Denný priebeh teploty je rovnomerný. Denná zmena tlaku vodnej pary. Motivácia výchovno-vzdelávacej činnosti. Oznámenie témy hodiny a stanovenie úloh

Financie
21.06.2020

Denný chod teploty vzduchu je zmena teploty vzduchu počas dňa. Vo všeobecnosti odráža priebeh teploty zemského povrchu, no momenty nástupu maxím a miním sú o niečo neskoré: maximum nastáva o 14. hodine, minimum po východe slnka.

Denná amplitúda teploty vzduchu- rozdiel medzi maximálnou a minimálnou teplotou vzduchu počas dňa. Na súši je vyššia ako nad oceánom, pri presune do vysokých zemepisných šírok klesá a na miestach s holou pôdou sa zvyšuje. Najvyššia amplitúda v tropických púšťach je až 40º C. Hodnota dennej amplitúdy teploty vzduchu je jedným z ukazovateľov kontinentality podnebia. V púšti je oveľa väčšia ako v oblastiach s prímorskou klímou.

Ročné kolísanie teploty vzduchu(zmena priemernej mesačnej teploty počas roka) je určená predovšetkým zemepisnou šírkou miesta. Ročná amplitúda teploty vzduchu- rozdiel medzi maximálnou a minimálnou priemernou mesačnou teplotou.

Geografické rozloženie teploty vzduchu je znázornené pomocou izotermy- čiary spájajúce body na mape s rovnakou teplotou. Rozloženie teploty vzduchu je zonálne, ročné izotermy ako celok majú sublatitudinálny úder a zodpovedajú ročnému rozloženiu radiačnej bilancie (obr. 10, 11).

V priemere za rok je najteplejšia rovnobežka 10º s. s teplotou +27ºC je tepelný rovník. V lete sa tepelný rovník posúva na 20º severnej šírky, v zime sa k rovníku približuje o 5º severnej šírky.

Ryža. 10. Rozloženie priemernej teploty vzduchu v júli

Ryža. 11. Rozloženie priemernej teploty vzduchu v januári

Posun tepelného rovníka v SP je vysvetlený skutočnosťou, že v SP je rozloha krajiny nachádzajúca sa v nízkych zemepisných šírkach väčšia v porovnaní s SP a má vyššie teploty počas roka.

Teplo na zemskom povrchu je distribuované zonálne-regionálne. Rozloženie teplôt na Zemi ovplyvňuje okrem zemepisnej šírky aj charakter rozloženia pevniny a mora, reliéf, nadmorská výška, morské a vzdušné prúdy.

Zemepisné rozloženie ročných izoterm je narušené teplým a studeným prúdením. V miernych zemepisných šírkach NP sú západné brehy obmývané teplými prúdmi teplejšie ako východné brehy, pozdĺž ktorých prechádzajú studené prúdy. V dôsledku toho sú izotermy na západnom pobreží ohnuté smerom k pólu, na východnom pobreží - k rovníku.

Priemerná ročná teplota SP je +15,2ºС a SP je +13,2ºС. V SP sú minimálne teploty oveľa nižšie; na staniciach "Sovetskaya" a "Vostok" bola teplota -89,2 ° С (absolútne minimum SP). Minimálna teplota v bezoblačnom počasí na Antarktíde môže klesnúť až na -93ºC. Najvyššie teploty sú pozorované v púštiach tropického pásma: +58ºC v Tripolise, +56,7ºC v Kalifornii v Death Valley.

Mapy poskytujú predstavu o tom, ako kontinenty a oceány ovplyvňujú rozloženie teplôt. izonomálne(izonomály sú čiary spájajúce body s rovnakými teplotnými anomáliami). Anomálie sú odchýlky skutočných teplôt od teplôt strednej šírky. Anomálie sú pozitívne a negatívne. Pozitívne anomálie sú pozorované v lete na vyhrievaných kontinentoch. V Ázii sú teploty o 4º C vyššie ako v strednej zemepisnej šírke. V zime sa kladné anomálie nachádzajú nad teplými prúdmi (nad teplým Severoatlantickým prúdom pri pobreží Škandinávie je teplota 28º C nad normou). Negatívne anomálie sa prejavujú v zime nad chladnými kontinentmi a v lete nad studenými prúdmi. Napríklad v Oymyakone je v zime teplota 22º C pod normou.

Na Zemi sa rozlišujú tieto tepelné zóny (izotermy sa berú za hranice tepelných zón):

1. Horúce, je na každej pologuli obmedzená ročnou izotermou + 20º С, ktorá prechádza okolo 30º s. sh. a y.sh.

2. Dva mierne pásy , ktoré na každej pologuli leží medzi ročnou izotermou + 20º C a + 10º C najteplejšieho mesiaca (v uvedenom poradí, júl alebo január).

3. dva studené pásy, hranica prechádza pozdĺž izotermy 0º C najteplejšieho mesiaca. Niekedy existujú regióny večný mráz, ktoré sa nachádzajú okolo pólov (Shubaev, 1977).

Touto cestou:

1. Jediný zdroj energie, ktorý má praktický význam pre priebeh exogénnych procesov v GO je Slnko. Teplo zo Slnka vstupuje do svetového priestoru vo forme sálavej energie, ktorá sa potom, absorbovaná Zemou, mení na tepelnú energiu.

2. Slnečný lúč je na svojej ceste vystavený mnohým vplyvom (rozptyl, absorpcia, odraz) rôznych prvkov média, ktorým preniká, a povrchov, na ktoré dopadá.

3. Rozloženie slnečného žiarenia je ovplyvnené: vzdialenosťou medzi zemou a Slnkom, uhlom dopadu slnečných lúčov, tvarom Zeme (predurčuje pokles intenzity žiarenia od rovníka k pólom) . Toto je hlavný dôvod prideľovania tepelných zón a následne aj dôvod existencie klimatických zón.

4. Vplyv zemepisnej šírky územia na distribúciu tepla je korigovaný množstvom faktorov: reliéf; distribúcia pôdy a mora; vplyv studených a teplých morských prúdov; atmosférická cirkulácia.

5. Distribúciu slnečného tepla ďalej komplikuje skutočnosť, že zákonitosti a znaky vertikálneho rozloženia sú superponované na zákonitosti horizontálneho (pozdĺž zemského povrchu) rozloženia žiarenia a tepla.

Všeobecná cirkulácia atmosféry

V atmosfére sa tvoria vzdušné prúdy rôznych mier. Môžu pokryť všetko Zem a vo výške - troposféra a spodná stratosféra, alebo ovplyvňujú iba obmedzenú oblasť územia. Prúdy vzduchu zabezpečujú prerozdelenie tepla a vlhkosti medzi nízkymi a vysokými zemepisnými šírkami a odvádzajú vlhkosť hlboko do kontinentu. Podľa oblasti rozšírenia sa rozlišujú vetry všeobecnej atmosférickej cirkulácie (GCA), vetry cyklónov a anticyklón a miestne vetry. hlavný dôvod Vznik vetrov je nerovnomerné rozloženie tlaku po povrchu planéty.

Tlak. normálny atmosférický tlak- hmotnosť atmosférického stĺpca s prierezom 1 cm 2 na úrovni oceánu pri 0ºС na 45º zemepisnej šírky. Vyvažuje ho ortuťový stĺpec 760 mm. Normálny atmosférický tlak je 760 mm Hg alebo 1013,25 mb. Tlak v SI sa meria v pascaloch (Pa): 1 mb = 100 Pa. Normálny atmosférický tlak je 1013,25 hPa. Najnižší tlak, aký bol kedy pozorovaný na Zemi (na hladine mora), 914 hPa (686 mm); najvyššia je 1067,1 hPa (801 mm).

Tlak klesá s výškou, keď sa zmenšuje hrúbka nadložnej vrstvy atmosféry. Vzdialenosť v metroch, ktorú musí človek narásť alebo klesnúť, aby sa atmosférický tlak zmenil o 1 hPa, sa nazýva tlakový stupeň. Barický stupeň vo výške 0 až 1 km je 10,5 m, od 1 do 2 km - 11,9 m, 2-3 km - 13,5 m Hodnota barického stupňa závisí od teploty: so zvyšujúcou sa teplotou sa zvyšuje o 0 ,štyri %. V teplom vzduchu je barický stupeň väčší, preto teplé oblasti atmosféry vo vysokých vrstvách majú väčší tlak ako studené. Recipročný barický krok sa nazýva vertikálny barický gradient je zmena tlaku na jednotku vzdialenosti (100 m sa berie ako jednotka vzdialenosti).

