Denní a roční kolísání teploty vzduchu v povrchové vrstvě atmosféry je určeno teplotou ve výšce 2 m. Toto kolísání je dáno především odpovídajícím kolísáním teploty aktivního povrchu. Charakteristiky průběhu teploty vzduchu jsou určeny jejími extrémy, tedy nejvyššími a nejnižšími teplotami. Rozdíl mezi těmito teplotami se nazývá amplituda teploty vzduchu. Vzorec denních a ročních změn teploty vzduchu je odhalen zprůměrováním výsledků dlouhodobých pozorování. Je spojena s periodickými oscilacemi. Neperiodické poruchy denního a ročního cyklu způsobené invazí teplého nebo chladného počasí vzduchové hmoty, zkreslují normální průběh teploty vzduchu. Teplo absorbované aktivním povrchem se přenáší do sousední vrstvy vzduchu. V tomto případě dochází k určitému zpoždění zvýšení a snížení teploty vzduchu ve srovnání se změnami teploty půdy. Za normálních teplotních podmínek je minimální teplota pozorována před východem Slunce, maximální je pozorována ve 14-15 hodině (obr. 4.4).
Obrázek 4.4. Denní změny teploty vzduchu v Barnaul(k dispozici ke stažení plná verze učebnice)
Amplituda denních změn teploty vzduchu nad pevninou je vždy menší než amplituda denních změn povrchové teploty půdy a závisí na stejných faktorech, tedy na ročním období, zeměpisná šířka, oblačnost, terén a také charakter aktivního povrchu a nadmořskou výšku. Amplituda ročního cyklu se vypočítá jako rozdíl mezi průměrnými měsíčními teplotami nejteplejších a nejchladnějších měsíců. Absolutní roční amplituda teploty nazýváme rozdíl mezi absolutní maximální a absolutní minimální teplotou vzduchu za rok, tedy mezi nejvyšší a nejnižší teplotou pozorovanou během roku. Amplituda ročního kolísání teploty vzduchu v daném místě závisí na zeměpisné šířce, vzdálenosti od moře, nadmořské výšce místa, ročním kolísání oblačnosti a řadě dalších faktorů. Malé roční teplotní amplitudy jsou pozorovány nad mořem a jsou charakteristické pro mořské klima. Nad pevninou jsou velké roční teplotní amplitudy charakteristické pro kontinentální klima. Přímořské klima však zasahuje i do kontinentálních oblastí přiléhajících k moři, kde je frekvence mořských vzduchových mas vysoká. Mořský vzduch přináší na pevninu mořské klima. Se vzdáleností od oceánu hlouběji do kontinentu se roční teplotní amplitudy zvyšují, to znamená, že se zvyšuje kontinentalita klimatu.
Na základě hodnoty amplitudy a doby nástupu extrémních teplot se rozlišují čtyři typy ročních změn teploty vzduchu. Rovníkový typ vyznačující se dvěma maximy - po jarní a podzimní rovnodennosti, kdy je Slunce v poledne na zenitu, a dvěma minimy - po letním a zemském slunovratu. Tento typ se vyznačuje malou amplitudou: nad kontinenty v rozmezí 5-10 °C a nad oceány jen asi 1 °C. Tropický typ charakterizované jedním maximem - po letním slunovratu a jedním minimem - po zimním slunovratu. Amplituda se zvyšuje se vzdáleností od rovníku a průměrně 10-20°C nad kontinenty a 5-10°C nad oceány. Typ mírné zóny vyznačující se tím, že nad kontinenty jsou extrémy pozorovány ve stejnou dobu jako u tropického typu a nad oceánem o měsíc později. Amplituda se zvyšuje se zeměpisnou šířkou a dosahuje 50-60 °C nad kontinenty a 15-20 °C nad oceány. Polární typ podobný předchozímu typu, ale liší se dalším zvýšením amplitudy, dosahující 25-40 °C nad oceánem a pobřežím a přesahující 65 °C nad pevninou
Lednové a červencové izotermy v Rusku?????
Lucas Rein Student (237) před 1 rokem
TEPELNÉ ZÓNY ZEMĚ, teplotní zóny Země, je systém klasifikace podnebí podle teploty vzduchu. Obvykle existují: horká zóna - mezi ročními izotermami 20° (dosahuje 30° zeměpisné šířky); 2 mírná pásma (na každé polokouli) - mezi roční izotermou 20° a izotermou nejteplejšího měsíce. 10°; 2 studené zóny - mezi izotermami nejteplejšího měsíce. 10° a 0°; 2 pásy věčného mrazu - od st. teplota nejteplejšího měsíce. pod 0°.
Juliette Student (237) před 1 rokem
Tepelné pásy jsou široké pásy obklopující Zemi s podobnými teplotami vzduchu uvnitř pásu a lišícími se od sousedních v nehomogenním šířkovém rozložení slunečního záření. Existuje sedm tepelných zón: horké na obou stranách rovníku, omezené ročními izotermami +20°C; střední 2 (severní a jižní) s vlastní hraniční izotermou +10°C teplý měsíc; chlad 2 v rozmezí +10°C a 0°C nejteplejšího měsíce věčného mrazu 2 s průměrnou teplotou vzduchu za rok pod 0°C.
Optické jevy. Jak již bylo zmíněno, při průchodu slunečních paprsků atmosférou je část přímého slunečního záření absorbována molekulami vzduchu, rozptýlena a odražena. Díky tomu jsou v atmosféře pozorovány různé optické jevy, které jsou vnímány přímo naším zrakem. Mezi takové jevy patří: barva oblohy, lom světla, přeludy, halo, duha, falešné slunce, světelné sloupy, světelné kříže atd.
Barva oblohy. Každý ví, že barva oblohy se mění v závislosti na stavu atmosféry. Jasná obloha bez mráčku během dne je modrá. Tato barva oblohy je dána tím, že v atmosféře je hodně rozptýleného slunečního záření, kterému dominují krátké vlny, které vnímáme jako modré nebo modré. Pokud je vzduch prašný, mění se spektrální složení rozptýleného záření a modř oblohy slábne; nebe zbělá. Čím je vzduch zataženější, tím je modrá na obloze slabší.
Barva oblohy se mění s nadmořskou výškou. V nadmořské výšce 15 až 20 km Barva oblohy je černá a fialová. Z vrcholků vysokých hor se barva oblohy jeví jako tmavě modrá a z povrchu Země modrá. Tato změna barvy z černofialové na světle modrou je způsobena stále větším rozptylem nejprve fialových, poté modrých a azurových paprsků.
Při východu a západu Slunce, kdy sluneční paprsky procházejí největší tloušťkou atmosféry a ztrácejí téměř všechny krátkovlnné paprsky (fialové a modré), a pouze dlouhovlnné paprsky se dostávají do oka pozorovatele, barva části oblohy blízko obzoru a samotné Slunce má červenou nebo oranžovou barvu.
Lom světla. V důsledku odrazu a lomu slunečních paprsků, když procházejí vrstvami vzduchu různé hustoty, dochází k určitým změnám jejich trajektorie. To vede k tomu, že nebeská tělesa a vzdálené objekty na zemském povrchu vidíme v trochu jiném směru, než ve kterém se ve skutečnosti nacházejí. Díváme-li se například na vrchol hory z údolí, zdá se nám hora vyvýšená; Při pohledu z hory do údolí je patrné zvýšení dna údolí.
Úhel, který svírá přímka táhnoucí se od oka pozorovatele k libovolnému bodu a směr, kterým oko tento bod vidí, se nazývá lom světla.
Velikost lomu pozorovaného na zemském povrchu závisí na rozložení hustoty spodních vrstev vzduchu a na vzdálenosti od pozorovatele k objektu. Hustota vzduchu závisí na teplotě a tlaku. V průměru je hodnota zemského lomu v závislosti na vzdálenosti od pozorovaných objektů za normálních atmosférických podmínek rovna:
Mirages. Jevy fata morgánů jsou spojeny s anomálním lomem slunečních paprsků, který je způsoben prudkou změnou hustoty vzduchu ve spodních vrstvách atmosféry. S fata morgánou vidí pozorovatel kromě předmětů i jejich obrazy pod nebo nad skutečnou polohou předmětů a někdy napravo nebo nalevo od nich. Pozorovatel často může vidět pouze obraz, aniž by viděl samotné objekty.
Pokud hustota vzduchu prudce klesá s výškou, pak je obraz objektů pozorován nad jejich skutečnou polohou. Takže například za podobných podmínek můžete vidět siluetu lodi nad hladinou moře, když je loď skryta pozorovateli za horizontem.
Podřadné přeludy jsou často pozorovány na otevřených pláních, zejména v pouštích, kde hustota vzduchu prudce roste s nadmořskou výškou. V tomto případě člověk často vidí v dálce to, co vypadá jako vodnatá, mírně zvlněná hladina. Pokud jsou na obzoru nějaké předměty, pak se zdá, že se tyčí nad touto vodou. A v této vodní rozloze jsou vidět jejich převrácené obrysy, jako by se odrážely ve vodě. Viditelnost vodní hladiny na rovině vzniká v důsledku velkého lomu, který způsobuje pod zemským povrchem zpětný obraz části oblohy nacházející se za objekty.
