen säteiden jatkuvasti lisääntyvästä sironnasta.

Auringonnousun ja auringonlaskun aikaan, kun auringonsäteet kulkevat ilmakehän suurimman paksuuden läpi ja samalla menettävät lähes kaikki lyhytaaltoiset säteet (violetti ja sininen), ja vain pitkäaaltoiset säteet saavuttavat tarkkailijan silmän, väri muuttuu. osa taivasta lähellä horisonttia ja itse Auringon väri on punainen tai oranssi.

Taittuminen. Auringon säteiden heijastuksen ja taittumisen seurauksena niiden kulkiessa eri tiheyksisten ilmakerrosten läpi niiden liikerata muuttuu jonkin verran. Tämä johtaa siihen, että näemme taivaankappaleita ja kaukaisia ​​esineitä maan pinnalla hieman eri suunnassa kuin missä ne todellisuudessa sijaitsevat. Jos esimerkiksi katsomme laaksosta vuoren huipulle, vuori näyttää meistä koholla; kun katsot vuorelta laaksoon, havaitaan laakson pohjan nousu.

Kulma, jonka muodostaa tarkkailijan silmästä pisteeseen suora viiva ja suunta, johon silmä näkee tämän pisteen, on ns. taittuminen.

Maan pinnalla havaittava taittumisen määrä riippuu alempien ilmakerrosten tiheyden jakautumisesta ja etäisyydestä tarkkailijasta kohteeseen. Ilman tiheys riippuu lämpötilasta ja paineesta. Keskimäärin maan taittumisen voimakkuus, riippuen etäisyydestä havaittuihin esineisiin normaaleissa ilmakehän olosuhteissa, on:

Miraasit. Mirage-ilmiöt liittyvät auringonsäteiden epänormaaliin taittumiseen, joka johtuu ilman tiheyden voimakkaasta muutoksesta alemmassa ilmakehässä. Miragella havainnoija näkee esineiden lisäksi myös niiden kuvat, jotka ovat kohteen todellista sijaintia alempana tai korkeammalla, joskus niiden oikealla tai vasemmalla puolella. Usein tarkkailija näkee vain kuvan näkemättä itse esineitä.

Jos ilman tiheys laskee jyrkästi korkeuden myötä, objektien kuva havaitaan niiden todellisen sijainnin yläpuolella. Joten esimerkiksi tällaisissa olosuhteissa voit nähdä laivan siluetin merenpinnan yläpuolella, kun alus on piilossa tarkkailijalta horisontin takana.

Huonompia mirageja havaitaan usein avoimilla tasangoilla, erityisesti aavikoilla, joissa ilman tiheys kasvaa jyrkästi korkeuden myötä. Tässä tapauksessa ihminen näkee usein kaukaisuuteen ikään kuin vetisen, hieman aaltoilevan pinnan. Jos samaan aikaan horisontissa on esineitä, ne näyttävät nousevan tämän veden yläpuolelle. Ja tässä vesitilassa voi nähdä niiden ääriviivat kääntyneenä ylösalaisin, ikään kuin heijastuvat vedessä. Vedenpinnan näkyvyys tasangolla syntyy suuren taittumisen seurauksena, mikä aiheuttaa käänteisen kuvan maanpinnan alapuolelle taivaan osasta esineiden takana.

Halo. Haloilmiö viittaa valoisiin tai värikkäisiin ympyröihin, joita joskus havaitaan auringon tai kuun ympärillä. Halo syntyy, kun nämä taivaankappaleet on nähtävä kevyiden cirruspilvien läpi tai sumuverhon läpi, joka koostuu ilmaan roikkuvista jääneuloista (kuva 63).

Haloilmiö johtuu jääkiteiden taittumisesta ja auringonsäteiden heijastumisesta niiden kasvoilta.

Sateenkaari. Sateenkaari on suuri monivärinen kaari, joka havaitaan yleensä sateen jälkeen sadepilvien taustalla, jotka sijaitsevat sitä taivaan osaa vasten, jossa aurinko paistaa. Kaaren suuruus on erilainen, joskus on täysi irisoiva puoliympyrä. Näemme usein kaksi sateenkaaria samanaikaisesti. Sateenkaaren yksittäisten värien kehityksen voimakkuus ja niiden vyöhykkeiden leveys ovat erilaisia. Hyvin näkyvässä sateenkaaressa toisella puolella on punainen ja toisella violetti; muut sateenkaaren värit ovat spektrin värien mukaisessa järjestyksessä.

Sateenkaaret johtuvat auringonvalon taittumisesta ja heijastumisesta ilmakehän vesipisaroissa.

Ääniilmiöitä ilmakehässä. Ainehiukkasten pitkittäiset värähtelyt, jotka etenevät materiaalin (ilman, veden ja kiintoaineiden läpi) ja saavuttavat ihmisen korvan, aiheuttavat "ääniksi" kutsuttuja tuntemuksia.

Ilmakehän ilma sisältää aina eritaajuisia ja -vahvuisia ääniaaltoja. Osa näistä aalloista on ihmisen luomia keinotekoisesti, ja osa äänistä on meteorologista alkuperää.

Meteorologista alkuperää olevia ääniä ovat ukkonen, tuulen ulvominen, johtojen humina, puiden melu ja kahina, "meren ääni", äänet ja äänet, joita esiintyy hiekkamassojen liikkuessa aavikoilla ja dyynien päällä. , samoin kuin lumihiutaleet tasaisen lumipinnan päällä, äänet putoaessa maan pinnalle kiinteän ja nestemäisen sateen, surffauksen äänet lähellä merten ja järvien rantoja jne. Tarkastellaanpa joitain niistä.

Ukkosta havaitaan salamapurkauksen aikana. Se syntyy erityisten termodynaamisten olosuhteiden yhteydessä, jotka syntyvät salaman liikeradalla. Yleensä havaitsemme ukkonen sarjana iskuja - ns. Ukkoskohinat selittyvät sillä, että salaman pitkällä ja tavallisesti mutkaisella polulla samaan aikaan syntyvät äänet saavuttavat havaitsijan peräkkäin ja eri intensiteetillä. Ukkonen kuuluu äänen suuresta voimasta huolimatta enintään 20-25 etäisyydeltä km(keskimäärin noin 15 km).

Tuulen ulvominen tapahtuu, kun ilma liikkuu nopeasti joidenkin esineiden pyörteessä. Tässä tapauksessa esiintyy vuorotellen ilman kertymistä ja ulosvirtausta esineistä, mikä aiheuttaa ääniä. Johtojen surinaa, puiden melua ja kahinaa, "meren ääntä" yhdistää myös ilmaliike.

Äänen nopeus ilmakehässä.Äänen etenemisnopeuteen ilmakehässä vaikuttavat ilman lämpötila ja kosteus sekä tuuli (suunta ja voimakkuus). Keskimääräinen äänen nopeus ilmakehässä on 333 m sekunnissa. Ilman lämpötilan noustessa äänen nopeus kasvaa hieman. Ilman absoluuttisen kosteuden muutoksella on pienempi vaikutus äänennopeuteen. Tuulella on voimakas vaikutus: äänen nopeus tuulen suunnassa kasvaa, tuulta vastaan ​​se laskee.