Tlak sa mení v dôsledku pohybu vzduchu - jeho výstup z jedného miesta a prítok do druhého. Pohyb vzduchu je spôsobený zmenou hustoty vzduchu (g / cm 3), ktorá je výsledkom nerovnomerného zahrievania podkladového povrchu. Na rovnako vyhrievanom povrchu tlak klesá rovnomerne s výškou a izobarické povrchy(plochy ťahané bodmi s rovnakým tlakom) sú navzájom rovnobežné a podložnou plochou. V oblasti zvýšeného tlaku sú izobarické plochy konvexné smerom nahor, v oblastiach zníženého tlaku smerom nadol. Na zemskom povrchu je tlak znázornený pomocou izobaraČiary spájajúce body rovnakého tlaku. Distribúcia atmosferický tlak na hladine oceánu, zobrazený pomocou izobar, sa nazýva barický reliéf.

Tlak atmosféry na zemský povrch, jeho rozloženie v priestore a zmena v čase je tzv barické pole. Oblasti vysokého a nízkeho tlaku, na ktoré sa delí barické pole, sa nazývajú tlakové systémy.

Medzi uzavreté barické systémy patria barické maximá (systém uzavretých izobár so zvýšeným tlakom v strede) a minimá (systém uzavretých izobár so zníženým tlakom v strede), medzi otvorené barické systémy patria barické hrebene (pásmo zvýšeného tlaku od bariky maximálne vo vnútri ihriska znížený tlak), koryto (pásmo nízkeho tlaku od barického minima vo vnútri zvýšeného tlakového poľa) a sedlo (otvorený systém izobár medzi dvoma barickými maximami a dvoma minimami). V literatúre existuje pojem "barická depresia" - pás nízkeho tlaku, vo vnútri ktorého môžu byť uzavreté barické minimá.

Tlak na zemský povrch je rozložený zonálne. Na rovníku sa počas roka nachádza pás nízkeho tlaku - rovníková depresia(menej ako 1015 hPa) . V júli sa presúva na severnú pologuľu na 15–20 ° N, v decembri - na južnú pologuľu, na 5 ° S. V tropických zemepisných šírkach (medzi 35º a 20º oboch pologúľ) je tlak počas roka zvýšený - tropické (subtropické) barické výšky(viac ako 1020 hPa). V zime sa nad oceánmi a pevninou objavuje súvislý pás vysokého tlaku (Azory a Havajské ostrovy - SP; južný Atlantik, južný Tichomorie a juh Indie - SP). V lete pretrváva zvýšený tlak len nad oceánmi, nad pevninou tlak klesá, vznikajú tepelné depresie (iránsko-tarské minimum - 994 hPa). V miernych zemepisných šírkach tvorí SP v lete súvislý pás znížený tlak, barické pole je však nesymetrické: v južnom Pacifiku v miernych a subpolárnych zemepisných šírkach je nad vodnou hladinou celoročne pásmo nízkeho tlaku (antarktické minimum – do 984 hPa); v SP sú v dôsledku striedania kontinentálnych a oceánskych sektorov barické minimá vyjadrené len nad oceánmi (islandský a aleutský - tlak v januári 998 hPa), v zime sa barické maximá objavujú nad kontinentmi v dôsledku silného ochladzovania povrchu. . V polárnych šírkach, nad ľadovými príkrovmi Antarktídy a Grónska, tlak počas roka zvýšené- 1000 hPa ( nízke teploty- vzduch je studený a ťažký) (obr. 12, 13).

Nazývajú sa stabilné oblasti vysokého a nízkeho tlaku, do ktorých sa v blízkosti zemského povrchu rozkladá barické pole centrá pôsobenia atmosféry. Sú územia, nad ktorými zostáva tlak konštantný počas celého roka (prevládajú tlakové systémy rovnakého typu, buď maximá alebo minimá); trvalé centrá pôsobenia atmosféry:

- ekvatoriálna depresia;

– Aleutská nížina (mierne zemepisné šírky SP);

– Islandská nížina (mierne zemepisné šírky SP);

- pásmo nízkeho tlaku miernych zemepisných šírok SP (Antarctic low pressure belt);

– subtropické zóny vysokého tlaku SP:

Azorská výsosť (severoatlantická výsosť)

Havajská vrchná (severná časť Tichého oceánu)

– subtropické zóny vysokého tlaku SP:

Južný Pacifik High (juhozápadne od Južnej Ameriky)

južný Atlantik (anticyklón svätej Heleny)

Južná indická horná časť (Maurícijská anticyklóna)

– Antarktické maximum;

– maximum Grónska.

Sezónne tlakové systémy sa tvoria v prípade, že tlak sezónne mení znamienko na opačné: namiesto barického maxima nastáva barické minimum a naopak. Medzi sezónne tlakové systémy patria:

- letné juhoázijské minimum so stredom blízko 30º severnej zemepisnej šírky. (997 hPa)

– zimné ázijské maximum so stredom nad Mongolskom (1036 hPa)

– letné mexické minimum (severoamerická depresia) – 1012 hPa

– zimné severoamerické a kanadské maximá (1020 hPa)

– letné (januárové) depresie nad Austráliou, Južná Amerika a Južná Afrika ustupujú v zime austrálskym, juhoamerickým a juhoafrickým anticyklónam.

Vietor. Horizontálny barický gradient. Pohyb vzduchu v horizontálnom smere sa nazýva vietor. Vietor sa vyznačuje rýchlosťou, silou a smerom. Rýchlosť vetra - vzdialenosť, ktorú vzduch prejde za jednotku času (m/s, km/h). Sila vetra - tlak vyvíjaný vzduchom na plochu 1 m 2 umiestnenú kolmo na pohyb. Sila vetra sa určuje v kg / m 2 alebo v bodoch na Beaufortovej stupnici (0 bodov - pokoj, 12 - hurikán).

Určuje sa rýchlosť vetra horizontálny barický gradient– zmena tlaku (pokles tlaku o 1 hPa) na jednotku vzdialenosti (100 km) v smere klesajúceho tlaku a kolmo na izobary. Na vietor má okrem barometrického gradientu vplyv rotácia Zeme (Coriolisova sila), odstredivá sila a trenie.

Coriolisova sila odkláňa vietor doprava (v SP doľava) od smeru gradientu. Odstredivá sila pôsobí na vietor v uzavretých barických systémoch – cyklónach a anticyklónach. Smeruje pozdĺž polomeru zakrivenia trajektórie smerom k jej konvexnosti. Sila trenia vzduchu o zemský povrch vždy znižuje rýchlosť vetra. Trenie ovplyvňuje spodnú, 1000-metrovú vrstvu, tzv trecia vrstva. Pohyb vzduchu pri absencii trenia sa nazýva gradientný vietor. Gradientný vietor fúkajúci pozdĺž rovnobežných priamočiarych izobar sa nazýva geostrofické, pozdĺž krivočiarych uzavretých izobar – geocyklotrofný. Vizuálne znázornenie frekvencie výskytu vetrov v určitých smeroch je dané diagramom "Ruža vetra".

V súlade s barickým reliéfom existujú tieto veterné zóny:

- rovníkový pás pokoja (vetry sú pomerne zriedkavé, pretože dominujú vzostupné pohyby silne ohriateho vzduchu);

- pásma pasátov severných a južných pologuli;

- oblasti pokoja v anticyklónach subtropického vysokotlakového pásma (dôvodom je dominancia klesajúcich pohybov vzduchu);

- v stredných zemepisných šírkach oboch hemisfér - zóny prevahy západné vetry;

– v cirkumpolárnych priestoroch vetry vejú od pólov smerom k barickým depresiám stredných zemepisných šírok, t.j. časté sú tu vetry s východnou zložkou.

Všeobecná atmosférická cirkulácia (GCA)- sústava prúdenia vzduchu v planetárnom meradle, pokrývajúca celú zemeguľu, troposféru a spodnú stratosféru. Uvoľňuje sa v atmosférickom obehu zonálne a meridionálne prevody. K zonálnym prevodom, ktoré sa vyvíjajú najmä v sublatitudinálnom smere, patria:

- západný transfer, ktorý dominuje celej planéte v hornej troposfére a spodnej stratosfére;

– v dolnej troposfére, v polárnych šírkach – východné vetry; v miernych šírkach - západné vetry, v tropických a rovníkových šírkach - východné (obr. 14).

od pólu k rovníku.

