Módne tendencie a trendy. Doplnky, topánky, krása, účesy

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

Denná amplitúda teploty vzduchu (rozdiel medzi maximálnou a minimálnou teplotou vzduchu počas dňa) je na súši vyššia ako nad oceánom; klesá pri presune do vyšších zemepisných šírok (najväčší v tropické púšte- do 400 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.

Ročný chod teploty vzduchu (zmena priemernej mesačnej teploty počas roka) je determinovaný predovšetkým zemepisnou šírkou miesta. Ročná amplitúda teploty vzduchu je rozdiel medzi maximálnymi a minimálnymi priemernými mesačnými teplotami.

Teoreticky by sa dalo očakávať, že denná amplitúda, teda rozdiel medzi najvyššou a najnižšou teplotou, bude najväčšia pri rovníku, pretože tam je slnko cez deň oveľa vyššie ako vo vyšších zemepisných šírkach a dokonca na poludnie dosahuje zenit. v dňoch rovnodennosti, t.j. vysiela vertikálne lúče, a preto dáva najväčšie množstvo tepla. To sa však v skutočnosti nesleduje, pretože okrem zemepisnej šírky je denná amplitúda ovplyvnená aj mnohými ďalšími faktormi, ktorých súhrn určuje veľkosť druhej. V tomto ohľade je veľmi dôležitá poloha oblasti vzhľadom na more: či daná oblasť predstavuje pevninu, vzdialenú od mora, alebo oblasť blízko mora, napríklad ostrov. Na ostrovoch je v dôsledku zmäkčujúceho vplyvu mora amplitúda zanedbateľná, na moriach a oceánoch je ešte menšia, ale v hĺbkach kontinentov je oveľa väčšia a veľkosť amplitúdy sa zvyšuje od pobrežia. do vnútrozemia kontinentu. Zároveň amplitúda závisí aj od ročného obdobia: v lete je väčšia, v zime je menšia; rozdiel sa vysvetľuje skutočnosťou, že v lete je slnko vyššie ako v zime a trvaním letný deň oveľa zimnejšie. Ďalej oblačnosť ovplyvňuje dennú amplitúdu: zmierňuje teplotný rozdiel medzi dňom a nocou, zadržiava teplo vyžarované Zemou v noci a zároveň zmierňuje pôsobenie slnečných lúčov.

Najvýznamnejšia denná amplitúda sa pozoruje v púštiach a vysokých náhorných plošinách. Púštne skaly, úplne bez vegetácie, sa cez deň veľmi zahrievajú a v noci rýchlo vyžarujú všetko teplo prijaté cez deň. Na Sahare bola pozorovaná denná amplitúda vzduchu 20-25° a viac. Boli prípady, keď po vysokej dennej teplote voda aj v noci zamrzla a teplota na zemskom povrchu klesla pod 0° a v severných častiach Sahary dokonca až na -6,-8°, stúpala oveľa vyššie. ako 30° počas dňa.

Denná amplitúda je oveľa menšia v oblastiach pokrytých bohatou vegetáciou. Časť tepla prijatého cez deň sa tu minie na odparovanie vlahy rastlinami a okrem toho vegetačný kryt chráni zem pred priamym ohrevom a zároveň odďaľuje žiarenie v noci. Na vysokých náhorných plošinách, kde je vzduch značne riedky, je v noci bilancia prítoku a odtoku tepla výrazne negatívna a cez deň výrazne pozitívna, takže denná amplitúda je tu niekedy väčšia ako na púšti. Napríklad Przhevalsky počas svojej cesty do Strednej Ázie pozoroval denné výkyvy teploty vzduchu v Tibete, dokonca až o 30 °, a na vysokých náhorných plošinách južnej časti. Severná Amerika(v Colorade a Arizone) denné výkyvy, ako ukázali pozorovania, dosiahli 40 °. Pozorujú sa nevýznamné výkyvy dennej teploty: v polárnych krajinách; napríklad na Novej Zeme amplitúda nepresahuje v priemere 1–2 ani v lete. Na póloch a všeobecne vo vysokých zemepisných šírkach, kde sa slnko cez deň či mesiace vôbec neukáže, v tomto čase nedochádza k absolútne žiadnym denným teplotným výkyvom. Dá sa povedať, že denný chod teploty splýva na póloch s ročným a zima predstavuje noc a leto deň. Mimoriadne zaujímavé sú v tomto smere pozorovania sovietskej unášacej stanice „Severný pól“.

Najvyššiu dennú amplitúdu teda pozorujeme: nie na rovníku, kde je na súši asi 5°, ale bližšie k obratníku severnej pologule, keďže práve tu majú kontinenty najväčší rozsah a tu najväčšie púšte. a náhorné plošiny sa nachádzajú. Ročná amplitúda teploty závisí najmä od zemepisnej šírky miesta, ale na rozdiel od denných, resp. ročná amplitúda sa zvyšuje so vzdialenosťou od rovníka k pólu. Ročnú amplitúdu zároveň ovplyvňujú všetky faktory, s ktorými sme sa už zaoberali pri zvažovaní denných amplitúd. Rovnakým spôsobom sa kolísanie zvyšuje so vzdialenosťou od mora hlboko do pevniny a najvýznamnejšie amplitúdy sú pozorované napríklad na Sahare a na východnej Sibíri, kde sú amplitúdy ešte väčšie, pretože tu zohrávajú úlohu oba faktory. : kontinentálne podnebie a vysoká zemepisná šírka, pričom na Sahare amplitúda závisí najmä od kontinentality krajiny. Okrem toho kolísanie závisí aj od topografického charakteru územia. Aby sme videli, do akej miery hrá tento posledný faktor významnú úlohu pri zmene amplitúdy, stačí zvážiť kolísanie teploty v jure a v údoliach. V lete, ako viete, teplota klesá s výškou pomerne rýchlo, takže na osamelých vrcholoch, obklopených zo všetkých strán studeným vzduchom, je teplota oveľa nižšia ako v údoliach, ktoré sú v lete silne vyhrievané. Naopak, v zime sa v dolinách nachádzajú studené a husté vrstvy vzduchu a teplota vzduchu stúpa s výškou k určitej hranici, takže jednotlivé malé vrcholy sú niekedy v zime ako ostrovy tepla, v lete naopak. sú chladnejšie body. V dôsledku toho je ročná amplitúda alebo rozdiel medzi zimnými a letnými teplotami väčší v údoliach ako v horách. Okraje náhorných plošín sú v rovnakých podmienkach ako jednotlivé pohoria: obklopené studeným vzduchom, zároveň prijímajú menej tepla v porovnaní s rovinatými rovinatými oblasťami, takže ich amplitúda nemôže byť významná. Podmienky vykurovania centrálne časti náhorné plošiny sú už iné. Silne vyhrievané v lete kvôli riedkemu vzduchu, vyžarujú oveľa menej tepla v porovnaní s izolovanými horami, pretože sú obklopené vyhrievanými časťami náhornej plošiny, a nie studeným vzduchom. Preto v lete môže byť teplota na náhorných plošinách veľmi vysoká, kým v zime náhorné plošiny strácajú veľa tepla sálaním kvôli riedkosti vzduchu nad nimi a je prirodzené, že sú tu pozorované veľmi silné teplotné výkyvy.

číslo: 15.02.2016

Trieda: 6"B"

lekcia č.42

Téma lekcie:§ 39. Teplota vzduchu a denné kolísanie teploty

Účel lekcie:

Návod: Vytvárať poznatky o zákonitostiach rozloženia teploty vzduchu.

Rozvíjanie som : Rozvíjať zručnosti, schopnosť určiť teplotu, vypočítať dennú sadzbu, zostaviť grafy, vyriešiť problémy so zmenami teploty, nájsť amplitúdu teplôt.

Výchova: Rozvíjať túžbu študovať predmet.