Tietäminen äänen etenemisnopeudesta ilmakehässä on erittäin tärkeää useiden ongelmien ratkaisemisessa ilmakehän ylempien kerrosten tutkimisessa akustisella menetelmällä. Ilmakehän keskimääräisen äänennopeuden avulla voit selvittää etäisyyden sijaintistasi ukkosen sijaintiin. Tätä varten sinun on määritettävä sekuntien lukumäärä näkyvän salaman välähdyksen ja ukkosen saapumishetken välillä. Sitten sinun on kerrottava äänen nopeuden keskiarvo ilmakehässä - 333 m/s. tietyn sekuntimäärän ajan.

Kaiku.Ääniaallot, kuten valonsäteet, kokevat taittumisen ja heijastuksen siirtyessään väliaineesta toiseen. Ääniaallot voivat heijastua maan pinnalta, vedestä, ympäröiviltä vuorilta, pilvistä, eri lämpötilojen ja kosteuden omaavien ilmakerrosten rajapinnalta. Heijastunut ääni voidaan toistaa. Ilmiötä äänien toistosta, joka johtuu ääniaaltojen heijastumisesta eri pinnoilta, kutsutaan "kaikuksi".

Erityisen usein kaiku havaitaan vuorilla, kallioiden lähellä, missä kovaäänisesti puhuttu sana toistetaan kerran tai useita kertoja tietyn ajan kuluttua. Joten esimerkiksi Reinin laaksossa on Lorelei-kivi, jossa kaiku toistetaan jopa 17-20 kertaa. Esimerkki kaiusta on ukkosen jylinä, joka syntyy erilaisten maan pinnalla olevien esineiden sähköpurkausäänien heijastuksen seurauksena.

Sähköiset ilmiöt ilmakehässä. Ilmakehässä havaitut sähköilmiöt liittyvät sähköisesti varautuneiden atomien ja kaasumolekyylien, joita kutsutaan ioneiksi, esiintymiseen ilmassa. Ioneja on sekä negatiivisina että positiivisina varauksina, ja ne jaetaan massojen koon mukaan kevyisiin ja raskaisiin. Ilmakehän ionisaatio tapahtuu auringon säteilyn lyhytaaltoosan, kosmisten säteiden sekä maankuoren ja itse ilmakehän sisältämien radioaktiivisten aineiden säteilyn vaikutuksesta. Ionisoinnin ydin on siinä, että nämä ionisaattorit siirtävät energiaa neutraaliin ilmakaasumolekyyliin tai -atomiin, jonka vaikutuksesta yksi ulkoisista elektroneista poistetaan ytimen toiminta-alueelta. Tämän seurauksena atomista, josta on poistettu yksi elektroni, tulee positiivinen valoioni. Tietystä atomista poistettu elektroni liittyy nopeasti neutraaliin atomiin ja näin syntyy negatiivinen valoioni. Kevyet ionit, jotka kohtaavat ilman suspendoituneiden hiukkasten, antavat niille varauksen ja muodostavat siten raskaita ioneja.

Ionien määrä ilmakehässä kasvaa korkeuden myötä. Keskimäärin joka 2 km korkeus, niiden lukumäärä kasvaa tuhannella ionilla yhdessä kuutiometrissä. senttimetri. Ilmakehän korkeissa kerroksissa ionien suurin pitoisuus havaitaan korkeuksissa noin 100 ja 250 km.

Ionien läsnäolo ilmakehässä luo ilman sähkönjohtavuuden ja sähkökentän ilmakehässä.

Ilmakehän johtavuus syntyy pääasiassa kevyiden ionien suuresta liikkuvuudesta. Raskailla ioneilla on tässä suhteessa pieni rooli. Mitä suurempi valo-ionien pitoisuus ilmassa on, sitä suurempi on sen johtavuus. Ja koska valo-ionien määrä kasvaa korkeuden myötä, myös ilmakehän johtavuus kasvaa korkeuden myötä. Joten esimerkiksi 7-8 korkeudella km johtavuus on noin 15-20 kertaa suurempi kuin maan pinnan. Noin 100 km johtavuus on erittäin korkea.

Puhdas ilma sisältää vähän suspendoituneita hiukkasia, joten se sisältää enemmän kevyitä ioneja ja vähemmän raskaita ioneja. Tässä suhteessa puhtaan ilman johtavuus on korkeampi kuin pölyisen ilman johtavuus. Siksi sumussa ja sumussa johtavuus on alhainen. Ilmakehän sähkökentän määritti ensin M. V. Lomonosov. Selkeällä pilvettömällä säällä kentänvoimakkuutta pidetään normaalina. Kohti

Maan pintailmakehä on positiivisesti varautunut. Ilmakehän sähkökentän ja maanpinnan negatiivisen kentän vaikutuksesta muodostuu pystysuora positiivisten ionien virta maan pinnasta ylöspäin ja negatiivisten ionien ilmakehästä alaspäin. Ilmakehän sähkökenttä lähellä maan pintaa on erittäin vaihteleva ja riippuu ilman johtavuudesta. Mitä pienempi ilmakehän johtavuus, sitä suurempi on ilmakehän sähkökentän voimakkuus. Ilmakehän johtavuus riippuu pääasiassa siihen suspendoituneiden kiinteiden ja nestemäisten hiukkasten määrästä. Siksi sumun, sateen ja sumun aikana ilmakehän sähkökentän voimakkuus kasvaa ja tämä johtaa usein sähköpurkauksiin.

Elmin valot. Kesällä ukkosmyrskyjen ja myrskyjen tai talvella lumimyrskyjen aikana voi joskus havaita hiljaisia ​​sähköpurkauksia maanpinnan yläpuolelle työntyvien esineiden kärjissä. Näitä näkyviä purkauksia kutsutaan "Elmon paloiksi" (kuva 64). Useimmiten Elmon valot havaitaan mastoissa, vuoren huipuilla; joskus niihin liittyy lievää rätintää.

Elmo-palot syntyvät suurella sähkökenttävoimakkuudella. Jännitys on niin suuri, että suurella nopeudella liikkuvat ionit ja elektronit halkaisevat matkallaan ilmamolekyylejä, mikä lisää ionien ja elektronien määrää ilmassa. Tässä suhteessa ilman johtavuus kasvaa ja terävistä esineistä, joihin sähkö kerääntyy, alkaa sähkön ulosvirtaus ja purkautuminen.

Salama. Monimutkaisten lämpö- ja dynaamisten prosessien seurauksena ukkospilvessä sähkövaraukset erottuvat: yleensä negatiiviset varaukset sijaitsevat pilven pohjalla, positiiviset varaukset yläosassa. Tällaisen avaruusvarausten erottelun yhteydessä pilvien sisällä syntyy voimakkaita sähkökenttiä sekä pilvien sisään että niiden väliin. Tässä tapauksessa kentänvoimakkuus lähellä maan pintaa voi olla useita satoja kilovoltteja per 1 m. Suuri sähkökentän voimakkuus johtaa siihen, että ilmakehässä tapahtuu sähköpurkauksia. Voimakkaita kipinöitä aiheuttavia sähköpurkauksia, joita esiintyy ukkospilvien välillä tai pilvien ja maan pinnan välillä, kutsutaan salamaksi.