V skutočnosti je vzduch na rovníku v povrchovej vrstve atmosféry veľmi teplý. Teplý a vlhký vzduch stúpa nahor, zväčšuje sa jeho objem a v hornej troposfére vzniká vysoký tlak. Na póloch sa vplyvom silného ochladzovania povrchových vrstiev atmosféry vzduch stláča, zmenšuje sa jeho objem a na vrchole klesá tlak. V dôsledku toho v horných vrstvách troposféry prúdi vzduch od rovníka k pólom. V dôsledku toho sa hmotnosť vzduchu na rovníku, a tým aj tlak na podložnom povrchu, zmenšuje a na póloch stúpa. V povrchovej vrstve sa pohyb začína od pólov k rovníku. Záver: slnečné žiarenie tvorí meridionálnu zložku OCA.

Na homogénnu rotujúcu Zem pôsobí aj Coriolisova sila. V hornej časti Coriolisova sila vychyľuje tok v SP vpravo od smeru pohybu, t.j. zo západu na východ. V SP sa pohyb vzduchu odchyľuje doľava, t.j. opäť zo západu na východ. Preto je na vrchole (v hornej troposfére a dolnej stratosfére, v rozsahu nadmorskej výšky 10 až 20 km, tlak klesá od rovníka k pólom) zaznamenaný západný presun, ktorý sa pre celú Zem označuje ako celý. Vo všeobecnosti dochádza k pohybu vzduchu okolo pólov. V dôsledku toho Coriolisova sila tvorí zonálny transport OCA.

Pod podkladovým povrchom je pohyb zložitejší; jeho rozdelenie na kontinenty a oceány. Vytvára sa zložitý vzor hlavných prúdov vzduchu. Zo subtropických pásiem vysokého tlaku vzduchu prúdia prúdy vzduchu do rovníkovej depresie a do miernych zemepisných šírok. V prvom prípade sa vytvárajú východné vetry tropických rovníkových šírok. Nad oceánmi vďaka stálym barickým maximám existujú po celý rok – pasáty- vetry z rovníkových periférií subtropických maxím, neustále fúkajúce len nad oceánmi; nad pevninou nie sú vysledované všade a nie vždy (zlomy sú spôsobené zoslabovaním subtropických anticyklón v dôsledku silného zahrievania a pohybu rovníkovej depresie do týchto zemepisných šírok). V SP majú pasáty severovýchodný smer, v SP - juhovýchodný. Pasáty oboch hemisfér sa zbiehajú blízko rovníka. V oblasti ich konvergencie (vnútrotropická zóna konvergencie) vznikajú silné vzostupné vzdušné prúdy, vznikajú kupovité oblaky a padajú prehánky.

Prúdenie vetra smerujúce do miernych zemepisných šírok z tropického pásma tlakovej výše západné vetry miernych zemepisných šírok. V zime sa zintenzívňujú, keďže nad oceánom v miernych zemepisných šírkach rastú barické minimá, zväčšuje sa barický gradient medzi barickými minimami nad oceánmi a barickými maximami nad pevninou, a preto sa zvyšuje aj sila vetrov. V SP je smer vetra juhozápadný, v SP - severozápadný. Niekedy sa tieto vetry nazývajú anti-obchodné vetry, ale geneticky nesúvisia s pasátmi, ale sú súčasťou planetárneho západného transportu.

Východný transfer. Prevládajúce vetry v polárnych šírkach sú severovýchodné v SP a juhovýchodné vetry v SF. Vzduch sa pohybuje z polárnych oblastí vysokého tlaku smerom k oblasti nízkeho tlaku v miernych zemepisných šírkach. Východnú dopravu predstavujú aj pasáty tropických zemepisných šírok. V blízkosti rovníka pokrýva východný transport takmer celú troposféru a západný transport tu neexistuje.

Analýza zemepisných šírok hlavných častí OCA nám umožňuje rozlíšiť tri zónové otvorené prepojenia:

- polárne: v dolnej troposfére fúkajú východné vetry, nad - západný transport;

– mierna väzba: v dolnej a hornej troposfére – západné vetry;

- tropická väzba: v dolnej troposfére - východné vetry, hore - západný prenos.

Tropický článok cirkulácie sa nazýval Hadleyova bunka (autor najstaršej schémy OCA, 1735), mierny článok - Frerelova bunka (americký meteorológ). V súčasnosti je existencia buniek spochybňovaná (S.P. Khromov, B.L. Dzerdievsky), napriek tomu zmienka o nich zostáva v literatúre.

Tryskové prúdy sú vetry so silou hurikánu, ktoré fúkajú cez frontálne zóny v hornej troposfére a dolnej stratosfére. Výrazné sú najmä nad polárnymi frontami, rýchlosť vetra dosahuje v dôsledku veľkých tlakových gradientov a riedkej atmosféry 300–400 km/h.

Meridionálne prenosy komplikujú systém OCA a zabezpečujú medzilatitudinálnu výmenu tepla a vlhkosti. Hlavné poludníkové transporty sú monzúnov- sezónne vetry, ktoré menia smer v lete a v zime na opačný. Existujú tropické a extratropické monzúny.

tropické monzúny vznikajú v dôsledku tepelných rozdielov medzi letnou a zimnou hemisférou, rozdelenie pevniny a mora tento jav len umocňuje, komplikuje alebo stabilizuje. V januári sa v SP nachádza takmer neprerušený reťazec anticyklón: trvalé subtropické nad oceánmi a sezónne nad kontinentmi. Zároveň tam leží v SP posunutá rovníková depresia. V dôsledku toho sa vzduch presúva z SP do SP. V júli pri inverznom pomere barických systémov sa vzduch prenáša cez rovník z SP do SP. Tropické monzúny teda nie sú nič iné ako pasáty, ktoré v určitom pásme blízko rovníka nadobúdajú inú vlastnosť – sezónnu zmenu celkového smeru. Tropické monzúny si vymieňajú vzduch hemisféry a medzi pevninou a morom, najmä preto, že v trópoch je tepelný kontrast medzi pevninou a morom vo všeobecnosti malý. Celá oblasť rozšírenia tropických monzúnov leží medzi 20º s. š. a 15º S (tropická Afrika severne od rovníka, východnej Afriky južne od rovníka; južná Arábia; Indický oceán na Madagaskar na západe a do severnej Austrálie na východe; Hindustan, Indočína, Indonézia (bez Sumatry), východná Čína; v Južnej Amerike – Kolumbii). Napríklad, monzúnový prúd, ktorá pochádza z tlakovej výše nad severnou Austráliou a smeruje do Ázie, smeruje v podstate z jedného kontinentu na druhý; oceán v tento prípad slúži len ako prechodné územie. Monzúny v Afrike sú výmenou vzduchu medzi suchou zemou toho istého kontinentu ležiacou na rôznych pologuliach a cez časť Tichého oceánu monzún fúka z oceánskeho povrchu jednej pologule na oceánsky povrch druhej.

V školstve extratropické monzúny Vedúcu úlohu hrá tepelný kontrast medzi pevninou a morom. Tu sa vyskytujú monzúny medzi sezónnymi anticyklónami a depresiami, z ktorých niektoré ležia na pevnine a iné na oceáne. Zimné monzúny na Ďalekom východe sú teda dôsledkom interakcie tlakovej výše nad Áziou (s centrom v Mongolsku) a trvalej aleutskej depresie; leto - dôsledok tlakovej výše nad severnou časťou Tichého oceánu a tlakovej níže nad extratropickou časťou ázijského kontinentu.

Extratropické monzúny sú najlepšie vyjadrené na Ďaleký východ(vrátane Kamčatky), Okhotského mora, Japonska, Aljašky a pobrežia Severného ľadového oceánu.

Jednou z hlavných podmienok prejavu monzúnovej cirkulácie je absencia cyklonálnej aktivity (nad Európou a Severnou Amerikou monzúnová cirkulácia pre intenzitu cyklonálnej aktivity nie je, je „smývaná“ západným transportom).

Vetry cyklónov a anticyklónov. V atmosfére, keď sa stretnú dve vzduchové hmoty rozdielne vlastnosti neustále vznikajú veľké atmosférické víry – cyklóny a anticyklóny. Veľmi komplikujú schému OCA.

Cyklón- plochý vzostupný atmosférický vír, ktorý sa v blízkosti zemského povrchu prejavuje ako oblasť nízkeho tlaku, so systémom vetrov od periférie do stredu proti smeru hodinových ručičiek v SP a v smere hodinových ručičiek v SP.