Typ lekcie: kombinované

Typ lekcie: problémové učenie

Vybavenielekcia: IKT, teplomery, kalendáre počasia,

I. Organizačný moment: pozdravujem. Identifikácia neprítomných.

II.Kontrola domácich úloh:

Test.

1. Aké dôvody určujú ohrievanie Zeme?

Polárna noc a polárny deň

B uhol dopadu slnečných lúčov

V zmene dňa a noci

G tlak, teplota, vietor.

2. Aký je rozdiel v povrchovom ohreve na rovníku a miernych zemepisných šírkach:

A rovníkové zemepisné šírky sa počas roka viac zahrievajú

B rovníkové zemepisné šírky sú v lete vyhrievané viac

V rovníkových šírkach sú vyhrievané rovnomerne počas celého roka

3.Koľko svetelných zón?

A 3 B 5 C 6 D 4

4. Aké sú vlastnosti polárneho pásu

A Dvakrát do roka Slnko na obratníku

B Počas roka je polárny deň a polárna noc

V lete je Slnko za zenitom.

5. Ako často v tropická zóna počasie sa mení

A Áno B Nie C 4-krát do roka

III.Príprava na vysvetlenie novej témy: Napíšte na tabuľu tému hodiny, vysvetlite

IV.Vysvetlenie novej témys:

Teplota vzduchu- stupeň ohrevu vzduchu, stanovený pomocou teplomera.

Teplota vzduchu- jedna z najdôležitejších charakteristík počasia a klímy.

Teplomer je zariadenie na meranie teploty vzduchu. Teplomer je kapilára prispájkovaná k nádržke naplnenej kvapalinou (ortuť, alkohol). Rúrka je pripevnená k tyči, na ktorej je nanesená stupnica teplomera. S otepľovaním začne kvapalina v trubici stúpať, s ochladzovaním - klesať. Teplomery sú vonkajšie a vnútorné.

Denná zmena teploty vzduchu - amplitúda.

Štúdie ukázali, že teplota sa mení s časom, t.j. počas dňa, mesiaca, roka. Denná zmena teploty závisí od rotácie Zeme okolo svojej osi.

V noci, keď nie je teplo zo slnka, sa povrch Zeme ochladzuje. A cez deň sa naopak ohrieva.

V dôsledku toho sa mení teplota vzduchu.

Najnižšia teplota dňa -pred východom slnka.

Najvyššia teplota je 2-3 hodiny po poludní

Počas dňa sa meranie teploty na meteorologických staniciach robí 4-krát: o 1:00, 7:00, 13:00, 19:00, potom sa spočítajú a vydelia 4 priemernými dennými teplotami.

Napríklad:

1h +50C, 7h +70C, 13h +150C, 19h +110C,

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

v.Asimilácia novej témy:

Test

1. Teplota vzduchu s nadmorskou výškou:

a) klesá

b) stúpa

c) sa nemení

2. Zem sa na rozdiel od vody ohrieva:

a) pomalšie

b) rýchlejšie

3. Teplota vzduchu sa meria:

a) barometer

b) teplomer

c) vlhkomer

a) o 7. hodine

b) o 12. hodine

c) o 14:00 hod

5. Kolísanie teploty počas dňa závisí od:

a) oblaky

b) uhol dopadu slnečných lúčov

6. Amplitúda je:

a) súčet všetkých teplôt počas dňa

b) rozdiel medzi najviac vysoká teplota a najnižšie

7. Priemerná teplota (+2 o; +4 o; +3 o; -1 o) je:

VI. Zhrnutie lekcie:

1. určiť amplitúdu teplôt, priemernú dennú teplotu,

VII.Domáca úloha:

1.§39. Teplota vzduchu a denné kolísanie teploty

VII. Klasifikácia:

Hodnotenie učiteľ študent

Denne a ročný kurz Teplota vzduchu v povrchovej vrstve atmosféry je určená teplotou vo výške 2 m. V zásade je táto zmena spôsobená zodpovedajúcou zmenou teploty aktívneho povrchu. Charakteristiky priebehu teploty vzduchu sú určené jej extrémami, to znamená najvyššími a najnižšími teplotami. Rozdiel medzi týmito teplotami sa nazýva amplitúda priebehu teploty vzduchu. Vzorec denných a ročných zmien teploty vzduchu je odhalený spriemerovaním výsledkov dlhodobých pozorovaní. Je spojená s periodickými výkyvmi. Neperiodické poruchy denného a ročného chodu, spôsobené vpádom teplých alebo studených vzduchových hmôt, skresľujú normálny chod teploty vzduchu. Teplo absorbované aktívnym povrchom sa prenáša do priľahlej vzduchovej vrstvy. V tomto prípade dochádza k určitému oneskoreniu zvýšenia a zníženia teploty vzduchu v porovnaní so zmenami teploty pôdy. Pri normálnom priebehu teploty sa minimálna teplota pozoruje pred východom Slnka, maximum sa pozoruje o 14-15 hodinách (obr. 4.4).

Obrázok 4.4. denný kurz teplota vzduchu v Barnaul(k dispozícii na stiahnutie) plná verzia učebnica)

Amplitúda dennej zmeny teploty vzduchu nad pevninou je vždy menšia ako amplitúda denného kolísania teploty povrchu pôdy a závisí od rovnakých faktorov, teda od ročného obdobia, zemepisnej šírky, oblačnosti, terénu, ako aj od charakteru aktívneho povrchu a nadmorskej výšky úrovni. Amplitúda ročného cyklu vypočítané ako rozdiel medzi priemernými mesačnými teplotami najteplejších a najchladnejších mesiacov. Absolútna ročná amplitúda teploty sa nazýva rozdiel medzi absolútnou maximálnou a absolútnou minimálnou teplotou vzduchu za rok, teda medzi najvyššou a najnižšou teplotou pozorovanou počas roka. Amplitúda ročného chodu teploty vzduchu v danom mieste závisí od zemepisnej šírky, vzdialenosti od mora, nadmorskej výšky miesta, od ročného chodu oblačnosti a množstva ďalších faktorov. Malé ročné teplotné amplitúdy sú pozorované nad morom a sú charakteristické pre morské podnebie. Nad pevninou sú veľké ročné teplotné amplitúdy charakteristické pre kontinentálne podnebie. Prímorská klíma však zasahuje aj do oblastí kontinentov susediacich s morom, kde je frekvencia morských vzdušných hmôt vysoká. Morský vzduch prináša na pevninu morské podnebie. So vzdialenosťou od oceánu hlboko do pevniny sa ročné amplitúdy teplôt zvyšujú, to znamená, že sa zvyšuje kontinentalita podnebia.

Rozlišujú sa podľa hodnoty amplitúdy a podľa času nástupu extrémnych teplôt štyri typy ročných zmien teploty vzduchu. rovníkový typ charakterizované dvoma maximami - po jarnom a jesenná rovnodennosť, keď je Slnko na poludnie v zenite, a dve minimá - po letnom a zemskom slnovrate. Tento typ sa vyznačuje malou amplitúdou: nad kontinentmi v rozmedzí 5-10°C a nad oceánmi len okolo 1°C. tropického typu charakterizované jedným maximom - po letnom slnovrate a jedným minimom - po zimnom slnovrate. Amplitúda sa zvyšuje so vzdialenosťou od rovníka a v priemere je 10-20°С nad kontinentmi a 5-10°С nad oceánmi. Mierny typ vyznačujúci sa tým, že nad kontinentmi sú extrémy pozorované v rovnakom čase ako v prípade tropického typu a nad oceánom o mesiac neskôr. Amplitúda sa zvyšuje so zemepisnou šírkou a dosahuje 50-60°C nad kontinentmi a 15-20°C nad oceánmi. polárny typ podobný predchádzajúcemu typu, ale líši sa ďalším zvýšením amplitúdy, ktorá dosahuje 25-40 °С nad oceánom a pobrežím a presahuje 65 °С nad pevninou

Januárové a júlové izotermy na území Ruska?????