Salaman välähdyksen kesto on keskimäärin noin 0,2 sekuntia. Salaman kuljettaman sähkön määrä on 10-50 kulonia. Virran voimakkuus on erittäin suuri; joskus se saavuttaa 100-150 tuhatta ampeeria, mutta useimmissa tapauksissa se ei ylitä 20 tuhatta ampeeria. Suurin osa salamista on negatiivisesti varautunut.

Kipinäsalaman ulkonäön mukaan salama jaetaan lineaariseen, litteään, pallo- ja helmimäiseen.

Yleisimmin havaittu lineaarinen salama, jonka joukossa on useita lajikkeita: siksak, haarautunut, nauha, raketti jne. Jos lineaarinen salama muodostuu pilven ja maan pinnan väliin, sen keskimääräinen pituus on 2-3 km; salama pilvien välillä voi nousta 15-20 km pituus. Salaman purkauskanavan, joka syntyy ilman ionisaation vaikutuksesta ja jonka kautta tapahtuu intensiivistä pilviin kerääntyneiden negatiivisten varausten ja maan pinnalle kertyneiden positiivisten varausten vastavirtausta, halkaisija on 3-60 cm.

Litteä salama on lyhytaikainen sähköpurkaus, joka kattaa merkittävän osan pilvestä. Tasaiseen salamaan ei aina liity ukkonen.

Pallasalama on harvinainen tapaus. Se muodostuu joissakin tapauksissa voimakkaan lineaarisen salaman purkauksen jälkeen. Pallasalama on tulipallo, jonka halkaisija on yleensä 10-20 cm(ja joskus jopa useita metrejä). Maan pinnalla tämä salama liikkuu kohtuullisella nopeudella ja sillä on taipumus tunkeutua rakennusten sisään savupiippujen ja muiden pienten aukkojen kautta. Ilman vahinkoa ja monimutkaisia ​​liikkeitä pallosalama voi turvallisesti poistua rakennuksesta. Joskus se aiheuttaa tulipaloja ja tuhoja.

Vielä harvinaisempi tapaus on helmisalama. Ne syntyvät, kun sähköpurkaus koostuu sarjasta valoisia pallomaisia ​​tai pitkulaisia ​​kappaleita.

Salama aiheuttaa usein suuria vahinkoja; ne tuhoavat rakennuksia, syttävät tulipaloja, sulattavat sähköjohtoja, halkaisevat puita ja vahingoittavat ihmisiä. Rakennusten, teollisuusrakenteiden, siltojen, voimalaitosten, voimalinjojen ja muiden rakenteiden suojaamiseksi suorilta salamaniskuilta käytetään ukkosenjohtimia (yleensä niitä kutsutaan salamanvarsiksi).

Eniten ukkosmyrskypäiviä havaitaan trooppisissa ja päiväntasaajan maissa. Joten esimerkiksi noin. Javalla on 220 ukkospäivää vuodessa, Keski-Afrikassa 150 päivää, Keski-Amerikassa noin 140. Neuvostoliitossa eniten ukkosmyrskypäiviä on Kaukasuksella (jopa 40 päivää vuodessa), Ukrainassa ja kaakkoisosassa Neuvostoliiton eurooppaosasta. Ukkosmyrskyjä havaitaan yleensä iltapäivällä, etenkin 15-18 tunnin välillä.

Revontulet. Revontulet ovat erikoinen hehkun muoto ilmakehän korkeissa kerroksissa, joita havaitaan ajoittain yöllä, pääasiassa pohjoisen ja eteläisen pallonpuoliskon napa- ja ympyränapaisissa maissa (kuva 65). Nämä hehkut ovat ilmakehän sähkövoimien ilmentymä ja niitä esiintyy 80 asteen korkeudessa 1000 asti km erittäin harvinaisessa ilmassa, kun sähkövaraukset kulkevat sen läpi. Revontulien luonnetta ei ole vielä täysin selvitetty, mutta on tarkasti todettu, että niiden esiintymisen syy on

Maan ilmakehän ylempien, erittäin harvinaisten kerrosten vaikutus auringon aktiivisilta alueilta (täplät, ulkonevat ja muut alueet) ilmakehään joutuvien varautuneiden hiukkasten (korpuskkeleiden) vaikutus auringonpurkausten aikana.

Suurin määrä revontulia havaitaan lähellä Maan magneettisia napoja. Joten esimerkiksi pohjoisen pallonpuoliskon magneettisella napalla on jopa 100 auroraa vuodessa.

Hehkun muodon mukaan revontulet ovat hyvin erilaisia, mutta yleensä ne jaetaan kahteen pääryhmään: ei-sädemuotoiset revontulet (yhtenäiset raidat, kaaret, rauhalliset ja sykkivät valopinnat, hajahehkut jne.) ja säteilevän rakenteen revontulet (raidat, verhot, säteet, korona jne.). Sädettömän rakenteen revontulille on ominaista rauhallinen hehku. Säderakenteen säteilyt ovat päinvastoin liikkuvia, ne muuttavat sekä hehkun muotoa että kirkkautta ja väriä. Lisäksi säteilevän muodon auroroihin liittyy magneettisia viritteitä.

Seuraavat sadetyypit erotetaan muodon mukaan. Sade- nestemäinen sade, joka koostuu pisaroista, joiden halkaisija on 0,5-6 mm. Suuremmat pisarat hajoavat paloiksi putoaessaan. Rankkasateessa pisaroiden koko on suurempi kuin jatkuvassa, varsinkin sateen alussa. Negatiivisissa lämpötiloissa alijäähtyneet pisarat voivat joskus pudota ulos. Joutuessaan kosketuksiin maan pinnan kanssa ne jäätyvät ja peittävät sen jääkuorella. Tihkusade - nestemäinen sade, joka koostuu pisaroista, joiden halkaisija on noin 0,5-0,05 mm ja joiden putoamisnopeus on erittäin alhainen. Tuuli kantaa ne helposti vaakasuunnassa. Lumi- kiinteä sade, joka koostuu monimutkaisista jääkiteistä (lumihiutaleista). Niiden muodot ovat hyvin erilaisia ​​ja riippuvat koulutusolosuhteista. Lumikiteiden päämuoto on kuusisakarainen tähti. Tähdet saadaan kuusikulmaisista levyistä, koska vesihöyryn sublimoituminen tapahtuu nopeimmin levyjen kulmissa, joissa säteet kasvavat. Näillä säteillä puolestaan ​​syntyy oksia. Putoavien lumihiutaleiden halkaisijat voivat olla hyvin erilaisia rouhetta, lunta ja jäätä, - sade, joka koostuu jäisistä ja voimakkaasti rakeista lumihiutaleista, joiden halkaisija on yli 1 mm. Useimmiten lantio havaitaan lähellä nollaa, erityisesti syksyllä ja keväällä. Lumirouheilla on lumimainen rakenne: jyvät puristuvat helposti sormilla. Jääjyvien ytimillä on jäinen pinta. Niitä on vaikea murskata; kun ne putoavat maahan, ne hyppäävät. Talvella kerrospilvistä tihkusateen sijaan lumen jyviä- pienet jyvät, joiden halkaisija on alle 1 mm ja jotka muistuttavat mannasuurimoa. Talvella matalissa lämpötiloissa joskus putoaa alemman tai keskitason pilvistä lumen neuloja- sedimentit, jotka koostuvat jääkiteistä kuusikulmaisten prismien ja haaroittamattomien levyjen muodossa. Merkittävissä pakkasissa tällaisia ​​kiteitä voi esiintyä ilmassa lähellä maan pintaa. Ne näkyvät erityisen hyvin aurinkoisena päivänä, jolloin niiden puolet kimaltelevat heijastaen auringonsäteitä. Ylemmän tason pilvet koostuvat tällaisista jääneuloista. Sillä on erityinen luonne jäätävä sade- läpinäkyvistä jääpalloista (ilmaan jäätyneistä sadepisaroista) koostuva sade, jonka halkaisija on 1-3 mm. Niiden häviö osoittaa selvästi lämpötilan inversion olemassaolon. Jossain ilmakehässä on ilmakerros, jonka lämpötila on positiivinen