Svatozář. Jev halo se týká světelných nebo duhově zbarvených kruhů někdy pozorovaných kolem Slunce nebo Měsíce. Halo nastává, když je třeba tato nebeská tělesa vidět přes lehké cirry nebo přes závoj mlhy tvořený ledovými jehličkami zavěšenými ve vzduchu (obr. 63).
Jev halo nastává v důsledku lomu ledových krystalů a odrazu slunečního světla od jejich tváří.
Duha. Duha je velký vícebarevný oblouk, obvykle pozorovaný po dešti na pozadí dešťových mraků umístěných naproti části oblohy, kde svítí Slunce. Velikost oblouku se liší, někdy je pozorován plný duhový půlkruh. Často vidíme dvě duhy současně. Intenzita vývoje jednotlivých barev v duze a šířka jejich pruhů jsou různé. Jasně viditelná duha má na jednom okraji červenou a na druhém fialovou; ostatní barvy v duze jsou v pořadí barev spektra.
Duhové jevy jsou způsobeny lomem a odrazem slunečního světla v kapičkách vody v atmosféře.
Zvukové jevy v atmosféře. Podélné vibrace částic hmoty, šířící se hmotným prostředím (vzduch, voda a pevné látky) a dostanou se do lidského ucha, což způsobí pocity zvané „zvuk“.
Atmosférický vzduch vždy obsahuje zvukové vlny různých frekvencí a síly. Některé z těchto vln jsou uměle vytvořeny lidmi a některé zvuky jsou meteorologického původu.
Mezi zvuky meteorologického původu patří hřmění, kvílení větru, hučení drátů, hluk a šelest stromů, „hlas moře“, zvuky a zvuky, které vznikají, když se masy písku pohybují v pouštích a přes duny. jako sněhové vločky nad hladkým sněhovým povrchem, zvuky při dopadu na zemský povrch pevných i tekutých usazenin, zvuky příboje u pobřeží moří a jezer atd. U některých se zastavme.
Hrom je pozorován při výboji blesku. Vzniká v souvislosti se speciálními termodynamickými podmínkami, které se vytvářejí podél cesty blesku. Obvykle hromy vnímáme ve formě série úderů – tzv. peals. Thunderclaps se vysvětluje skutečností, že zvuky generované najednou podél dlouhé a obvykle klikaté dráhy blesku dosáhnou pozorovatele postupně a s různou intenzitou. Hrom, i přes velkou sílu zvuku, je slyšet na vzdálenost ne větší než 20-25 km(průměrně 15 km).
K vytí větru dochází, když se vzduch rychle pohybuje a víří kolem některých předmětů. V tomto případě dochází ke střídání akumulace a odtoku vzduchu z předmětů, čímž vznikají zvuky. Hukot drátů, hluk a šumění stromů, „hlas moře“ jsou také spojeny pohybem vzduchu.
Rychlost zvuku v atmosféře. Rychlost šíření zvuku v atmosféře ovlivňuje teplota a vlhkost vzduchu a také vítr (směr a jeho síla). Průměrná rychlost zvuku v atmosféře je 333 m za sekundu. S rostoucí teplotou vzduchu se mírně zvyšuje rychlost zvuku. Změny absolutní vlhkosti vzduchu mají menší vliv na rychlost zvuku. Silný vliv má vítr: rychlost zvuku ve směru větru roste, proti větru klesá.
Znalost rychlosti šíření zvuku v atmosféře má velká důležitost při řešení řady problémů při studiu horních vrstev atmosféry pomocí akustické metody. Pomocí průměrné rychlosti zvuku v atmosféře můžete zjistit vzdálenost od místa, kde se nacházíte, k bodu, kde dochází k hromu. Chcete-li to provést, musíte určit počet sekund mezi viditelným zábleskem a okamžikem, kdy dorazí zvuk hromu. Pak musíte vynásobit průměrnou rychlost zvuku v atmosféře - 333 m/sec. pro výsledný počet sekund.
Echo. Zvukové vlny, stejně jako světelné paprsky, procházejí lomem a odrazem při přechodu z jednoho média do druhého. Zvukové vlny se mohou odrážet od zemského povrchu, od vody, od okolních hor, mraků, od rozhraní vzduchových vrstev s různou teplotou a vlhkostí. Zvuk se může odrážet a opakovat. Fenomén opakování zvuků v důsledku odrazu zvukových vln od různých povrchů se nazývá „ozvěna“.
Obzvláště často je ozvěna pozorována v horách, u skal, kde se po určité době jednou nebo vícekrát opakuje hlasitě mluvené slovo. Například v údolí Rýna se nachází skála Lorelei, jejíž ozvěna se opakuje až 17-20krát. Příkladem ozvěny je zvuk hromu, který vzniká v důsledku odrazu zvuků elektrických výbojů od různých objektů na zemském povrchu.
Elektrické jevy v atmosféře. Elektrické jevy pozorované v atmosféře jsou spojeny s přítomností elektricky nabitých atomů a molekul plynu nazývaných ionty ve vzduchu. Ionty přicházejí se záporným i kladným nábojem a podle hmotnosti se dělí na lehké a těžké. K ionizaci atmosféry dochází vlivem krátkovlnného slunečního záření, kosmického záření a záření radioaktivních látek obsažených v zemské kůře i v samotné atmosféře. Podstatou ionizace je, že tyto ionizátory předávají energii neutrální molekule nebo atomu vzdušného plynu, pod jehož vlivem je jeden z vnějších elektronů odstraněn ze sféry působení jádra. Výsledkem je, že atom zbavený jednoho elektronu se stává kladným světelným iontem. Elektron odstraněný z daného atomu se rychle připojí k neutrálnímu atomu a tak vznikne negativní světelný iont. Lehké ionty, které se setkávají s částicemi vzduchu, jim dávají náboj a vytvářejí tak těžké ionty.
Množství iontů v atmosféře se zvyšuje s nadmořskou výškou. V průměru každé 2 km výšce se jejich počet zvýší o tisíc iontů v jednom krychlovém metru. centimetr Ve vysokých vrstvách atmosféry je maximální koncentrace iontů pozorována ve výškách kolem 100 a 250 km.
Přítomnost iontů v atmosféře vytváří elektrickou vodivost ve vzduchu a elektrické pole v atmosféře.
Vodivost atmosféry vzniká díky vysoké pohyblivosti především lehkých iontů. Těžké ionty hrají v tomto ohledu malou roli. Čím vyšší je koncentrace lehkých iontů ve vzduchu, tím větší je jeho vodivost. A protože s výškou roste počet světelných iontů, s výškou roste i vodivost atmosféry. Tedy např. ve výšce 7-8 km vodivost je přibližně 15-20krát větší než zemský povrch. V nadmořské výšce kolem 100 km vodivost je velmi vysoká.
Čistý vzduch má málo suspendovaných částic, takže obsahuje více lehkých iontů a méně těžkých. V tomto ohledu je vodivost čistého vzduchu vyšší než vodivost prašného vzduchu. Proto je během oparu a mlhy vodivost nízká jako první ustanovil elektrické pole v atmosféře M. V. Lomonosov. Za jasného počasí bez mráčku se intenzita pole považuje za normální. Vůči
Atmosféra na zemském povrchu je kladně nabitá. Vlivem elektrického pole atmosféry a negativního pole zemského povrchu vzniká vertikální proud kladných iontů od zemského povrchu nahoru a záporných iontů z atmosféry dolů. Elektrické pole atmosféry v blízkosti zemského povrchu je extrémně proměnlivé a závisí na vodivosti vzduchu. Čím nižší je vodivost atmosféry, tím větší je intenzita elektrického pole atmosféry. Vodivost atmosféry závisí především na množství pevných a kapalných částic v ní suspendovaných. Proto se při oparu, srážkách a mlze zvyšuje intenzita elektrického pole atmosféry a to často vede k elektrickým výbojům.
Elmova světla. Při bouřkách a bouřkách v létě nebo sněhových bouřích v zimě lze občas pozorovat tiché elektrické výboje na špičkách předmětů vyčnívajících nad zemský povrch. Tyto viditelné výboje se nazývají „světla Elmo“ (obr. 64). Nejčastěji jsou Elmova světla pozorována na stožárech a na vrcholcích hor; někdy jsou doprovázeny slabým praskavým zvukem.
Elmo světla se tvoří při vysoké intenzitě elektrického pole. Napětí může být tak velké, že ionty a elektrony pohybující se vysokou rychlostí štěpí molekuly vzduchu na své cestě, což zvyšuje počet iontů a elektronů ve vzduchu. V tomto ohledu se zvyšuje vodivost vzduchu a začíná proudění elektřiny a výboje z ostrých předmětů, kde se elektřina hromadí.
Blesk. V důsledku složitých tepelných a dynamických procesů v bouřkových mracích dochází k separaci elektrických nábojů: obvykle se záporné náboje nacházejí ve spodní části oblaku, kladné náboje nahoře. Díky tomuto oddělení vesmírných nábojů uvnitř mraků vznikají silná elektrická pole jak uvnitř mraků, tak mezi nimi. Síla pole na zemském povrchu může dosáhnout několika stovek kilovoltů na 1 m Vysoká intenzita elektrického pole vede k elektrickým výbojům vyskytujícím se v atmosféře. Silné elektrické jiskrové výboje, ke kterým dochází mezi bouřkovými mraky nebo mezi mraky a zemským povrchem, se nazývají blesky.