Lucas ReinŠtudent (237) pred 1 rokom

TEPELNÝ PÁS ZEME, teplotné zóny Zeme, - systém na klasifikáciu podnebia podľa teploty vzduchu. Zvyčajne sa rozlišuje: horúca zóna - medzi ročnými izotermami 20 ° (dosahuje 30 ° zemepisnej šírky); 2 mierne pásma (na každej pologuli) - medzi ročnou izotermou 20° a izotermou najteplejšieho mesiaca. 10°; 2 studené pásy - medzi izotermami najteplejšieho mesiaca. 10° a 0°; 2 pásy večného mrazu - z porov. teplota najteplejšieho mesiaca. pod 0°.

JulietteŠtudent (237) pred 1 rokom

Tepelné pásy - široké pásy obopínajúce Zem s blízkymi teplotami vzduchu vo vnútri pásu a líšiace sa od susedných nerovnomerným zemepisným rozložením príletu. slnečné žiarenie. Existuje sedem tepelných zón: horúce na oboch stranách rovníka, obmedzené ročnými izotermami +20°С; mierna 2 (severná a južná) s hraničnou izotermou +10°С najteplejšieho mesiaca; studený 2 v rozmedzí +10°С a 0°С najteplejšieho mesiaca večného mrazu 2 s priemernou ročnou teplotou vzduchu pod 0°С.

Optické javy. Ako už bolo spomenuté, pri prechode lúčov Slnka cez atmosféru je časť priameho slnečného žiarenia absorbovaná molekulami vzduchu, rozptýlená a odrazená. V dôsledku toho sa v atmosfére pozorujú rôzne optické javy, ktoré vníma priamo naše oko. Medzi tieto javy patria: farba oblohy, lom svetla, fatamorgány, halo, dúha, falošné slnko, svetelné stĺpy, svetelné kríže atď.

Farba oblohy. Každý vie, že farba oblohy sa mení v závislosti od stavu atmosféry. Jasná bezoblačná obloha počas dňa má modrú farbu. Táto farba oblohy je spôsobená tým, že v atmosfére je veľa rozptýleného slnečného žiarenia, ktorému dominujú krátke vlny, ktoré vnímame ako modré alebo modré. Ak je vzduch prašný, tak sa mení spektrálne zloženie rozptýleného žiarenia, modrá obloha slabne; obloha zbelie. Čím je vzduch zakalený, tým je modrá obloha slabšia.

Farba oblohy sa mení s výškou. Vo výške 15 až 20 km farba oblohy je čierna a fialová. Z vrcholkov vysokých hôr sa farba oblohy zdá byť tmavo modrá a z povrchu Zeme modrá. Táto zmena farby z čiernofialovej na svetlomodrú je spôsobená stále väčším rozptylom najprv fialových, potom modrých a modrých lúčov.

Pri východe a západe Slnka, keď slnečné lúče prechádzajú najväčšou hrúbkou atmosféry a zároveň strácajú takmer všetky krátkovlnné lúče (fialové a modré), a do oka pozorovateľa sa dostávajú len dlhovlnné lúče, farba časť oblohy blízko horizontu a samotné Slnko má červenú alebo oranžovú farbu .

Refrakcia. V dôsledku odrazu a lomu slnečných lúčov pri prechode vrstvami vzduchu rôznej hustoty dochádza k určitým zmenám ich trajektórie. To vedie k tomu, že nebeské telesá a vzdialené objekty na zemskom povrchu vidíme v trochu inom smere, než v akom sa v skutočnosti nachádzajú. Ak sa napríklad pozrieme na vrchol hory z údolia, potom sa nám zdá, že hora je vyvýšená; pri pohľade z hora do údolia je zaznamenané zvýšenie dna doliny.

Uhol tvorený priamkou z oka pozorovateľa k bodu a smer, v ktorom oko tento bod vidí, sa nazývajú lom.

Miera lomu pozorovaná na zemskom povrchu závisí od rozloženia hustoty spodných vrstiev vzduchu a od vzdialenosti od pozorovateľa k objektu. Hustota vzduchu závisí od teploty a tlaku. V priemere je veľkosť lomu Zeme v závislosti od vzdialenosti od pozorovaných objektov za normálnych atmosférických podmienok:

Mirages.Úkazy Mirage sú spojené s anomálnym lomom slnečných lúčov, ktorý je spôsobený prudkou zmenou hustoty vzduchu v spodnej časti atmosféry. S fatamorgánou pozorovateľ vidí okrem predmetov aj ich obrazy, ktoré sú nižšie alebo vyššie ako skutočná poloha predmetov a niekedy aj napravo alebo naľavo od nich. Pozorovateľ často vidí iba obraz bez toho, aby videl samotné predmety.

Ak hustota vzduchu prudko klesá s výškou, potom je obraz objektov pozorovaný nad ich skutočnou polohou. Takže napríklad za takýchto podmienok môžete vidieť siluetu lode nad hladinou mora, keď je loď skrytá pred pozorovateľom za horizontom.

Podradné fatamorgány sú často pozorované na otvorených pláňach, najmä v púšti, kde hustota vzduchu prudko stúpa s výškou. V tomto prípade človek často vidí v diaľke akoby vodnatý, mierne zvlnený povrch. Ak sú zároveň na obzore nejaké predmety, zdá sa, že stúpajú nad túto vodu. A v tomto vodnom priestore možno vidieť ich obrysy obrátené hore nohami, akoby sa odrážali vo vode. Viditeľnosť vodnej hladiny na rovine vzniká v dôsledku veľkého lomu, ktorý spôsobuje spätný obraz pod zemským povrchom časti oblohy za objektmi.

Haló. Fenomén halo sa vzťahuje na svetelné alebo dúhové kruhy, niekedy pozorované okolo Slnka alebo Mesiaca. Halo vzniká, keď tieto nebeské telesá treba vidieť cez ľahké cirry alebo cez závoj hmly, pozostávajúci z ľadových ihiel zavesených vo vzduchu (obr. 63).

K javu halo dochádza v dôsledku lomu ľadových kryštálov a odrazu slnečných lúčov od ich tvárí.

Rainbow. Dúha je veľký viacfarebný oblúk, ktorý sa zvyčajne pozoruje po daždi na pozadí dažďových mrakov umiestnených na tej časti oblohy, kde svieti Slnko. Veľkosť oblúka je rôzna, niekedy je plný dúhový polkruh. Často vidíme dve dúhy súčasne. Intenzita vývoja jednotlivých farieb v dúhe a šírka ich pásov sú rôzne. V dobre viditeľnej dúhe sa na jednej strane nachádza červená a na druhej fialová; ostatné farby v dúhe sú v poradí farieb spektra.

Dúhy sú spôsobené lomom a odrazom slnečného svetla v kvapkách vody v atmosfére.

Zvukové javy v atmosfére. Pozdĺžne kmity častíc hmoty, šíriace sa hmotným prostredím (vzduchom, vodou a pevné látky) a dosiahnutím ľudského ucha spôsobujú pocity nazývané „zvuk“.

Atmosférický vzduch vždy obsahuje zvukové vlny rôznych frekvencií a síl. Niektoré z týchto vĺn sú vytvorené umelo človekom a niektoré zvuky sú meteorologického pôvodu.

Medzi zvuky meteorologického pôvodu patria hromy, kvílenie vetra, bzučanie drôtov, hluk a šuchot stromov, „hlas mora“, zvuky a zvuky, ktoré sa vyskytujú pri pohybe pieskových más v púšti a nad dunami. , ako aj snehové vločky na hladkom povrchu snehu, zvuky pri dopade na zemský povrch tuhých a tekutých zrážok, zvuky príboja pri brehoch morí a jazier a pod. Pri niektorých z nich sa zastavíme.