Viime vuosina on ehdotettu ja testattu useita menetelmiä pilvien keinotekoiseen saostukseen ja sateen muodostumiseen niistä. Tätä varten pienet kiinteän hiilidioksidin hiukkaset ("jyvät"), joiden lämpötila on noin -70 ° C, sirotetaan lentokoneesta alijäähdytettyyn pisarapilveen. Näin alhaisesta lämpötilasta johtuen näiden rakeiden ympärille ilmaan muodostuu valtava määrä hyvin pieniä jääkiteitä. Nämä kiteet hajaantuvat sitten pilveen ilman liikkeen vuoksi. Ne toimivat bakteereina, joihin suuret lumihiutaleet myöhemmin kasvavat - täsmälleen kuten edellä on kuvattu (§ 310). Tällöin pilvikerrokseen muodostuu leveä (1-2 km) rako koko lentokoneen kulkemalle reitille (kuva 510). Tuloksena olevat lumihiutaleet voivat saada aikaan melkoisen runsaan lumisateen. On sanomattakin selvää, että tällä tavalla voidaan saostaa vain sen verran vettä kuin pilvessä oli aiemmin. Kondensoitumisprosessin ja ensisijaisten, pienimpien pilvipisaroiden muodostumisen vahvistaminen ei ole vielä ihmisen vallassa.

Pilviä- ilmakehään suspendoituneet vesihöyryn kondensaatiotuotteet, jotka näkyvät taivaalla maan pinnalta.

Pilvet koostuvat pienistä vesipisaroista ja/tai jääkiteistä (ns pilvielementit). Pisarapilvielementtejä havaitaan, kun ilman lämpötila pilvessä on yli -10 °C; -10 - -15 °C pilvissä on sekoitettu koostumus (pisaroita ja kiteitä), ja pilven lämpötilassa alle -15 °C ne ovat kiteisiä.

Pilvet luokitellaan järjestelmään, joka käyttää latinalaisia ​​sanoja pilvien ulkonäölle maasta katsottuna. Taulukossa on yhteenveto tämän luokitusjärjestelmän neljästä pääkomponentista (Ahrens, 1994).

Lisäluokitus kuvaa pilviä niiden korkeuden mukaan. Esimerkiksi pilvet, joiden nimessä on etuliite "cirr-" cirruspilvinä, sijaitsevat ylemmällä tasolla, kun taas pilvet, joiden etuliite " altto-" nimessä, kuten high-stratus (altostratus), ovat keskitasolla. Tässä erotetaan useita pilviryhmiä. Kolme ensimmäistä ryhmää määräytyvät niiden korkeuden maanpinnan yläpuolella. Neljäs ryhmä koostuu pystysuorasta pilvestä Viimeinen ryhmä sisältää kokoelman sekatyyppisiä pilviä.

Alempia pilviä Alemmat pilvet koostuvat enimmäkseen vesipisaroista, koska ne sijaitsevat alle 2 kilometrin korkeudessa. Kuitenkin, kun lämpötilat ovat riittävän alhaisia, nämä pilvet voivat sisältää myös jäähiukkasia ja lunta.

Pystysuuntaisen kehityksen pilvet Nämä ovat eristyneiltä pilvimassoilta näyttäviä kumpupilviä, joiden pystysuuntaiset mitat ovat samaa luokkaa kuin vaakasuuntaiset. Niitä kutsutaan yleensä lämpötilan konvektio tai etunostin, ja voi kasvaa 12 km korkeuteen ymmärtäen kasvavan energian kautta tiivistyminen vesihöyryä itse pilvessä.

Muut pilvet Lopuksi esittelemme kokoelmat sekapilvityyppejä, jotka eivät sovi mihinkään neljästä edellisestä ryhmästä.

Suurimmalle osalle Venäjää on ominaista kohtalainen sademäärä. Aral-Kaspianmeren ja Turkestanin aroilla sekä kaukaa pohjoisessa ne putoavat jopa hyvin vähän. Erittäin sateisia alueita ovat vain osa Venäjän eteläosista, erityisesti Transkaukasiasta.

Paine

Ilmakehän paine- ilmakehän paine kaikkiin siinä oleviin esineisiin ja maan pintaan. Ilmakehän paine syntyy ilman vetovoiman vaikutuksesta Maahan. Ilmanpaine mitataan barometrilla. Ilmanpainetta, joka vastaa 760 mm korkean elohopeapatsaan painetta 0 °C:ssa, kutsutaan normaaliksi ilmanpaineeksi. (Kansainvälinen standardiilmakehä - ISA, 101 325 Pa

Ilmanpaine hämmensi ihmisiä vuonna 1638, kun Toscanan herttuan idea koristella Firenzen puutarhoja suihkulähteillä epäonnistui - vesi ei noussut yli 10,3 metrin. Evangelista Torricellin syiden etsiminen ja kokeet raskaammalla aineella - elohopealla johtivat siihen, että vuonna 1643 hän osoitti, että ilmalla on painoa. Torricelli suoritti yhdessä V. Vivianin kanssa ensimmäisen kokeen ilmakehän paineen mittaamiseksi ja keksi putki Torricelli(ensimmäinen elohopeabarometri) - lasiputki, jossa ei ole ilmaa. Tällaisessa putkessa elohopea nousee noin 760 mm:n korkeuteen. Mittauspaine tarvitaan prosessin ohjauksen ja tuotannon turvallisuuden kannalta. Lisäksi tätä parametria käytetään muiden prosessiparametrien epäsuoraan mittaukseen: taso, virtaus, lämpötila, tiheys jne. SI-järjestelmässä otetaan paineen yksikkö pascal (Pa) .

Useimmissa tapauksissa primääripaineantureilla on ei-sähköinen lähtösignaali voiman tai siirtymän muodossa ja ne yhdistetään yhdeksi yksiköksi mittauslaitteen kanssa. Jos mittaustulokset on välitettävä kaukaa, käytetään tämän ei-sähköisen signaalin välimuunnosa yhtenäiseksi sähköiseksi tai pneumaattiseksi signaaliksi. Tässä tapauksessa ensiö- ja välimuuntimet yhdistetään yhdeksi mittausmuuntimeksi.

Käytetään paineen mittaamiseen painemittarit, tyhjiömittarit, yhdistetyt paine- ja tyhjiömittarit, painemittarit, työntövoimamittarit, työntövoimamittarit, Paineanturit, paine-eromittarit.

Useimmissa laitteissa mitattu paine muunnetaan elastisten elementtien muodonmuutokseksi, joten niitä kutsutaan muodonmuutoksiksi.