Průměrná doba trvání blesku je asi 0,2 sekundy. Množství elektřiny přenášené bleskem je 10-50 coulombů. Síla proudu může být velmi vysoká; někdy dosahuje 100-150 tisíc ampér, ale ve většině případů nepřesáhne 20 tisíc ampér. Většina blesků má záporný náboj.
Podle vzhledu jiskry se blesk dělí na lineární, plochý, sférický a korálkový.
Nejčastěji je pozorován lineární blesk, mezi nimiž existuje řada odrůd: klikatý, rozvětvený, stuhový, raketový atd. Pokud se lineární blesk tvoří mezi mrakem a zemským povrchem, pak je jeho průměrná délka 2-3 km; blesky mezi mraky mohou dosáhnout 15-20 km délka. Kanál výboje blesku, který vzniká vlivem ionizace vzduchu a kterým dochází k intenzivnímu protiproudu záporných nábojů nahromaděných v mracích a kladných nábojů nahromaděných na zemském povrchu, má průměr 3 až 60 cm.
Plochý blesk je krátkodobý elektrický výboj, který pokryje významnou část oblaku. Ploché blesky nejsou vždy doprovázeny hromy.
Kulový blesk je vzácný jev. Vzniká v některých případech po silném výboji lineárního blesku. Kulový blesk je ohnivá koule o průměru obvykle 10-20 cm(a někdy až několik metrů). Na zemském povrchu se tento blesk pohybuje mírnou rychlostí a má tendenci pronikat do budov komíny a jinými malými otvory. Bez způsobení škody a provedení složitých pohybů může kulový blesk bezpečně opustit budovu. Někdy způsobuje požáry a ničení.
Ještě vzácnějším jevem je korálkový blesk. Vznikají, když se elektrický výboj skládá z řady svítících kulových nebo podlouhlých těles.
Blesk často způsobí velké škody; Ničí budovy, způsobují požáry, taví elektrické dráty, štípají stromy a infikují lidi. K ochraně budov, průmyslových staveb, mostů, elektráren, elektrických vedení a dalších staveb před přímým úderem blesku se používají hromosvody (obvykle nazývané hromosvody).
Největší počet dní s bouřkami je pozorován v tropických a rovníkových zemích. Tedy například na o. Jáva má 220 dní s bouřkami v roce, ve střední Africe 150 dní, v Střední Amerika asi 140. V SSSR se nejvíce dní s bouřkami vyskytuje na Kavkaze (až 40 dní v roce), na Ukrajině a na jihovýchodě evropské části SSSR. Bouřky jsou obvykle pozorovány v odpoledních hodinách, zejména mezi 15:00 a 18:00.
Polární světla. Polární záře jsou zvláštní formou záře ve vysokých vrstvách atmosféry, čas od času pozorovanou v noci především v polárních a subpolárních zemích severní a jižní polokoule (obr. 65). Tyto záře jsou projevem elektrických sil atmosféry a vyskytují se ve výšce 80 až 1000 km ve vysoce řídkém vzduchu, když jím procházejí elektrické náboje. Povaha polárních září nebyla dosud plně pochopena, ale bylo přesně stanoveno, že příčinou jejich výskytu je
dopad svrchních, vysoce řídkých vrstev zemské atmosféry nabitých částic (částic) vstupujících do atmosféry z aktivních oblastí Slunce (skvrny, protuberance a další oblasti) během erupcí slunečního záření.
Maximální počet polárních září je pozorován v blízkosti magnetických pólů Země. Například na magnetickém pólu severní polokoule je až 100 polárních září ročně.
Podle formy záře jsou polární záře velmi různorodé, ale obvykle se dělí na dvě hlavní skupiny: polární záře nepaprskové formy (jednotné pruhy, oblouky, klidné a pulzující svítící plochy, difúzní záře atd.) a polární záře zářivá struktura (pruhy, závěsy, paprsky, koróna atd.). Polární záře s bezpaprskovou strukturou se vyznačují klidnou září. Záření paprskové struktury jsou naopak pohyblivé; mění se jejich tvar, jas a barva záře. Kromě toho jsou zářivé polární záře doprovázeny magnetickými excitacemi.
Podle tvaru se rozlišují následující typy srážek. Déšť- kapalné srážení sestávající z kapiček o průměru 0,5-6 mm. Kapky větších velikostí se při pádu rozpadají na kusy. Při přívalových deštích je velikost kapky větší než při běžných deštích, zejména na začátku deště. Při teplotách pod nulou mohou někdy vypadnout podchlazené kapky. Když se dostanou do kontaktu se zemským povrchem, zmrznou a pokryjí jej ledovou krustou. Mrholení je kapalná srážka skládající se z kapiček o průměru asi 0,5-0,05 mm s velmi nízkou rychlostí pádu. Snadno se vodorovně přepravují větrem. Sníh- pevné srážení tvořené složitými ledovými krystaly (sněhové vločky). Jejich formy jsou velmi rozmanité a závisí na podmínkách vzdělávání. Základní tvar sněhových krystalů je šesticípá hvězda. Hvězdy jsou vyrobeny z šestiúhelníkových desek, protože k sublimaci vodní páry dochází nejrychleji v rozích desek, kde rostou paprsky. Na těchto paprscích se zase vytvářejí větve. Průměry padajících sněhových vloček mohou být velmi různé (oblaky Nimbostratus a cumulonimbus při teplotách pod nulou také produkují obiloviny, sníh a led, - sedimenty sestávající z ledových a silně zrnitých sněhových vloček o průměru větším než 1 mm. Nejčastěji jsou krupice pozorovány při teplotách blízkých nule, zejména na podzim a na jaře. Sněhové pelety mají strukturu podobnou sněhu: zrna se snadno stlačují prsty. Jádra ledových zrn mají zmrzlý povrch. Je těžké je rozdrtit, když spadnou na zem, skáčou. Místo mrholení padejte v zimě ze stratusových mraků sněhová zrna- malá zrna o průměru menším než 1 mm, připomínající krupici. V zimě při nízkých teplotách občas vypadávají mraky z oblačnosti nižšího nebo středního patra. sněhové jehličí- srážení tvořené ledovými krystaly ve formě šestihranné hranoly a talíře bez větví. Při výrazných mrazech se takové krystaly mohou objevit ve vzduchu v blízkosti zemského povrchu. Jsou zvláště viditelné za slunečného dne, kdy se jejich okraje třpytí a odrážejí sluneční paprsky. Mraky horních vrstev se skládají z takových ledových jehlic. Má zvláštní charakter mrazivý déšť- srážky skládající se z průhledných ledových kuliček (dešťových kapek zmrzlých ve vzduchu) o průměru 1-3 mm. Jejich ztráta jasně ukazuje na přítomnost teplotní inverze. Někde v atmosféře je vrstva vzduchu s kladnou teplotou
V posledních letech bylo navrženo a úspěšně otestováno několik metod pro umělou sedimentaci mraků a vytváření srážek z nich. K tomu jsou malé částice („zrnka“) pevného oxidu uhličitého o teplotě asi -70 °C rozptýleny z letadla do podchlazeného oblaku kapiček. Vlivem tak nízké teploty se kolem těchto zrnek ve vzduchu tvoří obrovské množství velmi malých ledových krystalků. Tyto krystaly se pak díky pohybu vzduchu rozptýlí do oblaku. Slouží jako embrya, na kterých později rostou velké sněhové vločky - přesně jak je popsáno výše (§ 310). V tomto případě se ve vrstvě mraků vytvoří široká (1-2 km) mezera podél celé dráhy, kterou letadlo urazilo (obr. 510). Výsledné sněhové vločky mohou vytvořit poměrně silné sněžení. Je samozřejmé, že tímto způsobem lze uložit pouze tolik vody, kolik bylo dříve obsaženo v oblaku. Pro lidi zatím není možné zlepšit proces kondenzace a tvorby primárních, nejmenších kapek mraku.
Mraky- produkty kondenzace vodní páry suspendované v atmosféře, viditelné na obloze z povrchu země.
Mraky se skládají z drobných kapiček vody a/nebo ledových krystalků (tzv cloudové prvky). Prvky kapkového oblaku jsou pozorovány, když je teplota vzduchu v oblaku nad −10 °C; od −10 do −15 °C mají mraky smíšené složení (kapky a krystaly) a při teplotách v oblaku pod −15 °C jsou krystalické.
Mraky jsou klasifikovány do systému, který používá latinská slova pro vzhled mraků při pohledu ze země. Tabulka shrnuje čtyři hlavní součásti tohoto klasifikačního systému (Ahrens, 1994).
Další klasifikace popisuje mraky podle výšky jejich umístění. Například mraky obsahující předponu „cirr-“ ve svém názvu, stejně jako mraky cirry, se nacházejí v horní vrstvě, zatímco mraky s předponou „ alt-" v názvu, např. high-stratus (altostratus), se nacházejí ve střední vrstvě. Rozlišuje se zde několik skupin oblačnosti. První tři skupiny jsou určeny výškou jejich umístění nad zemí. Čtvrtou skupinu tvoří mraků vertikálního vývoje Poslední skupina zahrnuje sbírku mraků smíšených typů
Nízká oblačnost Nízkoúrovňové mraky se skládají převážně z vodních kapiček, protože se nacházejí ve výškách pod 2 km. Když je však teplota dostatečně nízká, mohou tyto mraky obsahovat také ledové částice a sníh.