Hrom sa pozoruje počas javov výboja blesku. Vzniká v súvislosti so špeciálnymi termodynamickými podmienkami, ktoré sa vytvárajú na dráhe pohybu blesku. Zvyčajne hromy vnímame vo forme série úderov – takzvaných hukotov. Údery hromu sa vysvetľujú tým, že zvuky generované súčasne pozdĺž dlhej a zvyčajne kľukatej dráhy blesku dopadajú k pozorovateľovi postupne a s rôznou intenzitou. Hrom, napriek veľkej sile zvuku, je počuť vo vzdialenosti nie väčšej ako 20-25 km(priemer okolo 15 km).

Kvílenie vetra nastáva, keď sa vzduch rýchlo pohybuje s vírením niektorých predmetov. V tomto prípade dochádza k striedaniu akumulácie a odtoku vzduchu z predmetov, čím vznikajú zvuky. Hukot drôtov, hluk a šuchot stromov, „hlas mora“ spája aj pohyb vzduchu.

Rýchlosť zvuku v atmosfére. Rýchlosť šírenia zvuku v atmosfére ovplyvňuje teplota a vlhkosť vzduchu, ako aj vietor (smer a jeho sila). Priemerná rýchlosť zvuku v atmosfére je 333 m za sekundu. So zvyšujúcou sa teplotou vzduchu sa rýchlosť zvuku mierne zvyšuje. Menší vplyv na rýchlosť zvuku má zmena absolútnej vlhkosti vzduchu. Silný vplyv má vietor: rýchlosť zvuku v smere vetra sa zvyšuje, proti vetru klesá.

Poznanie rýchlosti šírenia zvuku v atmosfére je veľký význam pri riešení množstva problémov v štúdiu horné vrstvy atmosféru akustickou metódou. Pomocou priemernej rýchlosti zvuku v atmosfére môžete zistiť vzdialenosť od vašej polohy k miestu hromu. Aby ste to dosiahli, musíte určiť počet sekúnd medzi viditeľným zábleskom blesku a okamihom, keď príde zvuk hromu. Potom musíte vynásobiť priemernú hodnotu rýchlosti zvuku v atmosfére - 333 m/s. na daný počet sekúnd.

Echo. Zvukové vlny, podobne ako svetelné lúče, zažívajú pri prechode z jedného média do druhého lom a odraz. Zvukové vlny sa môžu odrážať od zemského povrchu, od vody, od okolitých hôr, oblakov, od rozhrania medzi vrstvami vzduchu, ktoré majú rôznu teplotu a vlhkosť. Odrazený zvuk sa môže opakovať. Fenomén opakovania zvukov v dôsledku odrazu zvukových vĺn od rôznych povrchov sa nazýva "echo".

Zvlášť často sa ozvena pozoruje v horách, v blízkosti skál, kde sa po určitom čase raz alebo niekoľkokrát opakuje nahlas vyslovené slovo. Takže napríklad v údolí Rýna je skala Lorelei, v ktorej sa ozvena opakuje až 17-20 krát. Príkladom ozveny je bzučanie hromu, ktoré vzniká v dôsledku odrazu zvukov elektrických výbojov z rôzne položky na zemskom povrchu.

Elektrické javy v atmosfére. Elektrické javy pozorované v atmosfére sú spojené s prítomnosťou elektricky nabitých atómov a molekúl plynu nazývaných ióny vo vzduchu. Ióny prichádzajú v zápornom aj kladnom náboji a podľa veľkosti hmoty sa delia na ľahké a ťažké. K ionizácii atmosféry dochádza vplyvom krátkovlnnej časti slnečného žiarenia, kozmického žiarenia a žiarenia rádioaktívnych látok obsiahnutých v zemskej kôre a v samotnej atmosfére. Podstata ionizácie spočíva v tom, že tieto ionizátory odovzdávajú energiu neutrálnej molekule alebo atómu vzdušného plynu, pôsobením ktorého sa jeden z vonkajších elektrónov odstráni zo sféry pôsobenia jadra. Výsledkom je, že atóm zbavený jedného elektrónu sa stáva kladným svetelným iónom. Elektrón odstránený z daného atómu sa rýchlo spojí s neutrálnym atómom a tak vznikne negatívny svetelný ión. Ľahké ióny, ktoré sa stretávajú so suspendovanými časticami vzduchu, im dávajú náboj a tak vytvárajú ťažké ióny.

Počet iónov v atmosfére rastie s výškou. V priemere za každé 2 km výške sa ich počet zvýši o tisíc iónov na jeden meter kubický. centimeter. Vo vysokých vrstvách atmosféry je maximálna koncentrácia iónov pozorovaná vo výškach okolo 100 a 250 km.

Prítomnosť iónov v atmosfére vytvára elektrickú vodivosť vzduchu a elektrické pole v atmosfére.

Vodivosť atmosféry vzniká vďaka vysokej pohyblivosti najmä ľahkých iónov. Ťažké ióny hrajú v tomto smere malú úlohu. Čím vyššia je koncentrácia ľahkých iónov vo vzduchu, tým väčšia je jeho vodivosť. A keďže s výškou rastie počet svetelných iónov, s výškou rastie aj vodivosť atmosféry. Takže napríklad vo výške 7-8 km vodivosť je približne 15-20 krát väčšia ako na zemskom povrchu. Okolo 100 km vodivosť je veľmi vysoká.

Čistý vzduch má málo suspendovaných častíc, takže obsahuje viac ľahkých iónov a menej ťažkých. V tomto smere je vodivosť čistého vzduchu vyššia ako vodivosť prašného vzduchu. Preto v opare a hmle má vodivosť nízku hodnotu.Elektrické pole v atmosfére prvýkrát založil M. V. Lomonosov. Za jasného bezoblačného počasia sa intenzita poľa považuje za normálnu. Smerom k

Atmosféra zemského povrchu je kladne nabitá. Vplyvom elektrického poľa atmosféry a negatívneho poľa zemského povrchu vzniká vertikálny prúd kladných iónov od zemského povrchu smerom nahor a záporných iónov z atmosféry smerom nadol. Elektrické pole atmosféry v blízkosti zemského povrchu je mimoriadne premenlivé a závisí od vodivosti vzduchu. Čím nižšia je vodivosť atmosféry, tým väčšia je intenzita elektrického poľa atmosféry. Vodivosť atmosféry závisí hlavne od množstva pevných a kvapalných častíc v nej suspendovaných. Preto sa pri opare, pri zrážkach a hmle zvyšuje intenzita elektrického poľa atmosféry a to často vedie k elektrickým výbojom.

Elmove svetlá. Pri búrkach a búrkach v lete alebo snehových búrkach v zime možno niekedy pozorovať tiché elektrické výboje na špičkách predmetov vyčnievajúcich nad zemský povrch. Tieto viditeľné výboje sa nazývajú „Elmove ohne“ (obr. 64). Najčastejšie sa Elmove svetlá pozorujú na stožiaroch, na vrcholkoch hôr; niekedy sú sprevádzané jemným praskaním.

Elmo požiare vznikajú pri vysokej intenzite elektrického poľa. Napätie je také veľké, že ióny a elektróny pohybujúce sa vysokou rýchlosťou rozdeľujú molekuly vzduchu na svojej ceste, čo zvyšuje počet iónov a elektrónov vo vzduchu. V tomto smere sa zvyšuje vodivosť vzduchu a z ostrých predmetov, kde sa hromadí elektrina, začína odtok elektriny a výboj.

Blesk. V dôsledku zložitých tepelných a dynamických procesov v búrkových oblakoch dochádza k oddeleniu elektrických nábojov: zvyčajne sa záporné náboje nachádzajú v spodnej časti oblaku, kladné náboje na vrchu. V súvislosti s takýmto oddelením vesmírnych nábojov vo vnútri oblakov vznikajú silné elektrické polia ako vo vnútri oblakov, tak aj medzi nimi. V tomto prípade môže intenzita poľa v blízkosti zemského povrchu dosiahnuť niekoľko stoviek kilovoltov na 1 m. Veľká intenzita elektrického poľa vedie k tomu, že v atmosfére vznikajú elektrické výboje. Silné iskrivé elektrické výboje, ktoré vznikajú medzi mrakmi alebo medzi oblakmi a zemským povrchom, sa nazývajú blesky.