Anticyklóna- plochý klesajúci atmosférický vír, ktorý sa prejavuje v blízkosti zemského povrchu ako oblasť vysokého tlaku, so systémom vetra od stredu k okraju v smere hodinových ručičiek v SP a proti smeru hodinových ručičiek v SP.

Víry sú ploché, pretože ich horizontálne rozmery sú tisíce kilometrov štvorcových, zatiaľ čo ich vertikálne rozmery sú 15–20 km. V strede cyklónu sú pozorované stúpajúce prúdy vzduchu, v anticyklóne - klesajúce.

Cyklóny sa delia na čelné, centrálne, tropické a tepelné depresie.

Čelné cyklóny sa tvoria na arktickom a polárnom fronte: na arktickom fronte severného Atlantiku (pri východných brehoch Severná Amerika a blízko Islandu), na arktickom fronte v severnej časti Tichého oceánu (v blízkosti východného pobrežia Ázie a v blízkosti Aleutských ostrovov). Cyklóny zvyčajne existujú niekoľko dní, pohybujú sa zo západu na východ rýchlosťou asi 20-30 km/h. Vpredu sa objavuje séria cyklónov v sérii troch alebo štyroch cyklónov. Každý ďalší cyklón je v mladšom štádiu vývoja a postupuje rýchlejšie. Cyklóny sa predbiehajú, uzatvárajú, tvoria sa centrálne cyklóny- druhý typ cyklónu. V dôsledku neaktívnych centrálnych cyklónov sa nad oceánmi a v miernych zemepisných šírkach udržiava oblasť nízkeho tlaku.

Cyklóny pochádzajúce zo severu Atlantický oceán, sťahovanie západná Európa. Najčastejšie prechádzajú cez VB, Baltské more, Petrohrad a ďalej na Ural a Západná Sibír alebo cez Škandináviu, polostrov Kola a ďalej, alebo na Svalbard, alebo pozdĺž severného okraja Ázie.

Cyklóny severného Pacifiku smerujú do severozápadnej Ameriky, ako aj do severovýchodnej Ázie.

Tropické cyklóny vznikajú na tropických frontoch najčastejšie medzi 5º a 20º s. š. a vy. sh. Nad oceánmi sa objavujú koncom leta a jesene, keď sa voda zohreje na teplotu 27–28ºC. vlhký vzduch vedie pri kondenzácii k uvoľneniu obrovského množstva tepla, ktoré určuje kinetickú energiu cyklónu a nízky tlak v strede. Cyklóny sa pohybujú z východu na západ pozdĺž rovníkovej periférie stálych barických maxím v oceánoch. Ak sa tropická cyklóna dostane do miernych zemepisných šírok, rozpína ​​sa, stráca energiu a ako extratropická cyklóna sa začína pohybovať zo západu na východ. Rýchlosť samotnej cyklóny je malá (20–30 km/h), ale vetry v nej môžu mať rýchlosť až 100 m/s (obr. 15).

Ryža. 15. Rozloženie tropických cyklónov

Hlavné oblasti výskytu tropických cyklónov: východné pobrežie Ázie, severné pobrežie Austrálie, Arabské more, Bengálsky záliv; Karibské more a Mexický záliv. V priemere je tu asi 70 tropických cyklónov ročne s rýchlosťou vetra viac ako 20 m/s. Tropické cyklóny sa nazývajú tajfúny v Pacifiku, hurikány v Atlantiku a willy-willies pri pobreží Austrálie.

Tepelné depresie vznikajú na súši v dôsledku silného prehrievania povrchovej plochy, stúpania a šírenia vzduchu nad ňou. V dôsledku toho sa v blízkosti podkladového povrchu vytvorí oblasť s nízkym tlakom.

Anticyklóny sa delia na frontálne, subtropické anticyklóny dynamického pôvodu a stacionárne.

V miernych zemepisných šírkach, v chladnom vzduchu, frontálne anticyklóny, ktoré sa pohybujú v sérii zo západu na východ rýchlosťou 20–30 km/h. Posledná záverečná anticyklóna sa dostáva do subtrópov, stabilizuje sa a formuje sa subtropická anticyklóna dynamického pôvodu. Patria sem trvalé barické maximá v oceánoch. Stacionárna anticyklóna vynára sa nad zemou zimné obdobie v dôsledku silného ochladenia povrchu.

Anticyklóny vznikajú a neustále sa držia nad studenými povrchmi východnej Arktídy, Antarktídy a v zime východnej Sibíri. Keď sa v zime zo severu láme arktický vzduch, na celom území sa vytvorí tlaková níž Východná Európa, a niekedy zachytáva západnú a južnú.

Každý cyklón je nasledovaný a pohybuje sa rovnakou rýchlosťou anticyklónom, ktorý zahŕňa všetky cyklónové série. Pri pohybe zo západu na východ sa cyklóny odchyľujú na sever a anticyklóny na juh v SP. Dôvod odchýlok sa vysvetľuje vplyvom Coriolisovej sily. V dôsledku toho sa cyklóny začínajú pohybovať na severovýchod a anticyklóny na juhovýchod. V dôsledku vetrov cyklónov a anticyklón dochádza k výmene tepla a vlhkosti medzi zemepisnými šírkami. V oblastiach vysokého tlaku prevláda prúdenie vzduchu zhora nadol - vzduch je suchý, nie sú žiadne mraky; v oblastiach nízkeho tlaku – zdola nahor – sa tvoria mraky, padajú zrážky. Zavedenie hmôt teplého vzduchu sa nazýva „vlny horúčav“. Pohyb tropických vzduchových hmôt do miernych zemepisných šírok spôsobuje v lete sucho a v zime silné topenia. Vnášanie arktických vzduchových más do miernych zemepisných šírok – „studené vlny“ – spôsobuje ochladenie.

miestne vetry- vetry, ktoré sa vyskytujú v obmedzených oblastiach územia v dôsledku vplyvu miestnych príčin. Medzi tunajšie vetry termálneho pôvodu patria prievany, horsko-údolné vetry, vplyvom reliéfu dochádza k tvorbe fénov a bóru.

vánok sa vyskytujú na brehoch oceánov, morí, jazier, kde dochádza k veľkým denným teplotným výkyvom. AT Hlavné mestá vytvoril sa mestský vánok. Počas dňa, keď je krajina silnejšie prehrievaná, dochádza nad ňou k pohybu vzduchu smerom nahor a k jeho prúdeniu zhora k chladnejšiemu. V povrchových vrstvách vietor fúka smerom k pevnine, ide o denný (morský) vánok. Nočný (pobrežný) vánok sa vyskytuje v noci. Keď sa pevnina ochladzuje viac ako voda a v povrchovej vrstve vzduchu vietor fúka z pevniny na more. Morské vánky sú výraznejšie, ich rýchlosť je 7 m/s, pásmo šírenia do 100 km.

Vetry horského údolia tvoria vetry svahov a skutočné vetry horských údolí a majú dennú periodicitu. Svahové vetry sú výsledkom rozdielneho ohrevu povrchu svahu a vzduchu v rovnakej výške. Cez deň sa vzduch na svahu viac ohrieva a vietor fúka hore svahom, v noci sa svah aj viac ochladí a vietor začína fúkať dolu svahom. Horsko-údolné vetry sú vlastne spôsobené tým, že vzduch v horskom údolí sa ohrieva a ochladzuje viac ako v rovnakej výške na susednej rovine. V noci vietor fúka smerom k rovinám, cez deň - smerom k horám. Svah smerujúci proti vetru sa nazýva náveterný svah a protiľahlý svah sa nazýva záveterný svah.

fén- teplý suchý vietor vysoké horyčasto pokryté ľadovcami. Vzniká v dôsledku adiabatického ochladzovania vzduchu na náveternom svahu a adiabatického ohrevu - na záveternom svahu. Najtypickejší foehn nastáva, keď prúd vzduchu OCA prekročí pohorie. Častejšie stretáva anticyklóna foehn, vzniká, ak sa nad hornatou krajinou nachádza tlaková níž. Fény sú najčastejšie v prechodných ročných obdobiach, ich trvanie je niekoľko dní (v Alpách je s fénom 125 dní ročne). V pohorí Tien Shan sa takéto vetry nazývajú kastek, v Stredná Ázia- Garmsil, v Skalistých horách - Chinook. Sušiče vlasov spôsobujú skorý rozkvet záhrad, topenie snehu.