Mraky vertikálního rozvoje Jedná se o kupovité mraky, které mají vzhled izolovaných oblačných hmot, jejichž vertikální rozměry jsou stejného řádu jako horizontální. Obvykle se jim říká popř teplotní konvekce nebo přední výtah, a může dorůst do výšek 12 km a realizovat tak rostoucí energii kondenzace vodní pára v samotném mraku.
Jiné typy mraků Nakonec uvádíme kolekce smíšených typů mraků, které nezapadají do žádné ze čtyř předchozích skupin.
Strana 1 z 2 ROZDĚLENÍ SRÁŽEK NA ZEMI Atmosférické srážky na zemském povrchu jsou rozloženy velmi nerovnoměrně. Některé oblasti trpí nadměrnou vlhkostí, jiné jejím nedostatkem. Největší množství srážek bylo zaznamenáno v Cherrapunji (Indie) - 12 tisíc mm za rok, nejméně v arabských pouštích, asi 25 mm za rok. Srážky se měří tloušťkou vrstvy v mm, která by se vytvořila bez odtoku, infiltrace nebo odpařování vody. Rozložení srážek na Zemi závisí na řadě důvodů: a) z umístění vysokotlakých a nízkotlakých pásů. Na rovníku a v mírných zeměpisných šířkách, kde se tvoří regiony nízký tlak, je hodně srážek. V těchto oblastech se vzduch ohřátý Zemí stává lehčím a stoupá vzhůru, kde se setkává se vzduchem chladnějším. vrstvy atmosféry, ochladí se a vodní pára se změní na vodní kapky a dopadá na Zemi jako srážky. V tropech (30. zeměpisná šířka) a polárních šířkách, kde vznikají regiony vysoký tlak, převládají sestupné vzdušné proudy. Studený vzduch sestupující z horní troposféry obsahuje málo vlhkosti. Při spuštění se smršťuje, zahřívá a stává se ještě suchší. Proto v oblastech vysoký krevní tlak Nad tropy a na pólech je málo srážek; |
Strana 2 z 2 b) rozložení srážek závisí také na zeměpisné šířce. Na rovníku a v mírných zeměpisných šířkách je hodně srážek. Zemský povrch na rovníku se však ohřívá více než v mírných šířkách, proto jsou vzestupné proudy na rovníku mnohem mohutnější než v mírných šířkách, a proto jsou srážky silnější a vydatnější; c) rozložení srážek závisí na poloze oblasti vzhledem ke Světovému oceánu, protože odtud pochází hlavní podíl vodní páry. Například ve východní Sibiři je od té doby méně srážek než na Východoevropské nížině východní Sibiř daleko od oceánů; d) rozložení srážek závisí na blízkosti oblasti k oceánským proudům: teplé proudy přispívají ke srážkám na pobřeží, zatímco chladné počasí jim brání. Podél západního pobřeží Jižní Ameriky, Afriky a Austrálie procházejí studené proudy, které vedly ke vzniku pouští na pobřežích; e) rozložení srážek závisí také na topografii. Na svazích horských pásem, které čelí vlhkým větrům od oceánu, padá mnohem více vlhkosti než na protějších svazích - to je jasně viditelné v Kordillerách Ameriky, na východních svazích hor Dálný východ, na jižních výběžcích Himálaje. Hory brání pohybu vlhkých vzduchových mas a rovina to usnadňuje. |
Většina Ruska má mírné srážky. V aralsko-kaspických a turkestánských stepích, jakož i na dalekém severu spadá velmi málo. Velmi deštivé oblasti zahrnují pouze některé jižní okraje Ruska, zejména Zakavkazsko.
Tlak
Atmosférický tlak- atmosférický tlak na všechny objekty v něm a na zemský povrch. Atmosférický tlak vzniká gravitační přitažlivostí vzduchu k Zemi. Atmosférický tlak se měří barometrem. Atmosférický tlak rovný tlaku rtuťového sloupce o výšce 760 mm při teplotě 0 °C se nazývá normální atmosférický tlak. (International Standard Atmosphere - ISA, 101 325 Pa
Přítomnost atmosférického tlaku přivedla lidi do zmatku v roce 1638, kdy ztroskotal nápad vévody z Toskánska ozdobit florentské zahrady fontánami – voda nestoupla nad 10,3 metru. Pátrání po příčinách a pokusy s těžší látkou – rtutí, které podnikl Evangelista Torricelli, vedly k tomu, že v roce 1643 dokázal, že vzduch má váhu. Spolu s V. Viviani provedl Torricelli první experiment v měření atmosférického tlaku, vynalez Torricelliho trubka(první rtuťový barometr) - skleněná trubice, ve které není vzduch. V takové trubici stoupá rtuť do výšky asi 760 mm. Měřenítlak nezbytné pro řízení technologických procesů a zajištění bezpečnosti výroby. Kromě toho se tento parametr používá pro nepřímá měření dalších procesních parametrů: hladina, průtok, teplota, hustota atd. V soustavě SI se bere jednotka tlaku pascal (Pa) .
Převodníky tlaku mají ve většině případů neelektrický výstupní signál ve formě síly nebo výchylky a jsou spojeny do jednoho celku s měřicím přístrojem. Pokud je třeba přenášet výsledky měření na dálku, pak se používá mezikonverze tohoto neelektrického signálu na unifikovaný elektrický nebo pneumatický signál. Primární a mezipřevodníky jsou v tomto případě sloučeny do jednoho měřicího převodníku.
K měření použití tlaku měřiče tlaku, vakuometry, tlakoměry a vakuometry, měřiče tlaku, ponorná měřidla, měřiče tahu, Senzory tlaku, diferenční tlakoměry.
U většiny zařízení se naměřený tlak převádí na deformaci pružných prvků, proto se nazývají deformační zařízení.
Deformační zařízeníširoce používané pro měření tlaku během technologických procesů díky jednoduchosti zařízení, pohodlí a bezpečnosti při provozu. Všechna deformační zařízení mají v obvodu nějaký elastický prvek, který se vlivem měřeného tlaku deformuje: trubková pružina, membrána nebo měchy.
Rozdělení
Na zemském povrchu Atmosférický tlak se liší místo od místa a v čase. Důležité jsou zejména neperiodické změny Atmosférický tlak spojené se vznikem, rozvojem a ničením pomalu se pohybujících oblastí vysokého tlaku - anticyklony a relativně rychle se pohybující obrovské víry - cyklóny, ve kterém převládá nízký tlak. Dosud zaznamenané extrémy Atmosférický tlak(na úrovni moře): 808,7 a 684,0 mmHg cm. I přes velkou variabilitu však rozložení měsíčních průměrů Atmosférický tlak na povrchu zeměkoule je každý rok přibližně stejný. Průměrná roční Atmosférický tlak je snížena poblíž rovníku a má minimum na 10° severní šířky. w. Dále Atmosférický tlak stoupá a dosahuje maxima na 30-35° severní a jižní šířky; pak Atmosférický tlak opět klesá, dosahuje minima při 60-65°, a opět se zvyšuje směrem k pólům. Pro toto šířkové rozložení Atmosférický tlak Značný vliv má roční období a charakter rozmístění kontinentů a oceánů. Přes chladné kontinenty v zimě, oblasti vysokých Atmosférický tlak Tedy šířkové rozložení Atmosférický tlak se naruší a tlakové pole se rozpadne na řadu oblastí vysokého a nízkého tlaku tzv centra atmosférického dění. S výškou se horizontální rozložení tlaku zjednodušuje a blíží se šířce. Počínaje výškou cca 5 km Atmosférický tlak na všechno zeměkoule klesá od rovníku k pólům. V denní kurz Atmosférický tlak Jsou detekována 2 maxima: v 9-10 h a 21-22 h, a 2 minima: na 3-4 h a 15-16 h. Zvláště pravidelné denní kolísání má v tropických zemích, kde denní kolísání dosahuje 2,4 mmHg Umění., a noc - 1.6 mmHg cm. S rostoucí zeměpisnou šířkou amplituda změny Atmosférický tlak klesá, ale zároveň zesilují neperiodické změny Atmosférický tlak