Trvanie blesku je v priemere asi 0,2 sekundy. Množstvo elektriny, ktoré blesk prenáša, je 10-50 coulombov. Súčasná sila je veľmi veľká; niekedy dosahuje 100-150 tisíc ampérov, ale vo väčšine prípadov nepresahuje 20 tisíc ampérov. Väčšina bleskov je nabitá záporne.

Podľa vzhľadu záblesku sa blesk delí na lineárny, plochý, guľový a guľôčkový.

Najčastejšie pozorované lineárne blesky, medzi ktorými existuje množstvo odrôd: cik-cak, rozvetvený, stuhový, raketový atď. Ak sa medzi oblakom a zemským povrchom vytvorí lineárny blesk, jeho priemerná dĺžka je 2-3 km; blesky medzi oblakmi môžu dosiahnuť 15-20 km dĺžka. Výbojový kanál blesku, ktorý vzniká vplyvom ionizácie vzduchu a ktorým dochádza k intenzívnemu protiprúdu záporných nábojov nahromadených v oblakoch a kladných nábojov nahromadených na zemskom povrchu, má priemer 3 až 60 cm.

Plochý blesk je krátkodobý elektrický výboj pokrývajúci významnú časť oblaku. Ploché blesky nie sú vždy sprevádzané hromom.

guľový blesk - vzácna vec. Vzniká v niektorých prípadoch po silnom výboji lineárneho blesku. Guľový blesk je ohnivá guľa s priemerom zvyčajne 10-20 cm(a niekedy až niekoľko metrov). Na zemskom povrchu sa tento blesk pohybuje miernou rýchlosťou a má tendenciu prenikať dovnútra budov cez komíny a iné malé otvory. Bez spôsobenia škody a vykonania zložitých pohybov môže guľový blesk bezpečne opustiť budovu. Niekedy spôsobuje požiare a ničenie.

Ešte vzácnejším výskytom je perličkový blesk. Vyskytujú sa, keď elektrický výboj pozostáva zo série svietiacich guľových alebo podlhovastých telies.

Blesk často spôsobí veľké škody; ničia budovy, zakladajú požiare, topia elektrické drôty, štiepajú stromy a zraňujú ľudí. Na ochranu budov, priemyselných stavieb, mostov, elektrární, elektrických vedení a iných stavieb pred priamym úderom blesku sa používajú bleskozvody (zvyčajne sa nazývajú bleskozvody).

Najväčší počet dní s búrkami sa pozoruje v tropických a rovníkových krajinách. Takže napríklad na o. Jáva má v roku 220 dní s búrkami, v strednej Afrike 150 dní, v Strednej Amerike okolo 140. V ZSSR je najviac dní s búrkami na Kaukaze (do 40 dní v roku), na Ukrajine a na juhovýchode krajiny. európskej časti ZSSR. Búrky sú zvyčajne pozorované popoludní, najmä medzi 15. a 18. hodinou.

Polárne svetlá. Polárna žiara je zvláštna forma žiary vo vysokých vrstvách atmosféry, pozorovaná občas v noci, najmä v polárnych a cirkumpolárnych krajinách severnej a južnej pologule (obr. 65). Tieto žiary sú prejavom elektrických síl atmosféry a vyskytujú sa vo výške 80 až 1000 km vo vysoko riedkom vzduchu, keď ním prechádzajú elektrické náboje. Povaha polárnych žiaroviek ešte nebola úplne objasnená, ale bolo presne stanovené, že príčinou ich výskytu je

dopad horných vysoko riedkych vrstiev zemskej atmosféry nabitých častíc (teliesok) vstupujúcich do atmosféry z aktívnych oblastí slnka (škvrny, protuberancie a iné oblasti) počas slnečných erupcií.

Maximálny počet polárnych žiaroviek je pozorovaný v blízkosti magnetických pólov Zeme. Takže napríklad na magnetickom póle severnej pologule je až 100 polárnych žiaroviek ročne.

Podľa tvaru žiary sú polárne žiary veľmi rôznorodé, ale zvyčajne sa delia na dve hlavné skupiny: polárne žiary nelúčového tvaru (rovnomerné pruhy, oblúky, pokojné a pulzujúce svietiace plochy, difúzne žiary a pod.) a polárne žiary. polárne žiary žiarivej štruktúry (pruhy, závesy, lúče, koróna atď.). Aurory bezlúčovej štruktúry sa vyznačujú pokojnou žiarou. Žiarenia lúčovej štruktúry sú naopak pohyblivé, menia tvar aj jas a farbu žiary. Okrem toho sú aurory žiarivej formy sprevádzané magnetickými excitáciami.

Podľa formy sa rozlišujú nasledujúce typy zrážok. Dážď- kvapalné zrážanie, pozostávajúce z kvapiek s priemerom 0,5-6 mm. Väčšie kvapky sa pri páde rozpadajú na kúsky. Pri prívalových dažďoch je veľkosť kvapiek väčšia ako pri súvislých, najmä na začiatku dažďa. Pri negatívnych teplotách môžu niekedy vypadnúť podchladené kvapky. Pri kontakte so zemským povrchom zamŕzajú a pokrývajú ho ľadovou kôrou. Mrholenie - tekuté zrážky, pozostávajúce z kvapiek s priemerom asi 0,5-0,05 mm s veľmi nízkou rýchlosťou pádu. Ľahko ich prenáša vietor v horizontálnom smere. Sneh- tuhá zrazenina, pozostávajúca zo zložitých ľadových kryštálov (snehových vločiek). Ich formy sú veľmi rôznorodé a závisia od podmienok vzdelávania. Hlavnou formou snehových kryštálov je šesťcípa hviezda. Hviezdy sa získavajú zo šesťuholníkových platní, pretože k sublimácii vodnej pary dochádza najrýchlejšie v rohoch platní, kde rastú lúče. Na týchto lúčoch sa zase vytvárajú vetvy. Priemery padajúcich snehových vločiek môžu byť veľmi odlišné štrku, snehu a ľadu, - zrážky pozostávajúce z ľadových a silne zrnitých snehových vločiek s priemerom väčším ako 1 mm. Najčastejšie sa krupica pozoruje pri teplotách blízkych nule, najmä na jeseň a na jar. Snehová krupica má štruktúru podobnú snehu: zrná sa ľahko stlačia prstami. Jadrá ľadových zŕn majú ľadový povrch. Je ťažké ich rozdrviť, keď spadnú na zem, skáču. Zo stratusovej oblačnosti v zime namiesto mrholenia padá snehové zrná- malé zrná s priemerom menším ako 1 mm, pripomínajúce krupicu. V zime, kedy nízke teploty z oblakov nižšej alebo strednej vrstvy občas vypadnú snehové ihličie- sedimenty pozostávajúce z ľadových kryštálikov vo forme šesťhranných hranolov a platní bez rozvetvenia. Pri výrazných mrazoch sa takéto kryštály môžu vyskytovať vo vzduchu pri zemskom povrchu. Sú obzvlášť dobre viditeľné za slnečného dňa, keď sa ich fazety lesknú a odrážajú slnečné lúče. Mraky hornej vrstvy sa skladajú z takýchto ľadových ihiel. Má zvláštny charakter mrznúci dážď- zrážka pozostávajúca z priehľadných ľadových guľôčok (dažďových kvapiek zamrznutých na vzduchu) s priemerom 1-3 mm. Ich strata jasne naznačuje prítomnosť teplotnej inverzie. Niekde v atmosfére je vrstva vzduchu s kladnou teplotou

Na umelé zrážanie oblačnosti a tvorbu zrážok z nich bolo v posledných rokoch navrhnutých a úspešne odskúšaných viacero metód. Na tento účel sa z lietadla v podchladenom kvapkovom oblaku rozptyľujú malé častice („zrná“) tuhého oxidu uhličitého s teplotou asi -70 ° C. Vďaka tak nízkej teplote sa okolo týchto zŕn vo vzduchu tvorí obrovské množstvo veľmi malých kryštálikov ľadu. Tieto kryštály sa potom v dôsledku pohybu vzduchu rozptýlia v oblaku. Slúžia ako zárodky, na ktorých neskôr rastú veľké snehové vločky – presne tak, ako je to popísané vyššie (§ 310). V tomto prípade sa vo vrstve oblačnosti vytvorí široká (1-2 km) medzera pozdĺž celej dráhy, ktorú lietadlo prešlo (obr. 510). Výsledné snehové vločky môžu vytvoriť pomerne silné sneženie. Je samozrejmé, že týmto spôsobom sa môže vyzrážať len toľko vody, koľko bolo predtým obsiahnuté v oblaku. Posilnenie procesu kondenzácie a tvorby primárnych, najmenších kvapiek oblakov zatiaľ nie je v ľudských silách.