Bora- studený vietor fúkajúci z nízkych hôr na stranu teplé more. V Novorossijsku sa nazýva nord-ost, na polostrove Absheron - nord, na Bajkale - sarma, v údolí Rhony (Francúzsko) - mistral. Bora sa vyskytuje v zime, keď sa pred hrebeňom tvorí oblasť vysokého tlaku, na rovine, kde sa tvorí studený vzduch. Po prekročení nízkeho hrebeňa sa studený vzduch rúti vysokou rýchlosťou smerom k teplému zálivu, kde je nízky tlak, rýchlosť môže dosiahnuť 30 m / s, teplota vzduchu prudko klesá na -5ºС.

Malé víry sú tornáda a krvné zrazeniny (tornádo). Víry nad morom sa nazývajú tornáda, nad pevninou - krvné zrazeniny. Tornáda a krvné zrazeniny zvyčajne vznikajú na rovnakých miestach ako tropické cyklóny, v horúcom počasí. vlhké podnebie. Hlavným zdrojom energie je kondenzácia vodnej pary, pri ktorej sa uvoľňuje energia. Veľký počet tornád v Spojených štátoch je spôsobený príchodom vlhkého teplého vzduchu z Mexického zálivu. Víchrica sa pohybuje rýchlosťou 30–40 km/h, no rýchlosť vetra v nej dosahuje 100 m/s. Tromby sa zvyčajne vyskytujú jednotlivo, víchrice - v sérii. V roku 1981 sa pri pobreží Anglicka v priebehu piatich hodín vytvorilo 105 tornád.

Pojem vzdušných hmôt (VM). Analýza vyššie uvedeného ukazuje, že troposféra nemôže byť fyzikálne homogénna vo všetkých svojich častiach. Delí sa bez prestania byť jedným a celkom na vzdušných hmôt– veľké objemy vzduchu v troposfére a spodnej stratosfére, ktoré majú relatívne jednotné vlastnosti a ako celok sa pohybujú v jednom z prúdov OCA. Rozmery VM sú porovnateľné s časťami kontinentov, dĺžka je tisíce kilometrov a hrúbka je 22–25 km. Územia, nad ktorými sa vytvárajú VM, sa nazývajú formačné centrá. Musia mať jednotný podkladový povrch (pevnina alebo more), určité tepelné podmienky a čas potrebný na ich vytvorenie. Podobné podmienky existujú v barických maximách nad oceánmi, v sezónnych maximách nad pevninou.

VM má typické vlastnosti iba v centre formácie, pri pohybe sa transformuje a získava nové vlastnosti. Príchod určitých VM spôsobuje prudké zmeny počasia neperiodického charakteru. Vo vzťahu k teplote podkladového povrchu sa VM delia na teplé a studené. Teplý VM sa presúva na studený podkladový povrch, prináša oteplenie, ale sám sa ochladzuje. Cold VM prichádza na teplý podkladový povrch a prináša chladenie. Podľa podmienok vzniku sa VM delia na štyri typy: rovníkové, tropické, polárne (vzduch miernych zemepisných šírok) a arktické (Antarktida). V každom type sa rozlišujú dva podtypy - morské a kontinentálne. Pre kontinentálny podtyp, vytvorený nad kontinentmi, sa vyznačuje veľkým teplotným rozsahom a nízkou vlhkosťou. morský podtyp Vzniká nad oceánmi, preto je jeho relatívna a absolútna vlhkosť zvýšená, teplotné amplitúdy sú oveľa menšie ako kontinentálne.

Rovníkové VM vznikajú v nízkych zemepisných šírkach, vyznačujúce sa vysokými teplotami a vysokou relatívnou a absolútnou vlhkosťou. Tieto vlastnosti sú zachované tak nad pevninou, ako aj nad morom.

Tropický VM vznikajú v tropických zemepisných šírkach, teplota počas roka neklesá pod 20º C, relatívna vlhkosť je nízka. Prideliť:

– kontinentálne HTM, ktoré sa tvoria nad kontinentmi tropických šírok v tropických barických maximách – nad Saharou, Arábiou, Tharom, Kalahari a v lete v subtrópoch a dokonca aj na juhu miernych šírok – v južnej Európe, Strednej Ázii a Kazachstane , v Mongolsku a severnej Číne;

– morské HCM, ktoré sa tvoria nad tropickými vodnými oblasťami – v Azorských a havajských výšinách; vyznačuje sa vysokou teplotou a vlhkosťou, ale nízkou relatívnou vlhkosťou.

Polar VM, alebo vzduch miernych šírok, vznikajú v miernych šírkach (v anticyklónach miernych šírok z arktických VM a vzduchu, ktorý prišiel z trópov). Teploty sú v zime negatívne, v lete kladné, ročná amplitúda teplôt je výrazná, absolútna vlhkosť v lete stúpa a v zime klesá, relatívna vlhkosť je priemerná. Prideliť:

– kontinentálny vzduch miernych zemepisných šírok (CHC), ktorý sa tvorí nad rozsiahlymi plochami kontinentov miernych šírok, je v zime silne chladný a stabilný, počasie v ňom je jasné so silnými mrazmi; v lete sa veľmi oteplí, vznikajú v ňom stúpavé prúdy;

denný kurz teplota vzduchu je určená zodpovedajúcim priebehom teploty aktívneho povrchu. Ohrev a chladenie vzduchu závisí od tepelného režimu aktívneho povrchu. Teplo absorbované týmto povrchom sa čiastočne šíri do hĺbky pôdy alebo nádrže a druhá časť sa odovzdáva do priľahlej vrstvy atmosféry a potom sa šíri do nadložných vrstiev. V tomto prípade dochádza k určitému oneskoreniu rastu a poklesu teploty vzduchu v porovnaní so zmenou teploty pôdy.

Minimálna teplota vzduchu vo výške 2 m sa pozoruje pred východom slnka. Keď slnko vychádza nad obzor, teplota vzduchu 2-3 hodiny rýchlo stúpa. Potom sa nárast teploty spomalí. Jeho maximum nastáva po 2-3 hodinách popoludní. Ďalej teplota klesá - najskôr pomaly a potom rýchlejšie.

Nad moriami a oceánmi sa maximálna teplota vzduchu vyskytuje o 2-3 hodiny skôr ako nad kontinentmi a amplitúda denných zmien teploty vzduchu nad veľkými vodnými útvarmi je väčšia ako amplitúda teplotných výkyvov vodnej hladiny. Vysvetľuje to skutočnosť, že absorpcia slnečného žiarenia vzduchom a jeho vlastného žiarenia nad morom je oveľa väčšia ako nad pevninou, pretože nad morom vzduch obsahuje viac vodnej pary.

Charakteristiky denného kolísania teploty vzduchu sú odhalené spriemerovaním výsledkov dlhodobých pozorovaní. Pri tomto spriemerovaní sú vylúčené jednotlivé neperiodické porušenia denných teplotných výkyvov spojené s prienikmi studených a teplých vzdušných hmôt. Tieto prieniky skresľujú denné kolísanie teploty. Napríklad pri vniknutí studenej vzduchovej masy počas dňa teplota vzduchu nad niektorými bodmi niekedy skôr klesá, ako stúpa. S inváziou teplej hmoty v noci môže teplota stúpať.

Pri ustálenom počasí je pomerne zreteľne vyjadrená zmena teploty vzduchu počas dňa. Ale amplitúda denných zmien teploty vzduchu nad pevninou je vždy menšia ako amplitúda denných zmien teploty povrchu pôdy. Amplitúda denných zmien teploty vzduchu závisí od mnohých faktorov.

Zemepisná šírka miesta. S rastúcou zemepisnou šírkou klesá amplitúda denných zmien teploty vzduchu. Najväčšie amplitúdy sa pozorujú v subtropických zemepisných šírkach. V priemere za rok je uvažovaná amplitúda asi 12 ° С v tropických oblastiach, 8 – 9 ° С v miernych zemepisných šírkach, 3 – 4 ° С v blízkosti polárneho kruhu a 1 – 2 ° С v Arktíde.