Vzduch se neustále pohybuje: stoupá - pohyb nahoru, klesá - pohyb dolů. Pohyb vzduchu v horizontálním směru se nazývá vítr. Příčinou větru je nerovnoměrné rozložení tlaku vzduchu na povrchu Země, které je způsobeno nerovnoměrným rozložením teploty. V tomto případě se proudění vzduchu přesouvá z míst s vysokým tlakem na stranu, kde je tlak menší. Při větru se vzduch nepohybuje rovnoměrně, ale v otřesech a poryvech, zejména v blízkosti povrchu Země. Existuje mnoho důvodů, které ovlivňují pohyb vzduchu: tření proudu vzduchu na povrchu Země, narážení na překážky atd. vzdušné proudy Vlivem rotace se Země na severní polokouli vychyluje doprava, na jižní polokouli doleva. Vítr se vyznačuje rychlostí, směrem a silou. Rychlost větru se měří v metrech za sekundu (m/s), kilometrech za hodinu (km/h), bodech (na Beaufortově stupnici od 0 do 12, v současnosti až 13 bodů). Rychlost větru závisí na tlakovém rozdílu a je mu přímo úměrná: čím větší je tlakový rozdíl (horizontální barický gradient), tím větší je rychlost větru. Průměrná dlouhodobá rychlost větru u zemského povrchu je 4-9 m/s, výjimečně více než 15 m/s. V bouřkách a hurikánech (střední zeměpisné šířky) - do 30 m/s, v nárazech do 60 m/s. V tropických hurikánech dosahuje rychlost větru až 65 m/s, nárazy mohou dosáhnout 120 m/s. Směr větru je určen stranou horizontu, ze které vítr vane. K jeho označení se používá osm hlavních směrů (vztažných bodů): S, SZ, Z, JZ, J, JV, V, SV. Směr závisí na rozložení tlaku a na vychylovacím účinku rotace Země. Síla větru závisí na jeho rychlosti a ukazuje, jaký dynamický tlak vyvíjí proudění vzduchu na jakýkoli povrch. Síla větru se měří v kilogramech na metr čtvereční (kg/m2). Větry jsou velmi různorodé co do původu, charakteru a významu. V mírných zeměpisných šířkách, kde dominuje západní doprava, tedy převládají západní větry (SZ, Z, JZ). Tyto oblasti zabírají obrovské prostory – přibližně od 30 do 60 na každé polokouli. V polárních oblastech vanou větry od pólů do oblastí nízkého tlaku v mírných zeměpisných šířkách. Těmto oblastem dominuje severovýchodní větry v Arktidě a na jihovýchodě v Antarktidě. Jihovýchodní větry Antarktidy jsou přitom na rozdíl od Arktidy stabilnější a mají vyšší rychlost. Nejrozsáhlejší větrná zóna na zeměkouli se nachází v tropických zeměpisných šířkách, kde vanou pasáty. Pasáty jsou stálé větry tropických zeměpisných šířek. Běžné jsou v pásmu od 30°C. w. až 30° w. , to znamená, že šířka každé zóny je 2-2,5 tisíc km. Jedná se o trvalé větry o střední rychlosti (5-8 m/s). U zemského povrchu mají vlivem tření a vychylovacího účinku denní rotace Země převládající severovýchodní směr na severní polokouli a jihovýchodní na jižní polokouli (obr. IV.2). Vznikají proto, že ohřátý vzduch stoupá v rovníkovém pásu a na jeho místo přichází tropický vzduch ze severu a jihu. Pasáty měly a mají velký praktický význam v navigaci, zejména dříve pro plachetní flotilu, kdy se jim říkalo „pasáty“. Tyto větry tvoří stabilní povrchové proudy v oceánu podél rovníku, směřující z východu na západ. Byli to oni, kdo přivezl Kolumbovy karavely do Ameriky. Breezes jsou místní větry, které vanou z moře na pevninu během dne a ze země na moře v noci. V tomto ohledu se rozlišují denní a noční vánek. Denní (mořský) vánek vzniká v důsledku toho, že se pevnina během dne zahřívá rychleji než moře a nad ní vzniká tlaková níže. V této době je nad mořem vyšší tlak (chladnější) a vzduch se začíná přesouvat z moře na pevninu. Noční (pobřežní) vánek fouká ze země na moře, protože v této době se země ochlazuje rychleji než moře a nad vodní hladinou se objevuje nízký tlak - vzduch se pohybuje od břehu k moři.
Rychlost větru na meteorologických stanicích se měří anemometry; pokud je zařízení samočinné, pak se nazývá anemograf. Anemormbograf určuje nejen rychlost, ale i směr větru v režimu kontinuálního záznamu. Přístroje pro měření rychlosti větru jsou instalovány ve výšce 10-15 m nad povrchem a jimi měřený vítr se nazývá vítr na zemském povrchu.
Směr větru se určí pojmenováním bodu na obzoru, odkud vítr vane nebo úhlu, který svírá směr větru s poledníkem místa, odkud vítr vane, tzn. jeho azimut. V prvním případě existuje 8 hlavních směrů horizontu: sever, severovýchod, východ, jihovýchod, jih, jihozápad, západ, severozápad a 8 středních. 8 hlavních směrů má tyto zkratky (ruské a mezinárodní): S-N, Yu-S, Z-W, E-E, SW-NW, NE-NE, SW-SW, SE- S.E..
Vzduchové hmoty a fronty
Vzduchové hmoty jsou vzduchové hmoty, které jsou relativně jednotné co do teploty a vlhkosti a rozkládají se na ploše několika tisíc kilometrů a několik kilometrů na výšku.
Vznikají za podmínek dlouhodobého pobytu na více či méně homogenních površích pevniny nebo oceánu Přesun v procesu všeobecné cirkulace atmosféry do jiných oblastí Země, vzduchové hmoty se přenášejí do těchto oblastí a jejich vlastní povětrnostní režim. Dominance v daném regionu v určitém ročním období vytváří určité vzduchové hmoty charakteristický klimatický režim oblasti.
Existují čtyři hlavní geografické typy vzduchových hmot, které pokrývají celou troposféru Země Jedná se o hmoty arktického (Antarktida), mírného, tropického a rovníkového vzduchu S výjimkou pevniny se v každé z nich vyskytuje i mořský vzduch a kontinentální odrůdy, které se tvoří podle země a oceánu.
Polární (arktický a antarktický) vzduch se tvoří nad ledovým povrchem polárních oblastí a vyznačuje se nízkými teplotami, nízkým obsahem vlhkosti a dobrou průhledností
Mírný vzduch je mnohem lépe prohřátý, v létě se vyznačuje vysokým obsahem vlhkosti, zejména zde převládá západní větry a mořské cyklóny dopravují mírný vzduch a Aleko do hlubin kontinentů, přičemž jeho cestu často doprovázejí srážky
Tropický vzduch se obecně vyznačuje vysokými teplotami, ale pokud je nad mořem také velmi vlhký, pak nad pevninou je naopak extrémně suchý a prašný.
Rovníkový vzduch se vyznačuje stálými vysokými teplotami a zvýšeným obsahem vlhkosti jak nad oceánem, tak nad pevninou. Odpoledne jsou časté dešťové přeháňky
Vzduchové hmoty z různé teploty a vlhkost se neustále pohybují a setkávají se v úzkém prostoru podmínečná plocha oddělující vzdušné hmoty se nazývá atmosférická fronta Když se tato pomyslná plocha protíná se zemským povrchem, vzniká tzv. atmosférická fronta.
Povrch oddělující Arktidu (Antarktidu) a mírný vzduch se nazývá arktická a antarktická fronta. Vzduch mírných zeměpisných šířek a tropů je oddělen polární frontou fronta je nakloněná rovina, která má vždy sklon ke studenému vzduchu pod velmi malým úhlem (méně než 1°) k povrchu země zvedněte ji, což způsobí tvorbu HMAmar.
Po setkání se různé vzduchové hmoty dále pohybují směrem k hmotě, která se pohybovala vyšší rychlostí. Současně se mění poloha čelní plochy oddělující tyto vzduchové hmoty v závislosti na směru pohybu čelní plochy, studené a teplé. se rozlišují fronty Při postupujícím studeném vzduchu se postupuje rychleji než ustupující teplý vzduch, atmosférická fronta se nazývá studená Po přechodu studené fronty stoupá atmosférický tlak a klesá vlhkost vzduchu Při postupu teplého vzduchu a pohybu fronty k nízkým teplotám fronta se nazývá teplá fronta Při přechodu teplé fronty dojde k oteplení, poklesu tlaku a zvýšení teploty.
Fronty mají velký význam pro počasí, protože se v jejich blízkosti tvoří mraky a často padají srážky tam, kde vznikají a vznikají cyklóny, počasí se stává nepřirozeným a také s meteorologickými údaji, charakterizujícími vzdušné hmoty, jsou vytvářeny předpovědi počasí.
Anticyklóna- oblast vysokého atmosférického tlaku s uzavřenými soustřednými izobarami na úrovni moře a s odpovídajícím rozložením větru. V nízké anticykloně - chladu zůstávají izobary uzavřené pouze v nejnižších vrstvách troposféry (do 1,5 km) a ve střední troposféře není zvýšený tlak detekován vůbec; Je také možné, že se nad takovou anticyklónou nachází vysokohorská cyklona.
Vysoká tlaková výše je teplá a udržuje uzavřené izobary s anticyklonální cirkulací i v horní troposféře. Někdy je anticyklóna multicentrická. Vzduch v anticyklóně na severní polokouli se pohybuje kolem středu ve směru hodinových ručiček (tedy odchyluje se od tlakového gradientu doprava), na jižní polokouli se pohybuje proti směru hodinových ručiček. Anticyklóna se vyznačuje převahou jasného nebo polojasného počasí. Vlivem ochlazování vzduchu od zemského povrchu v chladném období a v noci v anticyklóně je možný vznik povrchových inverzí a nízké stratové oblačnosti (St) a mlh. V létě je nad pevninou možná mírná denní konvekce s tvorbou kupovité oblačnosti. Konvekci s tvorbou kupovitých mraků pozorujeme také u pasátů na rovníku na periferii subtropických anticyklon. Když se tlaková výše stabilizuje v nízkých zeměpisných šířkách, vznikají silné, vysoké a teplé subtropické tlakové výše. Ke stabilizaci tlakových výšek dochází i ve středních a polárních šířkách. Vysoké, pomalu se pohybující anticyklóny, které narušují obecný západní transport středních šířek, se nazývají blokující.