Mraky- produkty kondenzácie vodnej pary suspendované v atmosfére, viditeľné na oblohe z povrchu zeme.

Mraky sa skladajú z drobných kvapiek vody a/alebo ľadových kryštálikov (tzv cloudové prvky). Prvky kvapôčkových oblakov sa pozorujú, keď je teplota vzduchu v oblaku vyššia ako -10 °C; od -10 do -15 °C majú oblaky zmiešané zloženie (kvapky a kryštály) a pri teplotách v oblaku pod -15 °C sú kryštalické.

Mraky sú klasifikované do systému, ktorý používa latinské slová na vzhľad oblakov pri pohľade zo zeme. Tabuľka sumarizuje štyri hlavné zložky tohto klasifikačného systému (Ahrens, 1994).

Ďalšia klasifikácia popisuje oblaky podľa ich výšky. Napríklad oblaky obsahujúce vo svojom názve predponu „cirr-“ ako oblaky cirry sa nachádzajú v hornej vrstve, zatiaľ čo oblaky s predponou „ alt-" v názve, ako napríklad high-stratus (altostratus), sú v strednej vrstve. Rozlišujú sa tu viaceré skupiny oblakov. Prvé tri skupiny sú určené výškou nad zemou. Štvrtú skupinu tvoria oblaky vertikálnych rozvoj. Posledná skupina obsahuje kolekciu zmiešaných typov cloudu.

Nižšia oblačnosť Nižšie oblaky sú väčšinou zložené z vodných kvapiek, pretože sa nachádzajú vo výškach pod 2 km. Keď sú však teploty dostatočne nízke, tieto oblaky môžu obsahovať aj ľadové častice a sneh.

Mraky vertikálneho rozvoja Sú to kupovité oblaky, ktoré vyzerajú ako izolované oblakové masy, ktorých vertikálne rozmery sú rovnakého rádu ako horizontálne. Zvyčajne sú tzv teplotná konvekcia alebo predný výťah, a môže dorásť do výšky 12 km, pričom realizuje rastúcu energiu kondenzácia vodná para v samotnom oblaku.

Iné typy oblakov Na záver uvádzame kolekcie typov zmiešaných oblakov, ktoré nezapadajú do žiadnej zo štyroch predchádzajúcich skupín.

Pre väčšinu územia Ruska sú typické mierne zrážky. V aralsko-kaspických a turkestanských stepiach, ako aj na ďalekom severe dokonca klesajú veľmi málo. Veľmi daždivé oblasti zahŕňajú len niektoré z južných okrajov Ruska, najmä Zakaukazsko.

Tlak

Atmosférický tlak- tlak atmosféry na všetky objekty v nej a zemský povrch. Atmosférický tlak vzniká gravitačnou príťažlivosťou vzduchu k Zemi. Atmosférický tlak sa meria barometrom. Atmosférický tlak rovný tlaku ortuťového stĺpca vysokého 760 mm pri 0 °C sa nazýva normálny atmosférický tlak. (medzinárodná štandardná atmosféra - ISA, 101 325 Pa

Prítomnosť atmosférického tlaku zmiatla ľudí v roku 1638, keď zlyhala myšlienka vojvodu z Toskánska vyzdobiť záhrady Florencie fontánami - voda nestúpla nad 10,3 metra. Hľadanie príčin a pokusy s ťažšou látkou - ortuťou, ktoré podnikol Evangelista Torricelli, viedli k tomu, že v roku 1643 dokázal, že vzduch má váhu. Spolu s V. Vivianim vykonal Torricelli prvý experiment na meranie atmosférického tlaku, vynájdenie fajka Torricelli(prvý ortuťový barometer) - sklenená trubica, v ktorej nie je vzduch. V takejto trubici vystúpi ortuť do výšky asi 760 mm. Meranietlak nevyhnutné pre riadenie procesov a bezpečnosť výroby. Okrem toho sa tento parameter používa na nepriame merania iných parametrov procesu: hladina, prietok, teplota, hustota atď. V sústave SI sa berie jednotka tlaku pascal (Pa) .

Vo väčšine prípadov majú primárne prevodníky tlaku neelektrický výstupný signál vo forme sily alebo posunu a sú kombinované v jednom celku s meracím zariadením. Ak sa výsledky merania musia prenášať na diaľku, potom sa použije prechodná konverzia tohto neelektrického signálu na jednotný elektrický alebo pneumatický signál. Primárny a medziprevodník sú v tomto prípade spojené do jedného meracieho prevodníka.

Používa sa na meranie tlaku tlakomery, vákuomery, kombinované tlakomery a vákuomery, tlakomery, ťahomery, ťahomery, Senzory tlaku, diferenčné tlakomery.

Vo väčšine zariadení sa nameraný tlak premieňa na deformáciu elastických prvkov, preto sa nazývajú deformácia.

Deformačné zariadenia sú široko používané na meranie tlaku pri vedení technologických procesov kvôli jednoduchosti zariadenia, pohodliu a bezpečnosti pri prevádzke. Všetky deformačné zariadenia majú v obvode nejaký elastický prvok, ktorý sa deformuje pôsobením meraného tlaku: rúrková pružina, membrána alebo mech.

Distribúcia

Na zemskom povrchu Atmosférický tlak sa líši od miesta k miestu a v priebehu času. Dôležité sú najmä neperiodické zmeny Atmosférický tlak spojené so vznikom, rozvojom a ničením pomaly sa pohybujúcich oblastí vysokého tlaku - anticyklóny a relatívne rýchlo sa pohybujúce obrovské víry - cyklóny, kde prevláda nízky tlak. Doteraz zaznamenané extrémne hodnoty Atmosférický tlak(pri hladine mora): 808,7 a 684,0 mmHg cm. Napriek veľkej variabilite však rozloženie mesačných priemerov Atmosférický tlak na povrchu zemegule je každý rok približne rovnaký. Priemerná ročná Atmosférický tlak znížená v blízkosti rovníka a má minimálne 10 ° s. sh. Ďalej Atmosférický tlak stúpa a dosahuje maximum na 30-35 ° severnej a južnej šírky; potom Atmosférický tlak opäť klesá, dosahuje minimum pri 60-65° a opäť stúpa smerom k pólom. Pre toto zemepisné rozdelenie Atmosférický tlak významný vplyv má ročné obdobie a charakter rozloženia kontinentov a oceánov. Nad studenými kontinentmi v zime sú oblasti s vysokými Atmosférický tlak Takže zemepisná šírka Atmosférický tlak je narušené a tlakové pole sa rozpadá na sériu oblastí vysokého a nízkeho tlaku, ktoré sú tzv centrá pôsobenia atmosféry. S výškou sa horizontálne rozloženie tlaku zjednodušuje a približuje sa k zemepisnej šírke. Začína sa z výšky asi 5 km Atmosférický tlak na všetkom glóbus klesá od rovníka k pólom. V dennom kurze Atmosférický tlak Zisťujú sa 2 maximá: pri 9-10 h a 21-22 h, a 2 minimá: v 3-4 h a 15-16 h. Zvlášť pravidelný denný priebeh má v tropických krajinách, kde denný výkyv dosahuje 2,4 mmHg čl. a noc - 1.6 mmHg cm. S rastúcou zemepisnou šírkou sa mení amplitúda Atmosférický tlak klesá, ale zároveň sa neperiodické zmeny stávajú silnejšími Atmosférický tlak