Deformaatiolaitteet käytetään laajalti paineen mittaamiseen teknisten prosessien suorittamisessa laitteen yksinkertaisuuden, käyttömukavuuden ja turvallisuuden vuoksi. Kaikissa muodonmuutoslaitteissa on piirissä jonkinlainen elastinen elementti, joka muuttuu mitatun paineen vaikutuksesta: putkimainen jousi, kalvo tai palkeet.

Jakelu

Maan pinnalla Ilmakehän paine vaihtelee paikasta toiseen ja ajan myötä. Epäsäännölliset muutokset ovat erityisen tärkeitä Ilmakehän paine liittyy hitaasti liikkuvien korkeapainealueiden syntymiseen, kehittymiseen ja tuhoutumiseen - antisyklonit ja suhteellisen nopeasti liikkuvat valtavat pyörteet - syklonit, jossa vallitsee matala paine. Toistaiseksi havaitut ääriarvot Ilmakehän paine(merenpinnalla): 808,7 ja 684,0 mmHg cm. Suurista vaihteluista huolimatta kuukausikeskiarvojen jakautuminen Ilmakehän paine Maapallon pinnalla joka vuosi on suunnilleen sama. Keskimääräinen vuosi Ilmakehän paine laskettu lähelle päiväntasaajaa ja sen korkeus on vähintään 10 ° N. sh. Edelleen Ilmakehän paine nousee ja saavuttaa maksiminsa 30-35 ° pohjoisessa ja etelässä; sitten Ilmakehän paine laskee jälleen saavuttaen minimin 60-65°:ssa ja nousee jälleen kohti napoja. Tälle leveysasteelle Ilmakehän paine vuodenaika sekä maanosien ja valtamerten jakautumisen luonne vaikuttavat merkittävästi. Kylmien maanosien yläpuolella talvella on korkeita alueita Ilmakehän paine Joten leveysasteellinen jakauma Ilmakehän paine on häiriintynyt, ja painekenttä hajoaa sarjaan korkean ja matalan paineen alueita, joita kutsutaan ilmakehän toimintakeskuksia. Korkeuden myötä paineen vaakasuuntainen jakautuminen yksinkertaistuu ja lähestyy leveysastetta. Alkaen noin 5:n korkeudelta km Ilmakehän paine koko maapallolla laskee päiväntasaajalta napoille. Päivittäisellä kurssilla Ilmakehän paine 2 maksimia havaitaan: klo 9-10 h ja 21-22 h, ja 2 alinta: 3-4 h ja 15-16 h. Sillä on erityisen säännöllinen päivittäinen kurssi trooppisissa maissa, joissa päivittäinen vaihtelu on 2,4 mmHg Taide., ja yö - 1.6 mmHg cm. Leveysasteen kasvaessa muutoksen amplitudi Ilmakehän paine vähenee, mutta samalla ei-jaksolliset muutokset vahvistuvat Ilmakehän paine

Ilma liikkuu jatkuvasti: se nousee - liike ylöspäin, se laskee - liike alaspäin. Ilman liikettä vaakasuunnassa kutsutaan tuuleksi. Syynä tuulen esiintymiseen on ilmanpaineen epätasainen jakautuminen maan pinnalla, mikä johtuu lämpötilan epätasaisesta jakautumisesta. Tässä tapauksessa ilmavirtaus siirtyy korkeapaineisista paikoista pienemmän paineen puolelle. Tuulen mukana ilma ei liiku tasaisesti, vaan iskuissa, puuskissa, erityisesti lähellä maan pintaa. Ilman liikkeisiin vaikuttavia syitä on monia: ilmavirran kitka Maan pinnalla, esteiden kohtaaminen jne. Lisäksi Maan pyörimisen vaikutuksesta tulevat ilmavirrat poikkeavat oikealle pohjoisessa pallonpuoliskolla ja vasemmalla eteläisellä pallonpuoliskolla. Tuulelle on ominaista nopeus, suunta ja voimakkuus. Tuulen nopeus mitataan metreinä sekunnissa (m/s), kilometreissä tunnissa (km/h), pisteinä (Beaufortin asteikolla 0-12, tällä hetkellä jopa 13 pistettä). Tuulen nopeus riippuu paine-erosta ja on suoraan verrannollinen siihen: mitä suurempi paine-ero (vaakasuuntainen baric gradientti), sitä suurempi tuulen nopeus. Keskimääräinen pitkän ajan tuulen nopeus maanpinnalla on 4-9 m/s, harvoin yli 15 m/s. Myrskyissä ja hurrikaaneissa (lauhkeat leveysasteet) - jopa 30 m/s, puuskissa jopa 60 m/s. Trooppisissa hurrikaaneissa tuulen nopeus on jopa 65 m/s ja puuskissa jopa 120 m/s. Tuulen suunta määräytyy sen horisontin puolen mukaan, jolta tuuli puhaltaa. Sen osoittamiseksi käytetään kahdeksaa pääsuuntaa (rumbia): N, NW, W, SW, S, SE, B, NE. Suunta riippuu paineen jakautumisesta ja Maan pyörimisen taipuvasta vaikutuksesta. Tuulen voimakkuus riippuu sen nopeudesta ja osoittaa, minkä dynaamisen paineen ilmavirta kohdistaa mille tahansa pinnalle. Tuulen voimakkuus mitataan kilogrammoina neliömetriä kohden (kg/m2). Tuulet ovat alkuperältään, luonteeltaan ja merkitykseltään erittäin erilaisia. Joten lauhkeilla leveysasteilla, joilla läntinen liikenne hallitsee, vallitsevat länsituulet (NW, W, SW). Nämä alueet vievät valtavia tiloja - noin 30 - 60  kullakin pallonpuoliskolla. Napa-alueilla tuulet puhaltavat napoilta lauhkeiden leveysasteiden matalapainevyöhykkeille. Näitä alueita hallitsevat arktisella alueella koillistuulet ja Etelämantereella kaakkoistuulet. Samaan aikaan Etelämantereen kaakkoistuulet, toisin kuin arktiset, ovat vakaampia ja niillä on suuria nopeuksia. Maapallon laajin tuulivyöhyke sijaitsee trooppisilla leveysasteilla, joilla puhaltavat pasaatit. Pasaatituulet ovat trooppisten leveysasteiden jatkuvia tuulia. Ne ovat yleisiä vyöhykkeellä 30 astetta alkaen. sh. 30  asti. sh. , eli kunkin vyöhykkeen leveys on 2-2,5 tuhatta km. Nämä ovat tasaisia ​​tuulia, joiden nopeus on kohtalainen (5-8 m/s). Maan pinnalla niillä on kitkan ja maapallon päivittäisen kiertoliikkeen taipuvan vaikutuksen vuoksi vallitseva koillissuunta pohjoisella pallonpuoliskolla ja kaakkoon eteläisellä pallonpuoliskolla (kuva IV.2). Ne muodostuvat, koska päiväntasaajan vyöhykkeessä lämmitetty ilma nousee ja trooppinen ilma tulee tilalle pohjoisesta ja etelästä. Pasaatituulella oli ja on suuri käytännön merkitys merenkulussa, varsinkin purjelaivastolle aikaisemmin, jolloin niitä kutsuttiin "pasaatituuleksi". Nämä tuulet muodostavat vakaita pintavirtoja valtameressä päiväntasaajaa pitkin idästä länteen. He toivat Kolumbuksen karavellit Amerikkaan. Tuulet ovat paikallisia tuulia, jotka puhaltavat mereltä maalle päivällä ja maalta merelle yöllä. Tässä suhteessa erotetaan päivä- ja yötuulet. Päivätuuli (meri) muodostuu sen seurauksena, että päivällä maa lämpenee nopeammin kuin meri ja sen yläpuolelle muodostuu matalampi paine. Tällä hetkellä meren yli (kylmä) paine on korkeampi ja ilma alkaa liikkua merestä maahan. Yö (rannikko) tuuli puhaltaa maalta merelle, koska tällä hetkellä maa jäähtyy nopeammin kuin meri ja alennettu paine on vedenpinnan yläpuolella - ilma liikkuu rannikolta mereen.