Synonyma: oblast vysokého tlaku, oblast vysokého tlaku, barické maximum.
Anticyklóny dosahují velikosti několika tisíc kilometrů v průměru. Ve středu tlakové výše je tlak obvykle 1020-1030 mbar, ale může dosáhnout 1070-1080 mbar. Podobně jako cyklóny se i anticyklony pohybují ve směru obecné letecké dopravy v troposféře, tedy ze západu na východ, přičemž se odchylují směrem k nízkým zeměpisným šířkám. Průměrná rychlost pohybu tlakové výše je asi 30 km/h na severní polokouli a asi 40 km/h na jižní polokouli, často však tlaková výše zaujímá na dlouhou dobu sedavý stav.
Známky tlakové výše:
Jasno nebo polojasno
Bezvětří
Žádné srážky
Stabilní počasí (nemění se v průběhu času, když existuje tlaková výše)
V létě přináší tlaková výše horké, polojasné počasí. V zimě přináší anticyklóna silné mrazy a někdy jsou možné i mrazivé mlhy.
Důležitým rysem anticyklon je jejich vznik v určitých oblastech. Zejména nad ledovými poli se tvoří tlakové výše. A čím silnější je ledová pokrývka, tím výraznější je anticyklóna; Proto je tlaková výše nad Antarktidou velmi silná, ale nad Grónskem má nízký výkon a nad Arktidou průměrnou intenzitu. V tropickém pásmu se také vyvíjejí silné anticyklóny.
Cyklón(ze starořeckého κυκλῶν - „rotující“) - atmosférický vír o velkém průměru (od stovek do několika tisíc kilometrů) se sníženým tlakem vzduchu ve středu.
Pohyb vzduchu (přerušované šipky) a izobary (souvislé čáry) v cyklonu na severní polokouli.
Vertikální část tropického cyklónu
Vzduch v cyklónách cirkuluje proti směru hodinových ručiček na severní polokouli a ve směru hodinových ručiček na jižní polokouli. Navíc ve vzduchových vrstvách ve výšce od zemského povrchu do několika set metrů má vítr složku nasměrovanou do středu cyklóny podél barického gradientu (ve směru klesajícího tlaku). Velikost termínu klesá s výškou.
Schematické znázornění procesu tvorby cyklón (černé šipky) v důsledku rotace Země (modré šipky).
Cyklon není jen opakem anticyklonu, mají jiný mechanismus výskytu. Cyklony jsou neustále a přirozeně produkovány rotací Země díky Coriolisově síle. Důsledkem Brouwerovy věty o pevném bodě je přítomnost alespoň jednoho cyklónu nebo anticyklonu v atmosféře.
Existují dva hlavní typy cyklónů – extratropické a tropické. První se tvoří v mírných nebo polárních šířkách a mají průměr od tisíce kilometrů na počátku vývoje a až několik tisíc v případě takzvané centrální cyklóny. Mezi extratropické cyklóny rozlišit jižní cyklóny, které se tvoří na jižní hranici mírných zeměpisných šířek (Středomoří, Balkán, Černé moře, Jižní Kaspické moře atd.) a posouvají se na sever a severovýchod. Jižní cyklóny mají obrovské zásoby energie; Právě s jižními cyklóny ve středním Rusku a SNS jsou spojeny nejsilnější srážky, větry, bouřky, bouřky a další povětrnostní jevy.
Tropické cyklóny vznikají v tropických zeměpisných šířkách a mají menší velikosti(stovky, zřídka více než tisíc kilometrů), ale velké tlakové gradienty a rychlosti větru dosahující úrovně před bouří. Takové cyklóny se také vyznačují tzv „oko bouře“ - centrální oblast o průměru 20-30 km s relativně jasným a klidným počasím. Tropické cyklóny se mohou během svého vývoje stát extratropickými. Pod 8-10° severní a jižní šířky se cyklony vyskytují velmi zřídka a v bezprostřední blízkosti rovníku se nevyskytují vůbec.
Cyklony vznikají nejen v atmosféře Země, ale i v atmosférách jiných planet. Například v atmosféře Jupiteru je již řadu let pozorována tzv. Velká rudá skvrna, což je zřejmě dlouhověká anticyklóna.
Sluneční paprsky procházející průhlednými tělesy je velmi slabě ohřívají. Z tohoto důvodu přímé sluneční světlo téměř neohřívá vzduch atmosféry, ale ohřívá povrch Země, ze kterého se teplo přenáší do přilehlých vrstev vzduchu. Jak se vzduch ohřívá, stává se lehčím a stoupá vzhůru, kde se mísí s chladnějším vzduchem a následně jej zahřívá.
Jak vzduch stoupá, ochlazuje se. Ve výšce 10 km se teplota neustále drží kolem 40-45 °C.
Pokles teploty vzduchu s výškou je obecný vzorec. Zvýšení teploty je však často pozorováno, když člověk stoupá nahoru. Tento jev se nazývá teplotní inverze, tj. přeskupením teplot.
K inverzím dochází buď při prudkém ochlazení zemského povrchu a okolního vzduchu, nebo naopak při proudění těžkého studeného vzduchu po horských svazích do údolí. Tam tento vzduch stagnuje a vytlačuje teplejší vzduch nahoru po svazích.
Teplota vzduchu během dne nezůstává konstantní, ale neustále se mění. Během dne se zemský povrch zahřívá a ohřívá přilehlou vrstvu vzduchu. V noci Země vyzařuje teplo, ochlazuje se a vzduch se ochlazuje. Nejnižší teploty jsou pozorovány nikoli v noci, ale před východem Slunce, kdy zemský povrch již odevzdal veškeré teplo. Podobně nejvyšší teploty vzduchu nejsou v poledne, ale kolem 15. hodiny.
Na rovníku denní kolísání teploty monotónní, den a noc jsou téměř stejné. Denní amplitudy jsou v mořích a blízko nich velmi malé mořských pobřeží. Ale v pouštích se během dne povrch země často zahřeje na 50-60 °C a v noci se často ochladí na 0 °C. Denní amplitudy zde tedy přesahují 50-60 °C.
V mírných zeměpisných šířkách největší počet sluneční záření dopadá na Zemi ve dnech letních slunovratů, tedy 22. června na severní polokouli a 21. prosince na jižní. Nejteplejším měsícem však není červen (prosinec), ale červenec (leden), protože v den slunovratu velké množství záření se vynakládá na ohřev zemského povrchu. V červenci (ledenu) radiace klesá, ale tento pokles je kompenzován silně zahřátým zemským povrchem.
Stejně tak nejchladnějším měsícem není červen (prosinec), ale červenec (leden).
Na moři je díky tomu, že se voda ochlazuje a ohřívá pomaleji, posun teplot ještě větší. Zde je nejteplejším měsícem srpen a nejchladnějším měsícem je únor na severní polokouli, a proto je nejteplejším měsícem únor a nejchladnějším měsícem je srpen na jižní polokouli.
Roční amplituda teploty do značné míry závisí na zeměpisné šířce místa. Na rovníku tedy zůstává amplituda téměř konstantní po celý rok a činí 22-23 °C. Nejvyšší roční amplitudy jsou charakteristické pro území nacházející se ve středních zeměpisných šířkách ve vnitrozemí kontinentů.
Jakákoli oblast se také vyznačuje absolutními a průměrnými teplotami. Absolutní teploty zjištěné dlouhodobým pozorováním na meteorologických stanicích. Nejteplejší (+58 °C) místo na Zemi je tedy v Libyjské poušti; nejchladněji (-89,2 °C) je v Antarktidě na stanici Vostok. Na severní polokouli byla nejnižší teplota (-70,2 °C) zaznamenána ve vesnici Oymyakon na východní Sibiři.
Průměrné teploty určeno jako aritmetický průměr několika teploměrů. Takže pro určení průměrné denní teploty se měření provádějí při 1; 7; 13 a 19 hodin, tedy 4x denně. Ze získaných čísel najděte aritmetický průměr, který bude průměrná denní teplota této oblasti. Poté najděte měsíční průměry a průměrné roční teploty jako aritmetický průměr denních a měsíčních průměrů.
Na mapě můžete označit body se stejnými hodnotami teploty a nakreslit čáry, které je spojují. Tyto čáry se nazývají izotermy. Nejvýraznější izotermy jsou leden a červenec, tedy nejchladnější a nejteplejší měsíce v roce. Izotermy lze použít k určení distribuce tepla na Zemi. V tomto případě lze vysledovat jasně vyjádřené vzory.
1. Nejvyšší teploty nejsou pozorovány na rovníku, ale v tropických a subtropických pouštích, kde převládá přímé záření.
2. Na obou polokoulích klesají teploty od tropických zeměpisných šířek k pólům.
3. Vzhledem k převaze moře nad pevninou je průběh izoterm na jižní polokouli plynulejší a teplotní amplitudy mezi nejteplejšími a nejchladnějšími měsíci jsou menší než na severní polokouli.