Vzduch sa neustále pohybuje: stúpa - pohyb nahor, klesá - pohyb nadol. Pohyb vzduchu v horizontálnom smere sa nazýva vietor. Dôvodom výskytu vetra je nerovnomerné rozloženie tlaku vzduchu na povrchu Zeme, ktoré je spôsobené nerovnomerným rozložením teploty. V tomto prípade sa prúdenie vzduchu presúva z miest s vysokým tlakom na stranu, kde je tlak menší. S vetrom sa vzduch nepohybuje rovnomerne, ale v otrasoch, nárazoch, najmä pri povrchu Zeme. Existuje mnoho dôvodov, ktoré ovplyvňujú pohyb vzduchu: trenie prúdu vzduchu na povrchu Zeme, narážanie na prekážky atď. Okrem toho sa prúdenie vzduchu pod vplyvom rotácie Zeme odchyľuje doprava v severnej časti Zeme. pologuli a vľavo na južnej pologuli. Vietor sa vyznačuje rýchlosťou, smerom a silou. Rýchlosť vetra sa meria v metroch za sekundu (m/s), kilometroch za hodinu (km/h), bodoch (na Beaufortovej stupnici od 0 do 12, v súčasnosti až 13 bodov). Rýchlosť vetra závisí od tlakového rozdielu a je mu priamo úmerná: čím väčší je tlakový rozdiel (horizontálny barický gradient), tým väčšia je rýchlosť vetra. Priemerná dlhodobá rýchlosť vetra pri zemskom povrchu je 4-9 m/s, ojedinele viac ako 15 m/s. V búrkach a hurikánoch (mierne zemepisné šírky) - do 30 m/s, v nárazoch do 60 m/s. V tropických hurikánoch dosahuje rýchlosť vetra až 65 m/s, v nárazoch môže dosiahnuť 120 m/s. Smer vetra je určený stranou horizontu, z ktorej vietor fúka. Na jeho označenie sa používa osem hlavných smerov (loxodro): S, SZ, Z, JZ, J, JV, B, SV. Smer závisí od rozloženia tlaku a od vychyľovacieho účinku rotácie Zeme. Sila vetra závisí od jeho rýchlosti a ukazuje, aký dynamický tlak vyvíja prúdenie vzduchu na ktorýkoľvek povrch. Sila vetra sa meria v kilogramoch na meter štvorcový (kg/m2). Vetry sú mimoriadne rôznorodé, pokiaľ ide o pôvod, povahu a význam. V miernych zemepisných šírkach, kde dominuje západný transport, teda prevládajú západné vetry (SZ, Z, JZ). Tieto oblasti zaberajú obrovské priestory - od asi 30 do 60 na každej hemisfére. V polárnych oblastiach vetry vejú od pólov do oblastí nízkeho tlaku v miernych zemepisných šírkach. Tieto oblasti dominujú severovýchodné vetry v Arktíde a na juhovýchode v Antarktíde. V čom juhovýchodné vetry Antarktída je na rozdiel od Arktídy stabilnejšia a má vysoké rýchlosti. Najrozsiahlejšia veterná zóna zemegule sa nachádza v tropických zemepisných šírkach, kde vane pasáty. Pasáty sú konštantné vetry tropických zemepisných šírok. Sú bežné v zóne od 30. rokov. sh. do 30. sh. , to znamená, že šírka každej zóny je 2-2,5 tisíc km. Ide o ustálený vietor strednej rýchlosti (5-8 m/s). Pri zemskom povrchu v dôsledku trenia a vychyľovacieho pôsobenia dennej rotácie Zeme majú na severnej pologuli prevládajúci severovýchodný smer a na južnej pologuli juhovýchodný (obr. IV.2). Vznikajú preto, že v rovníkovej zóne stúpa zohriaty vzduch a na jeho miesto prichádza zo severu a juhu tropický vzduch. Pasáty mali a majú veľký praktický význam v navigácii, najmä skôr pre plachetnicu, keď sa im hovorilo „pasáty“. Tieto vetry sa tvoria stabilne povrchové prúdy v oceáne pozdĺž rovníka, nasmerovaný z východu na západ. Boli to oni, ktorí priniesli kolumbovské karavely do Ameriky. Breezes sú miestne vetry, ktoré fúkajú z mora na pevninu cez deň a z pevniny na more v noci. V tomto ohľade sa rozlišujú denné a nočné vánky. Denný (morský) vánok vzniká tak, že sa pevnina počas dňa zahrieva rýchlejšie ako more a nad ňou vzniká tlaková níž. V tomto čase je nad morom (viac chladeným) tlak vyšší a vzduch sa začína presúvať z mora na pevninu. Nočný (pobrežný) vánok fúka z pevniny na more, pretože v tomto čase sa pevnina ochladzuje rýchlejšie ako more a nad vodnou hladinou je znížený tlak - vzduch sa pohybuje od pobrežia k moru.

Rýchlosť vetra na meteorologických staniciach sa meria anemometrami; ak je zariadenie samočinné, potom sa nazýva anemograf. Anemorumbograf určuje nielen rýchlosť, ale aj smer vetra v režime stálej registrácie. Prístroje na meranie rýchlosti vetra sú inštalované vo výške 10-15 m nad povrchom a nimi meraný vietor sa nazýva vietor blízko zemského povrchu.

Smer vetra sa určí pomenovaním bodu na horizonte, odkiaľ vietor fúka alebo uhla, ktorý zviera smer vetra s poludníkom miesta, odkiaľ vietor fúka, t.j. jeho azimut. V prvom prípade sa rozlišuje 8 hlavných bodov horizontu: sever, severovýchod, východ, juhovýchod, juh, juhozápad, západ, severozápad a 8 stredných. 8 hlavných smerov smeru má tieto skratky (ruské a medzinárodné): С-N, Yu-S, З-W, В-E, СЗ-NW, СВ-NE, JZ-JZ, JV- SE.

Vzduchové hmoty a fronty

Vzduchové hmoty sa nazývajú relatívne homogénne vzduchové hmoty z hľadiska teploty a vlhkosti, ktoré sa rozprestierajú na ploche niekoľkých tisíc kilometrov a niekoľko kilometrov na výšku.

Vznikajú v podmienkach dlhodobého pobytu na viac-menej homogénnych povrchoch pevniny alebo oceánu.Pohybujú sa v procese všeobecnej cirkulácie atmosféry do iných oblastí Zeme, vzdušných hmôt prenos do týchto oblastí a vlastný poveternostný režim Prevaha v danom regióne v danom ročnom období určitých vzduchových hmôt vytvára charakteristický klimatický režim terénu.

Existujú štyri hlavné geografické typy vzdušných hmôt, ktoré pokrývajú celú troposféru Zeme. Sú to masy arktického (antarktického), mierneho, tropického a rovníkového vzduchu. S výnimkou zvyšku, v každom z nich, morský a kontinentálny Rozlišujú sa aj odrody, ktoré sa tvoria v súlade s pevninou a oceánom.

Polárny (arktický a antarktický) vzduch sa tvorí nad ľadovými povrchmi polárnych oblastí a vyznačuje sa nízkymi teplotami, nízkym obsahom vlhkosti a dobrou transparentnosťou.