Sezóna. V miernych zemepisných šírkach sú najmenšie amplitúdy pozorované v zime a najväčšie v lete. Na jar sú o niečo väčšie ako na jeseň. Amplitúda kolísania dennej teploty závisí nielen od denného maxima, ale aj od nočného minima, ktoré je tým nižšie, čím je noc dlhšia. V miernych a vysokých zemepisných šírkach počas krátkych letných nocí teplota nestihne klesnúť na veľmi nízke hodnoty, a preto tu zostáva amplitúda relatívne malá. V polárnych oblastiach je v podmienkach 24-hodinového polárneho dňa amplitúda denného kolísania teploty vzduchu len asi 1 °C. Počas polárnej noci sa denné výkyvy teplôt takmer nepozorujú. V Arktíde sú najväčšie amplitúdy pozorované na jar a na jeseň. Na ostrove Dixon je najvyššia amplitúda počas týchto ročných období v priemere 5--6 °C.

Najväčšie amplitúdy denných zmien teploty vzduchu sa pozorujú v tropických zemepisných šírkach a tu takmer nezávisia od ročného obdobia. V tropických púštiach sú teda tieto amplitúdy 20–22 °С počas celého roka.

Povaha aktívneho povrchu. Nad vodnou hladinou je amplitúda denných zmien teploty vzduchu menšia ako nad pevninou. Nad moriami a oceánmi majú priemerne 2--3°C. So vzdialenosťou od pobrežia k hĺbke pevniny sa amplitúdy zvyšujú na 20–22 °C. Podobný, ale slabší vplyv na denný chod teploty vzduchu majú vnútrozemské vodné útvary a vysoko vlhké povrchy (močiare, miesta s bohatou vegetáciou). V suchých stepiach a púšťach dosahuje priemerná ročná amplitúda denného kolísania teploty vzduchu 30 °C.

Zamračené. Amplitúda denného kolísania teploty vzduchu za jasných dní je väčšia ako za zamračených dní, pretože kolísanie teploty vzduchu je priamo závislé od kolísania teploty aktívnej vrstvy, ktoré zasa priamo súvisí s počtom a povahou oblačnosti. .

Reliéf terénu. Výrazný vplyv na denný chod teploty vzduchu má reliéf územia, čo si ako prvý všimol A. I. Voeikov. Pri konkávnych reliéfnych formách (dutiny, priehlbiny, údolia) prichádza vzduch do kontaktu s najväčšou plochou podkladového povrchu. Tu vzduch cez deň stagnuje a v noci sa nad svahmi ochladzuje a prúdi ku dnu. Výsledkom je zvýšenie denného vykurovania a nočného chladenia vzduchom vo vnútri konkávnych terénov v porovnaní s plochým terénom. V takomto reliéfe sa teda zvyšujú aj amplitúdy denných teplotných výkyvov. Pri konvexných tvaroch terénu (hory, kopce, kopce) prichádza vzduch do kontaktu s najmenšou plochou podkladového povrchu. Vplyv aktívneho povrchu na teplotu vzduchu klesá. Amplitúdy denných zmien teploty vzduchu v priehlbinách, priehlbinách a údoliach sú teda väčšie ako nad rovinami a nad rovinami sú väčšie ako nad vrcholkami hôr a kopcov.

Výška nad hladinou mora. S nárastom nadmorskej výšky klesá amplitúda dennej zmeny teploty vzduchu a momenty nástupu maxima a minima sa posúvajú na neskorší čas. Denné kolísanie teploty s amplitúdou 1–2°C pozorujeme aj vo výške tropopauzy, ale tu je to už spôsobené pohlcovaním slnečného žiarenia ozónom obsiahnutým vo vzduchu.

Ročný chod teploty vzduchu je určený predovšetkým ročným chodom teploty aktívneho povrchu. Amplitúda ročného cyklu je rozdiel medzi priemernými mesačnými teplotami najteplejších a najchladnejších mesiacov.

Na severnej pologuli na kontinentoch je maximálna priemerná teplota vzduchu pozorovaná v júli, minimálna v januári. Na oceánoch a pobrežiach kontinentov sa extrémne teploty vyskytujú o niečo neskôr: maximum - v auguste, minimum - vo februári - marci. Na súši je amplitúda ročných zmien teploty vzduchu oveľa väčšia ako nad vodnou hladinou.

Veľký vplyv amplitúda ročného kolísania teploty vzduchu je ovplyvnená zemepisnou šírkou miesta. Najmenšia amplitúda sa pozoruje v rovníková zóna. S nárastom zemepisnej šírky miesta sa amplitúda zvyšuje a dosahuje najvyššie hodnoty v polárnych šírkach. Amplitúda ročných výkyvov teploty vzduchu závisí aj od nadmorskej výšky miesta. S rastúcou výškou sa amplitúda znižuje. Majú veľký vplyv na ročný chod teploty vzduchu. počasie: hmla, dážď a prevažne oblačno. Neprítomnosť mrakov v zime vedie k zníženiu priemernej teploty najchladnejšieho mesiaca av lete k zvýšeniu priemernej teploty najteplejšieho mesiaca.

Ročný chod teploty vzduchu v rôznych geografických oblastiach je rôznorodý. Podľa veľkosti amplitúdy a času nástupu extrémnych teplôt sa rozlišujú štyri typy ročných zmien teploty vzduchu.

  • 1. Rovníkový typ. V rovníkovej zóne sa ročne pozorujú dve teplotné maximá – po jarnej a jesennej rovnodennosti, keď je slnko na poludnie v zenite nad rovníkom, a dve minimá – po zimnom a letnom slnovrate, keď je slnko na poludnie. najnižšia nadmorská výška. Amplitúdy ročného kolísania sú tu malé, čo sa vysvetľuje malou zmenou prítoku tepla počas roka. Nad oceánmi sú amplitúdy okolo 1 °C a nad kontinentmi 5–10 °C.
  • 2. Typ mierneho pásma. V miernych zemepisných šírkach je tiež ročná zmena teploty s maximom po lete a minimom po zimnom slnovrate. Na kontinentoch severnej pologule sa maximálna priemerná mesačná teplota pozoruje v júli, nad moriami a pobrežím - v auguste. Ročné amplitúdy sa zvyšujú so zemepisnou šírkou. Nad oceánmi a pobrežím dosahujú priemerne 10--15 °C, nad kontinentmi 40--50 °C a v zemepisnej šírke 60 °C dosahujú 60 °C.
  • 3. Polárny typ. polárne oblasti vyznačujúce sa dlhou studená zima a relatívne krátke chladné letá. Ročné amplitúdy nad oceánom a pobrežím polárnych morí sú 25–40 °C a na súši presahujú 65 °C. Maximálna teplota sa pozoruje v auguste, minimálna - v januári.

Uvažované typy ročných zmien teploty vzduchu sú identifikované z dlhodobých údajov a predstavujú pravidelné periodické výkyvy. V niektorých rokoch dochádza pod vplyvom vpádov teplých alebo studených más k odchýlkam od vyššie uvedených typov. Časté invázie morských vzdušných más na pevninu vedú k zníženiu amplitúdy. Vniknutia kontinentálnych vzdušných más na pobrežia morí a oceánov zvyšujú v týchto oblastiach ich amplitúdu. Neperiodické teplotné zmeny sú spojené najmä s advekciou vzdušných hmôt. Napríklad v miernych zemepisných šírkach dochádza k výraznému neperiodickému ochladzovaniu, keď z Arktídy vtrhnú masy studeného vzduchu. Zároveň sú na jar často zaznamenané návraty chladu. Keď tropické vzduchové masy napadnú mierne zemepisné šírky, na jeseň sa pozorujú návraty tepla 8, s. 285 - 291.

Denné kolísanie teploty vzduchu v blízkosti zemského povrchu

1. Teplota vzduchu sa mení v dennom chode podľa teploty zemského povrchu. Keďže vzduch sa ohrieva a ochladzuje od zemského povrchu, amplitúda denného kolísania teploty v meteorologickej búdke je menšia ako na povrchu pôdy, v priemere asi o jednu tretinu. Nad morskou hladinou sú podmienky komplikovanejšie, o čom bude reč ďalej.

Nárast teploty vzduchu začína zvyšovaním teploty pôdy (o 15 minút neskôr) ráno, po východe slnka. O 13-14 hodinách začína teplota pôdy, ako vieme, klesať. O 14-15 hodín začína klesať aj teplota vzduchu. Teda minimum v dennom priebehu teploty vzduchu v blízkosti zemského povrchu pripadá na čas krátko po východe slnka a maximum - na 14-15 hodín.

Denné kolísanie teploty vzduchu sa celkom správne prejavuje len v podmienkach stabilného jasného počasia. Z veľkého počtu pozorovaní sa to zdá byť v priemere ešte pravidelnejšie: dlhodobé krivky denného kolísania teploty sú hladké krivky podobné sínusoidám.