Tuulen nopeus sääasemilla mitataan tuulimittareilla; Jos laite tallentaa itseään, sitä kutsutaan anemografiksi. Anemorumbografi määrittää nopeuden lisäksi myös tuulen suunnan jatkuvan rekisteröinnin tilassa. Tuulen nopeuden mittauslaitteet asennetaan 10-15 metrin korkeuteen pinnasta, ja niillä mitattua tuulta kutsutaan tuuleksi lähellä maan pintaa.

Tuulen suunta määritetään nimeämällä horisontin piste, josta tuuli puhaltaa, tai tuulen suunnan muodostama kulma tuulen puhalluspaikan pituuspiirin kanssa, ts. sen atsimuutti. Ensimmäisessä tapauksessa erotetaan 8 horisontin pääpistettä: pohjoinen, koilliseen, itäiseen, kaakkoon, etelään, lounaaseen, länteen, luoteeseen ja 8 välikohtaa. Suunnan 8 pääsuunnassa on seuraavat lyhenteet (venäläinen ja kansainvälinen): С-N, Yu-S, З-W, В-E, СЗ-NW, СВ-NE, SW-SW, SE- SE.

Ilmamassat ja rintamat

Ilmamassoja kutsutaan lämpötilan ja kosteuden suhteen suhteellisen homogeenisiksi ilmamassoiksi, jotka leviävät useiden tuhansien kilometrien alueelle ja useiden kilometrien korkeuteen.

Ne muodostuvat olosuhteissa, joissa ne pysyvät pitkään enemmän tai vähemmän homogeenisilla maan tai valtameren pinnoilla. Siirtyessään ilmakehän yleisessä kierrossa muille maapallon alueille, ilmamassat kulkeutuvat näille alueille ja niiden omaan säätilaan. Tiettyjen ilmamassojen vallitseminen tietyllä alueella tiettynä vuodenaikana luo alueelle ominaisen ilmaston.

Maan koko troposfäärin peittäviä ilmamassoja on neljä maantieteellistä päätyyppiä. Nämä ovat arktisen (antarktisen), lauhkean, trooppisen ja päiväntasaajan ilmamassat. Loput lukuun ottamatta kussakin meri- ja Mannerlajikkeet erotetaan myös, jotka muodostuvat maan ja valtameren mukaan.

Napa-alueiden jääpintojen päälle muodostuu napailmaa (arktinen ja antarktinen), ja sille on ominaista alhaiset lämpötilat, alhainen kosteuspitoisuus ja hyvä läpinäkyvyys.

Kohtalainen ilma lämpenee paljon paremmin, sitä leimaa kesällä kohonnut kosteus, varsinkin valtameren yläpuolella Vallitsevat länsituulet ja meren lauhkean ilman syklonit kulkeutuvat ja Aleko mantereiden syvyyksiin, usein mukana matkallaan sademäärä

Trooppiselle ilmalle on yleensä ominaista korkea lämpötila, mutta jos meren päällä se on myös erittäin kosteaa, niin maan päällä se on päinvastoin erittäin kuivaa ja pölyistä.

Päiväntasaajan ilmaa leimaavat jatkuvasti korkeat lämpötilat ja kohonnut kosteus sekä valtamerellä että maalla.Iltapäivällä on usein rankkoja sateita.

Lämpötilaltaan ja kosteudeltaan erilaiset ilmamassat liikkuvat jatkuvasti ja kohtaavat toisiaan ahtaassa tilassa Ilmamassoja erottavaa ehdollista pintaa kutsutaan ilmakehän rintamaksi.Kun tämä kuvitteellinen pinta leikkaa maan pinnan, syntyy ns. ilmakehän etulinja. muodostettu.

Arktista (antarktista) ja lauhkeaa ilmaa erottavaa pintaa kutsutaan arktiseksi ja antarktiseksi rintamaksi. Lauhkeiden leveysasteilta ja tropiikilta tuleva ilma erottaa naparintaman. Koska lämpimän ilman tiheys on pienempi kuin kylmän ilman tiheys, rintama on kalteva taso, joka aina kallistuu kohti kylmää ilmaa. hyvin pienessä kulmassa (alle 1°) maan pintaan. Kylmä ilma, paksumpana, lämpimän ilman kanssa kohtaaessaan ui sen alla ja nostaa sitä ylös aiheuttaen XMAmarin muodostuminen.

Erilaiset ilmamassat jatkavat kohdatessaan liikkumista suuremmalla nopeudella liikkuvan massan suuntaan, samalla kun näitä ilmamassoja erottavan etupinnan asema muuttuu, riippuen frontaalin liikesuunnasta. Pinta, kylmä ja lämmin rintama erotetaan kylmä Kylmän rintaman lähdön jälkeen ilmanpaine nousee ja ilmankosteus laskee. Kun lämmin ilma etenee ja rintama liikkuu kohti alempia lämpötiloja, rintamaa kutsutaan lämpimäksi. Lämpimän rintaman ohittaessa lämpeneminen tapahtuu, paine laskee ja lämpötila nousee.

Rinteillä on suuri merkitys sään kannalta, sillä niiden lähelle muodostuu pilviä ja sataa usein. Paikoissa, joissa lämmin ja kylmä ilma kohtaavat, syklonit syntyvät ja kehittyvät, sää huononee Ilmakehän rintamien sijainnin, ilmakehän suunnan ja nopeuden tunteminen Niiden liikkeet sekä ilmamassoja kuvaavat säätiedot tekevät sääennusteita.

Antisykloni- korkean ilmanpaineen alue, jossa on suljetut samankeskiset isobaarit merenpinnalla ja vastaava tuulen jakautuminen. Matalan antisyklonissa - kylmässä isobaarit pysyvät suljettuina vain troposfäärin alimmissa kerroksissa (jopa 1,5 km), ja keskimmäisessä troposfäärissä lisääntynyttä painetta ei havaita ollenkaan; korkean syklonin läsnäolo tällaisen antisyklonin yläpuolella on myös mahdollista.