Číslo: 15.02.2016
Třída: 6"B"
Lekce č.42
Téma lekce:§39. Teplota vzduchu a denní kolísání teploty
Účel lekce:
Vzdělávací: Rozvinout znalosti o zákonitostech rozložení teploty vzduchu.
Vývojový já : Rozvíjet dovednosti, schopnost určovat teplotu, vypočítat denní teplotu, sestavovat grafy, řešit problémy o změnách teploty, najít amplitudu teplot.
Vzdělávání: Pěstujte touhu studovat předmět.
Typ lekce: kombinovaný
Typ lekce: problémové učení
Zařízenílekce: ICT, teploměry, kalendáře počasí,
I. Organizační moment: Pozdravy. Identifikace pohřešovaných osob.
II.Kontrola domácích úkolů:
Test.
1.Jaké důvody určují zahřívání Země?
A polární noc a polární den
B úhel dopadu slunečního světla
Ve změně dne a noci
G tlak, teplota, vítr.
2.Jaký je rozdíl v povrchovém ohřevu na rovníku a v mírných zeměpisných šířkách:
A rovníkové šířky jsou během roku více vyhřívané
B rovníkové šířky jsou v létě více vyhřívané
V rovníkových šířkách jsou vytápěny rovnoměrně po celý rok.
3.Kolik zón osvětlení?
A 3 B 5 C 6 D 4
4. Jaké jsou vlastnosti polárního pásu?
A Dvakrát do roka je slunce v tropech
B Po celý rok je polární den a polární noc.
V létě je slunce za zenitem.
5. Jak často tropické pásmo počasí se mění
A Ano B Ne C 4x ročně
III.Příprava na výklad nové téma : Napište na tabuli téma lekce a vysvětlete
IV.Vysvětlení nových témats:
Teplota vzduchu- stupeň ohřevu vzduchu, stanovený pomocí teploměru.
Teplota vzduchu- jedna z nejdůležitějších charakteristik počasí a klimatu.
Teploměr je zařízení pro zjišťování teploty vzduchu. Teploměr je kapilární trubička připájená k nádržce, naplněná kapalinou (rtuť, alkohol). Trubice je připevněna k tyči, na které je vytištěna stupnice teploměru. Jak se otepluje, kapalina ve zkumavce začne stoupat, a když se ochladí, začne klesat. Teploměry jsou k dispozici pro venkovní i vnitřní použití.
Denní změna teploty vzduchu - amplituda.
Výzkumy ukázaly, že se teplota mění v čase, tedy v průběhu dne, měsíce, roku. Denní změna teploty závisí na rotaci Země kolem své osy.
V noci, kdy není teplo ze slunce, se zemský povrch ochlazuje. Přes den se naopak ohřívá.
Díky tomu se mění teplota vzduchu.
Nejnižší teplota dne - před východem slunce.
Nejvyšší teplota je 2-3 hodiny po poledni
Během dne se měření teploty na meteostanicích provádí 4krát: v 13:00, 7:00, 13:00, 19:00, poté sečte a vydělí 4 - průměrná denní teplota
Například:
1h +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
PROTI.Zvládnutí nového tématu:
Test
1. Teplota vzduchu s nadmořskou výškou:
a) klesá
b) zvyšuje
c) se nemění
2. Půda se na rozdíl od vody ohřívá:
a) pomalejší
b) rychleji
3. Teplota vzduchu se měří:
a) barometr
b) teploměr
c) vlhkoměr
a) v 7 hodin
b) ve 12 hodin
c) ve 14 hodin
5. Kolísání teploty během dne závisí na:
a) oblačnost
b) úhel dopadu slunečního světla
6. Amplituda je:
a) součet všech teplot během dne
b) rozdíl mezi vysoká teplota a nejnižší
7. Průměrná teplota (+2 o; +4 o; +3 o; -1 o) se rovná:
VI. Shrnutí lekce:
1. určit amplitudu teplot, průměrnou denní teplotu,
VII.Domácí práce:
1.§39. Teplota vzduchu a denní kolísání teploty
VII. Hodnocení:
Hodnocení učitel student
Denní kolísání teploty vzduchu je určeno odpovídajícím kolísáním teploty aktivního povrchu. Ohřev a chlazení vzduchu závisí na tepelném režimu aktivní plochy. Teplo absorbované tímto povrchem je částečně distribuováno hluboko do půdy nebo nádrže a druhá část je předána sousední vrstvě atmosféry a poté se šíří do nadložních vrstev. V tomto případě dochází k mírnému zpoždění nárůstu a poklesu teploty vzduchu oproti změně teploty půdy.
Minimální teplota vzduchu ve výšce 2 m je pozorována před východem Slunce. Jak slunce vychází nad obzor, teplota vzduchu rychle stoupá během 2-3 hodin. Poté se nárůst teploty zpomalí. Jeho maximum nastává 2-3 hodiny po poledni. Poté teplota klesá - nejprve pomalu a pak rychleji.
Nad moři a oceány nastává maximální teplota vzduchu o 2–3 hodiny dříve než nad kontinenty a amplituda denních změn teploty vzduchu na velkých vodních plochách je větší než amplituda kolísání povrchové teploty vody. To se vysvětluje tím, že absorpce slunečního záření vzduchem a jeho vlastního záření nad mořem je mnohem větší než nad pevninou, protože vzduch nad mořem obsahuje více vodní páry.
Charakteristiky denních změn teploty vzduchu jsou odhaleny zprůměrováním výsledků dlouhodobých pozorování. Tímto průměrováním jsou vyloučeny jednotlivé neperiodické poruchy denních teplotních výkyvů spojené s průniky studených a teplých vzduchových mas. Tyto vpády zkreslují denní teplotní vzorec. Například, když během dne napadne masa studeného vzduchu, teplota vzduchu v některých bodech někdy spíše klesá než stoupá. Když napadne teplá hmota, může teplota v noci stoupnout.
Za stabilního počasí se poměrně jasně projevuje změna teploty vzduchu během dne. Ale amplituda denních změn teploty vzduchu nad pevninou je vždy menší než amplituda denních změn teploty povrchu půdy. Amplituda denních změn teploty vzduchu závisí na řadě faktorů.
Zeměpisná šířka místa. S rostoucí zeměpisnou šířkou místa se amplituda denních změn teploty vzduchu snižuje. Největší amplitudy jsou pozorovány v subtropických zeměpisných šířkách. V průměru za rok je dotyčná amplituda asi 12°C v tropických oblastech, 8--9°C v mírných zeměpisných šířkách, 3--4°C u polárního kruhu a 1--2°C v Arktidě.
Sezóna. V mírných zeměpisných šířkách jsou nejmenší amplitudy pozorovány v zimě a největší v létě. Na jaře jsou o něco větší než na podzim. Amplituda denních teplotních změn závisí nejen na denním maximu, ale také na nočním minimu, které je tím nižší, čím delší je noc. Ve středních a vysokých zeměpisných šířkách během krátkých letních nocí teplota nestihne klesnout na velmi nízké hodnoty, a proto zde zůstává amplituda relativně malá. V polárních oblastech je za podmínek 24hodinového polárního dne amplituda denních změn teploty vzduchu pouze asi 1 °C. Během polární noci nedochází k téměř žádným denním teplotním výkyvům. V Arktidě jsou největší amplitudy pozorovány na jaře a na podzim. Na ostrově Dikson je největší amplituda v těchto ročních obdobích v průměru 5-6 °C.
Největší amplitudy denních změn teploty vzduchu jsou pozorovány v tropických zeměpisných šířkách a zde jen málo závisí na ročním období. V tropických pouštích jsou tedy tyto amplitudy po celý rok 20-22 °C.
Povaha aktivního povrchu. Nad vodní hladinou je amplituda denních změn teploty vzduchu menší než nad pevninou. Nad moři a oceány mají průměrně 2--3°C. Se vzdáleností od pobřeží ve vnitrozemí se amplitudy zvyšují na 20--22 °C. Obdobný, ale slabší vliv na denní kolísání teploty vzduchu mají vnitrozemské vodní plochy a silně vlhké povrchy (bažiny, místa s bujnou vegetací). V suchých stepích a pouštích dosahuje průměrná roční amplituda denních změn teploty vzduchu 30 °C.
Oblačnost. Amplituda denních změn teploty vzduchu za jasných dnů je větší než za zatažených dnů, protože kolísání teploty vzduchu je přímo závislé na kolísání teploty aktivní vrstvy, které zase přímo souvisí s množstvím a povahou oblačnosti. .
Terén. Denní kolísání teploty vzduchu je výrazně ovlivněno terénem, kterého si jako první všiml A.I. U konkávních forem reliéfu (pánve, prohlubně, údolí) přichází vzduch do kontaktu s největší plochou podkladového povrchu. Zde vzduch přes den stagnuje a v noci se nad svahy ochlazuje a proudí ke dnu. V důsledku toho se ve srovnání s plochým terénem zvyšuje denní vytápění i noční ochlazování vzduchu v konkávních terénech. Zvyšují se tedy i amplitudy denních teplotních výkyvů v takovém reliéfu. U konvexních forem reliéfu (hory, kopce, kopce) přichází vzduch do kontaktu s nejmenší plochou podkladového povrchu. Snižuje se vliv aktivního povrchu na teplotu vzduchu. Amplitudy denních změn teploty vzduchu v pánvích, prohlubních a údolích jsou tedy větší než nad rovinami a nad nížinami jsou větší než nad vrcholky hor a kopců.