No v niektorých dňoch môže byť denný chod teploty vzduchu veľmi chybný. Tá závisí od zmien oblačnosti, ktoré menia radiačné pomery na zemskom povrchu, ako aj od advekcie, teda od prílevu vzdušných hmôt s inou teplotou. V dôsledku týchto dôvodov sa minimálna teplota môže posunúť aj na denné hodiny a maximálna - na noc. Denné kolísanie teploty môže úplne zmiznúť alebo krivka denných zmien môže nadobudnúť zložitý tvar. Inými slovami, pravidelné denné kolísanie je blokované alebo maskované neperiodickými zmenami teploty. Napríklad v Helsinkách v januári s pravdepodobnosťou 24 % denné maximum teploty spadá medzi polnocou a jednou ráno a len 13 % z toho pripadá na časový interval od 12 do 14 hodín.

Dokonca aj v trópoch, kde sú neperiodické teplotné zmeny slabšie ako v miernych zemepisných šírkach, sa maximálna teplota vyskytuje v popoludňajších hodinách len v 50 % všetkých prípadov.

V klimatológii sa zvyčajne zvažuje denný chod teploty vzduchu spriemerovaný za dlhé obdobie. Pri takomto priemernom dennom priebehu sa neperiodické zmeny teploty, ktoré prebiehajú viac-menej rovnomerne pre všetky hodiny dňa, navzájom rušia. Výsledkom je, že dlhodobá krivka dennej variácie má jednoduchý charakter, blízky sínusoide.
Napríklad uvádzame na obr. 22 denný chod teploty vzduchu v Moskve v januári a júli, vypočítaný z dlhodobých údajov. Pre každú hodinu januárového alebo júlového dňa bola vypočítaná dlhodobá priemerná teplota a na základe získaných priemerných hodinových hodnôt boli zostrojené dlhodobé krivky dennej variácie za január a júl.

Ryža. 22. Denné kolísanie teploty vzduchu v januári (1) a júli (2). Moskva. Priemerná mesačná teplota v júli je 18,5 °С, v januári -10 °С.

2. Denná amplitúda teploty vzduchu závisí od mnohých vplyvov. V prvom rade je určená dennou amplitúdou teploty na povrchu pôdy: čím väčšia je amplitúda na povrchu pôdy, tým väčšia je vo vzduchu. Ale denná amplitúda teploty na povrchu pôdy závisí hlavne od oblačnosti. Následne denná amplitúda teploty vzduchu úzko súvisí s oblačnosťou: v jasné počasie je oveľa väčšia ako v zamračenom dni. To je jasne vidieť z obr. 23, ktorý zobrazuje denný chod teploty vzduchu v Pavlovsku (pri Leningrade), spriemerovaný za všetky dni letnej sezóny a zvlášť za jasné a zamračené dni.

Denná amplitúda teploty vzduchu sa tiež mení podľa ročného obdobia, zemepisnej šírky a tiež v závislosti od charakteru pôdy a terénu. V zime je menšia ako v lete, rovnako ako amplitúda teploty podkladového povrchu.

S rastúcou zemepisnou šírkou denná amplitúda teploty vzduchu klesá, keďže poludňajšia výška slnka nad obzorom klesá. Pod zemepisnými šírkami 20-30° na súši je priemerná denná amplitúda teploty za rok asi 12°C, pod zemepisnou šírkou 60° asi 6°C, pod zemepisnou šírkou 70° len 3°C. V najvyšších zemepisných šírkach, kde slnko mnoho dní po sebe nevychádza ani nezapadá, nedochádza k žiadnym pravidelným denným teplotným výkyvom.

Dôležitý je aj charakter pôdy a pôdny kryt. Čím väčšia je denná amplitúda teploty samotného povrchu pôdy, tým väčšia je denná amplitúda teploty vzduchu nad ňou. V stepiach a púšťach priemerná denná amplitúda

Tam dosahuje 15-20 °С, niekedy 30 °С. Nad hustým vegetačným krytom je menšia. Blízkosť vodných nádrží ovplyvňuje aj dennú amplitúdu: v pobrežných oblastiach je menšia.

Ryža. 23. Denné kolísanie teploty vzduchu v Pavlovsku v závislosti od oblačnosti. 1 - jasné dni, 2 - zamračené dni, 3 - všetky dni.

Na konvexných reliéfoch (na vrcholoch a svahoch hôr a kopcov) je denná amplitúda teploty vzduchu v porovnaní s rovinatým terénom znížená a na konkávnych reliéfoch (v údoliach, roklinách a úžľabinách) zvýšená (Voyeikovov zákon). Dôvodom je, že na konvexných tvaroch terénu má vzduch zmenšenú plochu kontaktu s podkladovým povrchom a rýchlo sa z neho odstraňuje a je nahradený novými vzduchovými hmotami. Pri konkávnych formách terénu sa vzduch od povrchu silnejšie zohrieva a cez deň viac stagnuje, v noci sa výraznejšie ochladzuje a steká po svahoch. Ale v úzkych roklinách, kde je znížený prílev žiarenia aj efektívne žiarenie, sú denné amplitúdy menšie ako v širokých údoliach.

3. Je zrejmé, že malé denné amplitúdy teploty na hladine mora majú za následok aj malé denné amplitúdy teploty vzduchu nad morom. Tieto sú však stále vyššie ako denné amplitúdy na samotnej morskej hladine. Denné amplitúdy na hladine otvoreného oceánu sa merajú len v desatinách stupňa, no v spodnej vrstve vzduchu nad oceánom dosahujú 1 - 1,5 °C (pozri obr. 21), nad vnútrozemskými moriami ešte viac. Amplitúdy teploty vzduchu sú zvýšené, pretože sú ovplyvnené advekciou vzduchových hmôt. Svoju úlohu zohráva aj priama absorpcia slnečného žiarenia spodnými vrstvami vzduchu počas dňa a ich emisia v noci.

6. trieda

Teplota vzduchu a denné kolísanie teploty

Cieľ: Aby sme si vytvorili predstavu o distribúcii tepla na povrchu Zeme, priemerná denná teplota, amplitúda teplotných výkyvov (denná, ročná).

Vybavenie: učebnica teplomeru.

Počas vyučovania.

ja .Organizovanie času. Raport.

II . Vyšetrenie domáca úloha

Test.

    Ktorý plyn prevláda v atmosfére:

a) kyslík; b) vodík; c) oxid uhličitý; d) dusík.

    Ktorá vrstva atmosféry obsahuje najviac vzduchu?

    V ktorých zemepisných šírkach je troposféra hrubšia?

a) nad rovníkom b) v polárnych zemepisných šírkach; c) v miernych zemepisných šírkach.

    Aká vrstva atmosféry je nad troposférou?

a) exosféra; b) stratosféra; c) mezosféra.

    V ktorej vrstve nastáva zmena počasia:

a) v stratosfére b) v troposfére; c) vo vyšších vrstvách atmosféry.III . Učenie sa nového materiálu. Ako sa ohrieva vzduch?

Koľko zo slnečnej energie si myslíte, že ohreje vzduch v troposfére?

Opíšte, ako sa mení teplota v troposfére a s výškou. Prečo klesá teplota?

Odhaliť vzory :

    Slnečné lúče prechádzajú atmosférou bez toho, aby ju ohrievali.

    Slnečné lúče ohrievajú zemský povrch

    Atmosférický vzduch sa ohrieva povrchom Zeme

    Teplota vzduchu klesá s nadmorskou výškou. Každým kilometrom klesá teplota o 6°C.

Aký je dôvod nerovnomerného ohrevu vzduchu počas dňa? Pozrite sa na obrázok na snímke, skúste sformulovať vzor.

pravidelnosť : čím vyššie je Slnko nad obzorom, tým väčší je uhol dopadu slnečných lúčov, preto sa povrch Zeme lepšie zohrieva a vzduch z neho.

Denný chod teploty vzduchu.

V ktorú dennú dobu je teplota najvyššia a najnižšia? Vysvetlite.

Ako sa mení teplota počas roka?

Zamyslite sa nad tým, prečo nie sú najteplejšie a najchladnejšie mesiace jún a december, kedy majú slnečné lúče najväčší a najmenší uhol dopadu na zemský povrch.

Teplota vzduchu - stupeň ohrevu vzduchu, určený teplomerom.

Teplota vzduchu je jednou z najdôležitejších charakteristík počasia a klímy.