Korkea antisykloni on lämmin ja säilyttää suljetut isobaarit antisyklonisella kierrolla jopa troposfäärin yläosassa. Joskus antisykloni on monikeskus. Antisyklonin ilma pohjoisella pallonpuoliskolla liikkuu keskustan ympäri myötäpäivään (eli poikkeaa baric-gradientista oikealle), eteläisellä pallonpuoliskolla - vastapäivään. Antisyklonille on ominaista selkeä tai lievästi pilvinen sää. Ilman jäähtymisestä maan pinnalta kylmänä vuodenaikana ja öisin antisyklonissa pinnan inversioiden ja matalien kerrospilvien (St) ja sumujen muodostuminen on mahdollista. Kesällä maan päällä on mahdollista päiväsaikaan kohtalainen konvektio ja kumpupilvien muodostuminen. Konvektiota ja kumpupilvien muodostumista havaitaan myös pasaatistuulissa päiväntasaajaa päin olevien subtrooppisten antisyklonien reuna-alueilla. Kun antisykloni stabiloituu matalilla leveysasteilla, syntyy voimakkaita, korkeita ja lämpimiä subtrooppisia antisykloneja. Antisyklonien stabiloituminen tapahtuu myös keski- ja polaarisilla leveysasteilla. Korkeat, hitaasti liikkuvat antisyklonit, jotka häiritsevät keskipitkien leveysasteiden yleistä länteen siirtymistä, kutsutaan estoantisykloneiksi.

Synonyymit: korkean paineen alue, korkeapainealue, baarien maksimi.

Antisyklonit saavuttavat halkaisijaltaan useita tuhansia kilometrejä. Antisyklonin keskellä paine on yleensä 1020-1030 mbar, mutta voi olla 1070-1080 mbar. Syklonien tavoin antisyklonit liikkuvat yleisen ilmaliikenteen suuntaan troposfäärissä, eli lännestä itään, samalla kun ne poikkeavat matalille leveysasteille. Antisyklonin liikkeen keskinopeus on pohjoisella pallonpuoliskolla noin 30 km/h ja eteläisellä pallonpuoliskolla noin 40 km/h, mutta usein antisykloni muuttuu toimimattomaksi pitkäksi aikaa.

Antisyklonin merkkejä:

Selkeää tai puolipilvistä säätä

Ei tuulta

Ei sadetta

Vakaa sääkuvio (ei muutu merkittävästi ajan myötä niin kauan kuin antisykloni on olemassa)

Kesällä antisykloni tuo kuumaa, pilvistä säätä. Talvella antisykloni tuo kovia pakkasia, joskus myös pakkassumu on mahdollista.

Antisyklonien tärkeä piirre on niiden muodostuminen tietyillä alueilla. Erityisesti jääkenttien päälle muodostuu antisykloneja. Ja mitä voimakkaampi jääpeite, sitä selvempi antisykloni; siksi Etelämantereen yläpuolella oleva antisykloni on erittäin voimakas, ja Grönlannin yläpuolella se on vähätehoinen, arktisen alueen yllä keskivakavuudella. Trooppisella vyöhykkeellä kehittyy myös voimakkaita antisykloneja.

Sykloni(toisesta kreikasta κυκλῶν - "pyörivä") - ilmakehän pyörre, jonka halkaisija on valtava (sadasta useaan tuhanteen kilometriin), jonka keskellä on alennettu ilmanpaine.

Ilman liike (katkoviivanuolet) ja isobarit (yhtenäiset viivat) syklonissa pohjoisella pallonpuoliskolla.

Trooppisen syklonin pystyleikkaus

Sykloneissa ilma kiertää vastapäivään pohjoisella pallonpuoliskolla ja myötäpäivään eteläisellä pallonpuoliskolla. Lisäksi jopa useiden sadan metrin korkeudella maanpinnasta olevissa ilmakerroksissa tuulella on termi, joka on suunnattu syklonin keskustaan ​​barigradienttia pitkin (paineen laskuun). Termin arvo pienenee korkeuden mukana.

Kaaviomainen esitys syklonien (mustat nuolet) muodostumisprosessista Maan pyörimisestä (siniset nuolet).

Sykloni ei ole vain antisyklonin vastakohta, vaan niillä on erilainen esiintymismekanismi. Syklonit ilmaantuvat jatkuvasti ja luonnollisesti Maan pyörimisen vuoksi Coriolis-voiman ansiosta. Brouwerin kiinteän pisteen lauseen seuraus on ainakin yhden syklonin tai antisyklonin läsnäolo ilmakehässä.

Sykloneja on kahta päätyyppiä - ekstratrooppisia ja trooppisia. Ensimmäiset muodostuvat lauhkeilla tai polaarisilla leveysasteilla ja niiden halkaisija on kehityksen alussa tuhansia kilometrejä ja ns. keskussyklonin tapauksessa jopa useita tuhansia. Ekstratrooppisista sykloneista erotetaan eteläiset syklonit, jotka muodostuvat lauhkeiden leveysasteiden (Välimeri, Balkan, Mustameri, Etelä-Kaspian jne.) etelärajalle ja siirtyvät pohjoiseen ja koilliseen. Eteläisillä sykloneilla on valtavat energiavarat; Keski-Venäjän ja IVY-maiden eteläisiin sykloniin liittyy voimakkaimmat sateet, tuulet, ukkosmyrskyt, myrskyt ja muut sääilmiöt.

Trooppiset syklonit muodostuvat trooppisilla leveysasteilla ja ovat pienempiä (satoja, harvoin yli tuhat kilometriä), mutta niillä on suuremmat baric gradientit ja tuulen nopeudet saavuttavat myrskyä edeltävän tason. Tällaisille sykloneille on tunnusomaista myös ns. "myrskyn silmä" - keskialue, jonka halkaisija on 20-30 km suhteellisen selkeällä ja tyynellä säällä. Trooppiset syklonit voivat kehittyessään muuttua ekstratrooppisiksi sykloneiksi. Alle 8-10 ° pohjoista ja eteläistä leveyttä sykloneja esiintyy erittäin harvoin, eikä päiväntasaajan välittömässä läheisyydessä niitä esiinny ollenkaan.

Sykloneja ei esiinny vain maan ilmakehässä, vaan myös muiden planeettojen ilmakehissä. Esimerkiksi Jupiterin ilmakehässä on useiden vuosien ajan havaittu niin kutsuttua suurta punaista pistettä, joka on ilmeisesti pitkäikäinen antisykloni.

Määrä: 15.02.2016

Luokka: 6"B"

Oppitunti #42

Oppitunnin aihe:§39. Ilman lämpötila ja vuorokausivaihtelu

Oppitunnin tarkoitus:

Opetusohjelma: Muodostaa tietoa ilman lämpötilan jakautumismalleista.

Kehittyy minä : Kehitä taitoja, kykyä määrittää lämpötila, laskea päivänopeus, laatia kaavioita, ratkaista lämpötilamuutoksia koskevia ongelmia, löytää lämpötilan amplitudi.

Hoito: Kehittää halua opiskella aihetta.

Oppitunnin tyyppi: yhdistetty

Oppitunnin tyyppi: ongelmaoppiminen

Laitteetoppitunti: ICT, lämpömittarit, sääkalenterit,

I. Organisatorinen hetki: Terveisiä. Poissaolijoiden tunnistaminen.

II. Kotitehtävien tarkistaminen:

Testata.

1. Mitkä syyt määräävät maapallon lämpenemisen?

Polaarinen yö ja napapäivä

Auringon säteiden tulokulma B

Päivän ja yön vaihdossa

G paine, lämpötila, tuuli.