Výška nad hladinou moře. Jak se zvyšuje nadmořská výška místa, amplituda denních změn teploty vzduchu klesá a okamžiky nástupu maxim a minim se posunou o více pozdní čas. Denní teplotní kolísání s amplitudou 1-2°C je pozorováno i ve výšce tropopauzy, ale zde je to již způsobeno absorpcí slunečního záření ozónem obsaženým ve vzduchu.
Roční kolísání teploty vzduchu je dáno především ročním kolísáním teploty aktivního povrchu. Amplituda ročního cyklu je rozdíl průměrné měsíční teploty nejteplejší a nejchladnější měsíce.
Na severní polokouli na kontinentech je maximální průměrná teplota vzduchu pozorována v červenci a minimální v lednu. Na oceánech a kontinentálních pobřežích se extrémní teploty vyskytují o něco později: maximum v srpnu, minimum v únoru - březnu. Na souši je amplituda ročních změn teploty vzduchu mnohem větší než nad vodní hladinou.
Velký vliv Zeměpisná šířka místa ovlivňuje amplitudu ročních změn teploty vzduchu. Nejmenší amplituda je pozorována v rovníkové pásmo. S rostoucí zeměpisnou šířkou se amplituda zvětšuje a dosahuje nejvyšší hodnoty v polárních šířkách. Amplituda ročních výkyvů teploty vzduchu závisí také na nadmořské výšce místa. S rostoucí nadmořskou výškou se amplituda snižuje. Mají velký vliv na roční kolísání teploty vzduchu počasí: mlha, déšť a většinou zataženo. Absence oblačnosti v zimě vede k poklesu v průměrná teplota nejchladnějším měsícem a v létě ke zvýšení průměrné teploty nejteplejšího měsíce.
Roční kolísání teploty vzduchu v různých zeměpisné oblasti rozmanité. Na základě velikosti amplitudy a doby nástupu extrémních teplot se rozlišují čtyři typy ročních změn teploty vzduchu.
- 1. Rovníkový typ. V rovníkové zóně jsou dvě maximální teploty za rok - po jarní a podzimní rovnodennosti, kdy je slunce v poledne na zenitem nad rovníkem, a dvě minima - po zimním a letním slunovratu, kdy je slunce na svém nejnižší nadmořská výška. Amplitudy ročního cyklu jsou zde malé, což se vysvětluje malou změnou přílivu tepla v průběhu roku. Nad oceány jsou amplitudy asi 1 °C a nad kontinenty 5--10 °C.
- 2. Typ mírné zóny. V mírných zeměpisných šířkách existuje také roční kolísání teploty s maximem po létě a minimem po zimním slunovratu. Na kontinentech severní polokoule je maximální průměrná měsíční teplota pozorována v červenci, nad moři a pobřežími - v srpnu. Roční amplitudy se zvyšují se zeměpisnou šířkou. Nad oceány a pobřežím dosahují průměrně 10--15 °C, nad kontinenty 40--50 °C a v 60° zeměpisné šířky dosahují 60 °C.
- 3. Polární typ. Polární oblasti se vyznačují dlouhými, chladnými zimami a relativně krátkými, chladnými léty. Roční amplitudy nad oceánem a pobřežím polárních moří jsou 25-40 °C, na souši přesahují 65 °C. Maximální teplota je pozorována v srpnu, minimální v lednu.
Uvažované typy ročních změn teploty vzduchu jsou identifikovány z dlouhodobých dat a představují pravidelné periodické výkyvy. V některých letech dochází vlivem vpádů teplých nebo studených hmot k odchylkám od výše uvedených typů. Časté průniky mořských vzduchových mas na pevninu vedou ke snížení amplitudy. Průniky kontinentálních vzduchových mas na pobřeží moří a oceánů v těchto oblastech zvyšují jejich amplitudu. Neperiodické teplotní změny jsou spojeny především s advekcí vzduchových hmot. Například v mírných zeměpisných šířkách dochází k významným neperiodickým mrazům, když masy studeného vzduchu napadají z Arktidy. Na jaře se přitom často vrací chladné počasí. Když na podzim tropické vzduchové masy napadnou mírné zeměpisné šířky, jsou pozorovány návraty tepla. 285 - 291.
Měření teploty vzduchu a dalších meteorologických prvků se provádí v meteorologických budkách, kde jsou teploměry umístěny ve výšce dvou metrů od povrchu. Charakteristiky denních a ročních změn teploty vzduchu jsou odhaleny zprůměrováním výsledků za dlouhé období pozorování.
Denní kolísání teploty vzduchu odráží denní kolísání teploty zemského povrchu, ale okamžiky maximální a minimální teploty jsou poněkud zpožděny. Maximální teplota vzduchu nad pevninou je pozorována za 14-15 hodin, nad vodními plochami - asi 16 hodin, minimální nad pevninou - krátce po východu slunce, nad vodními plochami - 2 - 3 hodiny po východu slunce. Rozdíl mezi denní maximální a minimální teplotou vzduchu se nazývá denní teplotní rozsah. Záleží na řadě faktorů: zeměpisné šířce místa, roční době, povaze podkladu...
povrch (pevnina nebo vodní plocha), oblačnost, reliéf, absolutní výška oblasti, charakter vegetace atd. Obecně je mnohem větší nad pevninou (zejména v létě) než nad oceánem. S nadmořskou výškou mizí denní teplotní výkyvy: nad pevninou - ve výšce 2 - 3 km, nad oceánem - níže.
Roční kolísání teploty vzduchu-změny průměrných měsíčních teplot vzduchu v průběhu roku. Opakuje také roční kolísání teploty aktivního povrchu. Rozsah ročních teplot vzduchu- rozdíl mezi průměrnými měsíčními teplotami nejteplejších a nejchladnějších měsíců. Jeho hodnota závisí na stejných faktorech jako denní teplotní amplituda a odhaluje podobné vzorce: roste s rostoucí zeměpisnou šířkou až k polárním kruhům (obr. 29). To je způsobeno rozdílným přílivem sluneční teplo léto a zima, a to především z důvodu měnícího se úhlu dopadu slunečních paprsků a z důvodu různé délky denního osvětlení v průběhu roku v mírných a vysokých zeměpisných šířkách. Velmi důležitý je také charakter podložního povrchu: nad pevninou je roční amplituda větší - může dosáhnout 60-65 °C a nad vodou je obvykle menší než 10-12 °C (obr. 30).
Rovníkový typ. Roční teploty vzduchu jsou vysoké a rovnoměrné po celý rok, přesto jsou pozorována dvě malá maximální teploty - po dnech rovnodennosti (duben, říjen) a dvě malá minima - po dnech slunovratů (červenec, leden). Nad kontinenty je roční teplotní amplituda 5-10 °C, na pobřežích -3 °C, nad oceány jen asi 1 °C (obr. 31).
Tropický typ. V ročním chodu je vyjádřena jedna maximální teplota vzduchu - po nejvyšší pozici Slunce a jedno minimum - po nejnižší poloze ve dnech slunovratů. Na kontinentech je roční teplotní rozsah obecně 10-15 °C kvůli velmi vysokým letním teplotám nad oceány je to asi 5 °C.
Typ mírné zeměpisné šířky. V ročním chodu teploty vzduchu je maximum, respektive minimum, jasně vyjádřeno po dnech letního a zimního slunovratu a nad kontinenty se teplota kvalitativně mění v průběhu roku, prochází přes 0 °C (kromě záp. pobřeží kontinentů). Roční teplotní amplituda na kontinentech je 25-40 °C a v hlubinách Eurasie dosahuje díky velmi nízkým zimním teplotám nad oceány a na západních pobřežích kontinentů, kde jsou teploty kladné; po celý rok je amplituda malá 10-15 °C.
V mírném pásmu se rozlišují subtropické, mírné a subpolární subzóny. Vše výše uvedené se týkalo samotného mírného podzónu. Obecně platí, že v rámci těchto tří podzón se roční amplitudy teploty vzduchu zvyšují s rostoucí zeměpisnou šířkou a se vzdáleností od oceánů.
Polární typ vyznačující se krutými, dlouhými zimami. V ročním chodu je také jedna maximální teplota asi 0 °C a nižší - během polárního dne a jedna výrazná minimální teplota - na konci polární noci. Roční teplotní rozsah na souši je 30 - 40 °C, nad oceány a na pobřeží - asi 20 °C.
Typy ročních změn teploty vzduchu jsou identifikovány z průměrných dlouhodobých dat a odrážejí periodické sezónní výkyvy. Advekce vzduchových hmot je spojena s teplotními odchylkami od průměrných hodnot v jednotlivých letech a ročních obdobích. Proměnlivost průměrných měsíčních teplot vzduchu v ve větší míře charakteristické pro mírné a blízké zeměpisné šířky, zejména v přechodných oblastech mezi mořským a kontinentálním podnebím.
Pro vývoj vegetace jsou velmi důležité odvozené teplotní ukazatele, jako je např. součet aktivních teplot (součet za období s průměrnými denními teplotami nad 10 °C). Do značné míry určuje soubor plodin v určité oblasti