Teplota vzduchu, ako aj pôdy a vody sa vo väčšine krajín vyjadruje v stupňoch medzinárodnej teplotnej stupnice alebo stupniceCelzia (OD). Nula tejto stupnice pripadá na teplotu, pri ktorej sa ľad topí, a +100 ˚С - na bod varu vody. V Spojených štátoch a mnohých ďalších krajinách sa však stupnica stále používa nielen v každodennom živote, ale aj v meteorológii.Fahrenheita (F). V tejto stupnici je interval medzi bodmi topenia ľadu a bodom varu vody delený 180˚, pričom bodu topenia ľadu je priradená hodnota +32˚F. Nula Celzia zodpovedá +32 ˚F a +100 ˚С = +212 ˚F.

Okrem toho sa v teoretickej meteorológii používa stupnica absolútnej teploty (stupnicaKelvin ), K. Nula tejto stupnice zodpovedá úplnému zastaveniu tepelného pohybu molekúl, teda najnižšej možnej teplote. Na stupnici Celzia to bude -273 ˚С

Odhaliť všeobecné vzory teplotné zmeny, použite ukazovateľ priemerných teplôt: priemerný denný, priemerný mesačný, priemerný ročný.

Určte priemernú ročnú teplotu v Ust-Kamenogorsk

Vyšetrenie:

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

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

Priemerne dennet: 87° - 27°= 60°: 12=+5 °C

Pri určovaní zmeny teploty si zvyčajne všimnite jej najvyššie a najnižšie rýchlosti. Rozdiel medzi najvyšším a najnižším skóre sa nazývaamplitúda teploty. Zapíšte si definíciu.

Stanovte amplitúdu teploty podľa tabuľky a diagramov na podložnom sklíčku .

Cvičenie : podľa obr. 86, str. 94 určiť amplitúdu teploty vzduchu pomocou údajov tretieho páru teplomerov.

Edukačná praktická práca.

Zostavenie grafu denného chodu teploty (pod vedením učiteľa)

Izotermy sú čiary spájajúce body s tým istým priemerná teplota vzduchu na určitý čas.

Zvyčajne zobrazujú izotermy najteplejších a najchladnejších mesiacov v roku, t.j. júla a januára.

IV . Upevnenie toho, čo sa naučilo.

Učebnica strana 94

V . Domáca úloha.

§24, otázky

V nedeľu zaznačte teplotu vzduchu o 9:00, 12:00, 15:00, 18:00, 21:00. Zadajte údaje do tabuľky

Sledujte

9 h

12 h

15 hod

18 hod

21 h

Denný chod teploty vzduchu sa nazýva zmena teploty vzduchu počas dňa - vo všeobecnosti odráža priebeh teploty zemského povrchu, ale momenty nástupu maxím a miním sú o niečo neskoré, maximum nastáva o 14.00 hod., minimum po r. svitanie.

Denná amplitúda teploty vzduchu(rozdiel medzi maximálnou a minimálnou teplotou vzduchu počas dňa) je vyšší na súši ako nad oceánom; klesá pri prechode do vysokých zemepisných šírok (najväčšie v tropických púštiach - do 40 0 ​​° C) a zvyšuje sa na miestach s holou pôdou. Veľkosť dennej amplitúdy teploty vzduchu je jedným z ukazovateľov kontinentality podnebia. V púšti je oveľa väčšia ako v oblastiach s prímorskou klímou.

Ročné kolísanie teploty vzduchu(zmena priemernej mesačnej teploty počas roka) je určená predovšetkým zemepisnou šírkou miesta. Ročná amplitúda teploty vzduchu- rozdiel medzi maximálnymi a minimálnymi priemernými mesačnými teplotami.

Geografické rozloženie teploty vzduchu je znázornené pomocou izotermy- čiary spájajúce body na mape s rovnakou teplotou. Rozloženie teploty vzduchu je zonálne, ročné izotermy majú spravidla sublatitudinálny úder a zodpovedajú ročnému rozloženiu radiačnej bilancie.

V priemere za rok je najteplejšia rovnobežka 10 0 N.L. s teplotou 27 0 C je tepelný rovník. V lete sa tepelný rovník posúva na 20 0 N, v zime sa k rovníku približuje o 5 0 N. Posun tepelného rovníka v SP je vysvetlený skutočnosťou, že v SP je rozloha krajiny nachádzajúca sa v nízkych zemepisných šírkach väčšia v porovnaní s SP a má vyššie teploty počas roka.

Teplo na zemskom povrchu je distribuované zonálne-regionálne. Rozloženie teplôt na Zemi ovplyvňuje okrem zemepisnej šírky: charakter rozloženia pevniny a mora, reliéf, nadmorská výška, morské a vzdušné prúdy.

Zemepisné rozloženie ročných izoterm je narušené teplým a studeným prúdením. V miernych zemepisných šírkach NP sú západné brehy obmývané teplými prúdmi teplejšie ako východné brehy, pozdĺž ktorých prechádzajú studené prúdy. V dôsledku toho sú izotermy na západnom pobreží ohnuté smerom k pólu, na východnom pobreží - k rovníku.

Priemerná ročná teplota SP je +15,2 0 С a SP je +13,2 0 С. V SP sú minimálne teploty oveľa nižšie; na staniciach "Sovetskaya" a "Vostok" bola teplota -89,2 0 С (absolútne minimum SP). Minimálna teplota v bezoblačnom počasí v Antarktíde môže klesnúť na -93 0 С. Najvyššie teploty sú pozorované v púštiach tropického pásma, +58 0 С v Tripolise, +56,7 0 С v Kalifornii, v Death Valley.


Mapy poskytujú predstavu o tom, do akej miery kontinenty a oceány ovplyvňujú rozloženie teplôt. izonomálne(izonomály sú čiary spájajúce body s rovnakými teplotnými anomáliami). Anomálie sú odchýlky skutočných teplôt od teplôt strednej šírky. Anomálie sú pozitívne a negatívne. Pozitívne anomálie sú pozorované v lete na vyhrievaných kontinentoch. Nad Áziou sú teploty o 4 0 C vyššie ako v strednej šírke.V zime sa kladné anomálie nachádzajú nad teplými prúdmi (nad teplým Severoatlantickým prúdom pri pobreží Škandinávie je teplota 28 0 C nad normou). Negatívne anomálie sa prejavujú v zime nad chladnými kontinentmi a v lete nad studenými prúdmi. Napríklad v Oymyakone v zime je teplota 22 0 C pod normou.

Na Zemi sa rozlišujú tieto tepelné zóny (izotermy sa berú za hranice tepelných zón):

1. Horúce, je na každej pologuli obmedzená ročnou izotermou +20 0 С, ktorá prechádza okolo 30 0 s. sh. a y.sh.

2. Dva mierne pásy, ktoré na každej pologuli ležia medzi ročnou izotermou +20 0 C a +10 0 C najteplejšieho mesiaca (júl, resp. január).

3. dva studené pásy, hranica prechádza pozdĺž izotermy 0 0 z najteplejšieho mesiaca. Niekedy existujú regióny večný mráz, ktoré sa nachádzajú okolo pólov (Shubaev, 1977)

Touto cestou:

1. Jediný zdroj tepla, ktorý má praktický význam pre priebeh exogénnych procesov v GO je Slnko. Teplo zo Slnka vstupuje do svetového priestoru vo forme sálavej energie, ktorá sa potom, absorbovaná Zemou, mení na tepelnú energiu.

2. Slnečný lúč je na svojej ceste vystavený mnohým vplyvom (rozptyl, absorpcia, odraz) rôznych prvkov média, ktorým preniká, a povrchov, na ktoré dopadá.

3. Rozloženie slnečného žiarenia je ovplyvnené: vzdialenosťou medzi Zemou a Slnkom; uhol dopadu slnečných lúčov; tvar Zeme (predurčuje pokles intenzity žiarenia od rovníka k pólom). Toto je hlavný dôvod prideľovania tepelných zón a následne aj dôvod existencie klimatických zón.

4. Vplyv zemepisnej šírky územia na distribúciu tepla je korigovaný množstvom faktorov: reliéf; distribúcia pôdy a mora; vplyv studených a teplých morských prúdov; atmosférická cirkulácia.

5. Distribúciu slnečného tepla ďalej komplikuje skutočnosť, že zákonitosti a znaky vertikálneho rozloženia sú superponované na zákonitosti horizontálneho (pozdĺž zemského povrchu) rozloženia žiarenia a tepla.