2. Mikä on ero pinnan lämpenemisessä päiväntasaajalla ja lauhkealla leveysasteella:

Päiväntasaajan leveysasteet kuumenevat enemmän vuoden aikana

Päiväntasaajan B leveysasteilla kuumennetaan enemmän kesällä

Päiväntasaajan leveysasteilla niitä lämmitetään tasaisesti ympäri vuoden

3. Kuinka monta valaistusaluetta?

A 3 B 5 C 6 D 4

4. Mitkä ovat napavyön ominaisuudet

Kaksi kertaa vuodessa aurinko tropiikissa

B Vuoden aikana on napapäivä ja napayö

Kesällä aurinko on huipussaan.

5. Muuttuuko sää usein trooppisella vyöhykkeellä?

A Kyllä B Ei C 4 kertaa vuodessa

III Valmistautuminen uuden aiheen selittämiseen: Kirjoita taululle oppitunnin aihe, selitä

IV. Uuden aiheen selityss:

Ilman lämpötila- ilman lämmitysaste lämpömittarilla määritettynä.

Ilman lämpötila- yksi tärkeimmistä sään ja ilmaston ominaisuuksista.

Lämpömittari on laite ilman lämpötilan mittaamiseen. Lämpömittari on kapillaariputki, joka on juotettu nesteellä (elohopea, alkoholi) täytettyyn säiliöön. Putki kiinnitetään tankoon, johon lämpömittarin asteikko asetetaan. Lämpenemisen myötä putkessa oleva neste alkaa nousta, jäähtyessä - laskea. Lämpömittarit ovat ulkona ja sisällä.

Päivittäinen ilman lämpötilan muutos - amplitudi.

Tutkimukset ovat osoittaneet, että lämpötila muuttuu ajan myötä, eli päivän, kuukauden, vuoden aikana. Päivittäinen lämpötilan muutos riippuu Maan pyörimisestä akselinsa ympäri.

Yöllä, kun auringosta ei tule lämpöä, maan pinta jäähtyy. Ja päivän aikana se päinvastoin lämpenee.

Tämän seurauksena ilman lämpötila muuttuu.

Päivän alin lämpötila -ennen auringonnousua.

Korkein lämpötila on 2-3 tuntia puolenpäivän jälkeen

Päivän aikana sääasemien lämpötilalukemat otetaan 4 kertaa: klo 1, 7, 13, 19, sitten ne summataan ja jaetaan neljällä vuorokauden keskilämpötilalla.

Esimerkiksi:

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

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

v.Uuden aiheen omaksuminen:

Testata

1. Ilman lämpötila korkeudella:

a) menee alas

b) nousee

c) ei muutu

2. Maa, toisin kuin vesi, lämpenee:

a) hitaampi

b) nopeampi

3. Ilman lämpötila mitataan:

a) barometri

b) lämpömittari

c) kosteusmittari

a) klo 7

b) klo 12

c) klo 14

5. Lämpötilan vaihtelut päivän aikana riippuvat:

a) pilvet

b) auringonsäteiden tulokulma

6. Amplitudi on:

a) kaikkien vuorokauden lämpötilojen summa

b) korkeimman ja alimman lämpötilan välinen ero

7. Keskilämpötila (+2 o; +4 o; +3 o; -1 o) on:

VI. Oppitunnin yhteenveto:

1. määrittää lämpötilojen amplitudi, vuorokauden keskilämpötila,

VII.Kotitehtävät:

1.§39. Ilman lämpötila ja vuorokausivaihtelu

VII. Arvosana:

Arviointiopettajan opiskelija

Syitä ilman lämpötilan muutoksiin.

Ilman lämpötila vaihtelee päivittäin maan pinnan lämpötilan mukaan. Koska ilma lämpenee ja jäähdytetään maan pinnalta, on sääosastolla vuorokausilämpötilan vaihtelun amplitudi pienempi kuin maanpinnalla, keskimäärin noin kolmanneksen.

Ilman lämpötilan nousu alkaa maaperän lämpötilan nousulla (15 minuuttia myöhemmin) aamulla, auringonnousun jälkeen. 13-14 tunnin kohdalla maaperän lämpötila, kuten tiedämme, alkaa laskea. 14-15 tunnin kohdalla se tasoittuu ilman lämpötilan kanssa; siitä lähtien, maaperän lämpötilan laskeessa edelleen, myös ilman lämpötila alkaa laskea.

Ilman lämpötilan vuorokausivaihtelu ilmenee aivan oikein vain vakaan selkeän sään olosuhteissa.

Mutta joinakin päivinä päivittäinen ilman lämpötila voi olla erittäin väärä. Se riippuu pilvisyyden muutoksista sekä advektiosta.

Ilman lämpötilan päivittäinen amplitudi vaihtelee myös vuodenaikojen, leveysasteittain ja myös maaperän ja maaston luonteen mukaan. Talvella se on vähemmän kuin kesällä. Leveysasteen kasvaessa ilman lämpötilan päivittäinen amplitudi laskee, kun auringon keskipäivän korkeus horisontin yläpuolella laskee. Maalla leveysasteilla 20-30° vuoden keskilämpötilan amplitudi on noin 12°, leveysasteella 60° noin 6°, leveysasteella 70° vain 3°. Korkeimmilla leveysasteilla, joilla aurinko ei nouse tai laske montaa päivää peräkkäin, säännöllistä vuorokauden lämpötilan vaihtelua ei ole lainkaan.

Myös maanpinnan lämpötila vaihtelee vuoden aikana. Trooppisilla leveysasteilla sen vuotuinen amplitudi eli ero vuoden lämpimimpien ja kylmimpien kuukausien pitkän aikavälin keskilämpötiloissa on pieni ja kasvaa leveysasteen mukaan. Pohjoisella pallonpuoliskolla leveysasteella 10° se on noin 3°, leveysasteella 30° noin 10° ja leveysasteella 50° se on keskimäärin noin 25°.

Syitä ilman lämpötilan muutoksiin

Maan pinnan kanssa suorassa kosketuksessa oleva ilma vaihtaa lämpöä sen kanssa molekyylilämmön johtumisen ansiosta. Mutta ilmakehän sisällä on toinen, tehokkaampi lämmönsiirto - turbulenttisella lämmönjohtamisella. Ilman sekoittuminen turbulenssin aikana edistää erittäin nopeaa lämmön siirtymistä ilmakehän kerroksesta toiseen. Turbulentti lämmönjohtavuus lisää myös lämmön siirtymistä maan pinnalta ilmaan tai päinvastoin. Jos esimerkiksi ilmaa jäähdytetään maan pinnalta, niin turbulenssin avulla päällyskerroksista johdetaan jatkuvasti lämpimämpää ilmaa jäähtyneen ilman paikalle. Tämä ylläpitää lämpötilaeroa ilman ja pinnan välillä ja tukee siten lämmön siirtymistä ilmasta pintaan. Advektioon liittyviä lämpötilan muutoksia - uusien ilmamassojen virtaamista tiettyyn paikkaan muualta maapallosta kutsutaan advektioksi. Jos korkeamman lämpötilan ilmaa virtaa tiettyyn paikkaan, puhutaan lämpöadvektiosta, jos alemmasta, puhutaan kylmäadvektiosta.

Yleistä lämpötilan muutosta kiinteässä maantieteellisessä kohdassa, joka riippuu sekä yksittäisistä ilman tilan muutoksista että advektiosta, kutsutaan paikalliseksi (paikalliseksi) muutokseksi.