Mierny vzduch sa oveľa lepšie ohrieva, v lete sa vyznačuje zvýšenou vlhkosťou, najmä nad oceánom. západné vetry a morské cyklóny mierny vzduch sa prenáša a Aleko do hlbín kontinentov, pričom jeho cestu často sprevádzajú zrážky

Tropický vzduch sa vo všeobecnosti vyznačuje vysokými teplotami, no ak je nad morom aj veľmi vlhký, tak nad pevninou je naopak extrémne suchý a prašný.

Rovníkový vzduch sa vyznačuje konštantnými vysokými teplotami a zvýšeným obsahom vlhkosti nad oceánom aj nad pevninou.V popoludňajších hodinách sú časté silné dažde.

Vzduchové hmoty s rozdielne teploty a vlhkosť sa neustále pohybujú a stretávajú sa v úzkom priestore.Podmienená plocha oddeľujúca vzduchové hmoty sa nazýva atmosférický front.Keď sa tento pomyselný povrch pretína so zemským povrchom, vytvára sa takzvaná atmosferická frontová línia.

Povrch oddeľujúci arktický (antarktický) a mierny vzduch sa nazýva arktický a antarktický front.Vzduch miernych zemepisných šírok a trópov oddeľuje polárny front.Keďže hustota teplého vzduchu je menšia ako hustota studeného vzduchu, front je naklonená rovina, ktorá má vždy sklon k studenému vzduchu.vo veľmi malom uhle (menej ako 1°) k zemskému povrchu.Studený vzduch, keďže je hustejší, pri stretnutí s teplým vzduchom akoby podplával a zdvihol sa to spôsobí vznik XMAmar.

Po stretnutí sa rôzne vzduchové hmoty ďalej pohybujú v smere hmoty, ktorá sa pohybovala vyššou rýchlosťou. Zároveň sa mení poloha čelnej plochy, ktorá tieto vzduchové hmoty oddeľuje v závislosti od smeru pohybu frontálnej časti. povrchu sa rozlišuje studený a teplý front studený Po prechode studeného frontu stúpa atmosférický tlak a klesá vlhkosť vzduchu Pri postupe teplého vzduchu a postupe frontu smerom k nižším teplotám sa front nazýva teplý Pri prechode teplého frontu dochádza k prechodu teplého frontu. dochádza k otepľovaniu, poklesu tlaku a zvýšeniu teploty.

Fronty majú veľký význam pre počasie, keďže sa v ich blízkosti tvoria mraky a často padajú zrážky.Na miestach, kde sa stretáva teplý a studený vzduch, vznikajú a vyvíjajú sa cyklóny, počasie sa zhoršuje.Poznanie polohy atmosférických frontov, smeru a rýchlosti ich pohyb, ako aj meteorologické údaje, charakterizujúce vzdušné masy, robia predpovede počasia.

Anticyklóna- oblasť vysokého atmosférického tlaku s uzavretými koncentrickými izobarami na úrovni mora a so zodpovedajúcim rozložením vetra. V nízkej anticyklóne - chlade zostávajú izobary uzavreté len v najnižších vrstvách troposféry (do 1,5 km) a v strednej troposfére sa zvýšený tlak nezistí vôbec; je možná aj prítomnosť vysokohorskej cyklóny nad takouto anticyklónou.

Vysoká anticyklóna je teplá a zachováva uzavreté izobary s anticyklonálnou cirkuláciou aj v hornej troposfére. Niekedy je anticyklóna multicentrická. Vzduch v anticyklóne na severnej pologuli sa pohybuje okolo stredu v smere hodinových ručičiek (teda odchyľuje sa od barického gradientu doprava), v r. Južná pologuľa- proti smeru hodinových ručičiek. Anticyklóna je charakteristická prevahou jasného alebo mierne oblačného počasia. V dôsledku ochladzovania vzduchu od zemského povrchu v chladnom období a v noci v anticyklóne je možný vznik povrchových inverzií a nízkej vrstvenej oblačnosti (St) a hmiel. V lete je nad pevninou možná mierna denná konvekcia s tvorbou kupovitých oblakov. Konvekcia s tvorbou kupovitých oblakov je pozorovaná aj v pasátoch na periférii subtropických anticyklón smerujúcich k rovníku. Keď sa anticyklóna stabilizuje v nízkych zemepisných šírkach, vznikajú silné, vysoké a teplé subtropické anticyklóny. K stabilizácii anticyklón dochádza aj v stredných a polárnych šírkach. Vysoké, pomaly sa pohybujúce anticyklóny, ktoré narúšajú všeobecný prechod stredných zemepisných šírok na západ, sa nazývajú blokujúce anticyklóny.

Synonymá: oblasť vysokého tlaku, oblasť vysokého tlaku, barické maximum.

Anticyklóny dosahujú veľkosť niekoľko tisíc kilometrov v priemere. V strede tlakovej výše je tlak zvyčajne 1020-1030 mbar, ale môže dosiahnuť 1070-1080 mbar. Podobne ako cyklóny, aj anticyklóny sa pohybujú v smere všeobecného transportu vzduchu v troposfére, teda zo západu na východ, pričom sa odchyľujú do nízkych zemepisných šírok. Priemerná rýchlosť pohybu anticyklóny je asi 30 km/h na severnej pologuli a asi 40 km/h na južnej pologuli, ale často sa anticyklóna stáva na dlhú dobu neaktívnou.

Známky anticyklónu:

Jasné alebo polooblačné počasie

Bezvetrie

Bez zrážok

Stabilný priebeh počasia (v priebehu času sa výrazne nemení, pokiaľ existuje anticyklóna)

V lete prináša anticyklóna horúce, zamračené počasie. V zime prináša anticyklóna silné mrazy, niekedy je možná aj mrazivá hmla.

Dôležitou črtou anticyklón je ich vznik v určitých oblastiach. Najmä nad ľadovými poliami vznikajú tlakové výšky. A čím mohutnejšia je ľadová pokrývka, tým výraznejšia je anticyklóna; preto je tlaková níž nad Antarktídou veľmi silná a nad Grónskom má nízky výkon, nad Arktídou strednú intenzitu. Silné anticyklóny sa vyvíjajú aj v tropickom pásme.

Cyklón(z iného gréckeho κυκλῶν - „rotujúci“) - atmosférický vír obrovského (od stoviek do niekoľkých tisíc kilometrov) priemeru so zníženým tlakom vzduchu v strede.

Pohyb vzduchu (prerušované šípky) a izobary (plné čiary) v cyklóne na severnej pologuli.

Vertikálny rez tropickým cyklónom

Vzduch v cyklónoch cirkuluje na severnej pologuli proti smeru hodinových ručičiek a na južnej v smere hodinových ručičiek. Okrem toho v vzduchové vrstvy vo výške od zemského povrchu do niekoľkých stoviek metrov má vietor smer smerujúci do stredu cyklóny pozdĺž barického gradientu (v smere klesajúceho tlaku). Hodnota výrazu klesá s výškou.

Schematické znázornenie procesu tvorby cyklónov (čierne šípky) v dôsledku rotácie Zeme (modré šípky).

Cyklón nie je len opakom anticyklónu, majú iný mechanizmus výskytu. Cyklóny sa neustále a prirodzene objavujú v dôsledku rotácie Zeme, vďaka Coriolisovej sile. Dôsledkom Brouwerovej vety o pevnom bode je prítomnosť aspoň jedného cyklónu alebo anticyklónu v atmosfére.

Existujú dva hlavné typy cyklónov - extratropické a tropické. Prvé vznikajú v miernych alebo polárnych zemepisných šírkach a na začiatku vývoja majú priemer tisícky kilometrov, v prípade takzvanej centrálnej cyklóny až niekoľko tisíc. Medzi extratropickými cyklónmi sa rozlišujú južné cyklóny, ktoré vznikajú na južnej hranici miernych zemepisných šírok (Stredozemné more, Balkán, Čierne more, južné Kaspické more atď.) a posúvajú sa na sever a severovýchod. Južné cyklóny majú obrovské zásoby energie; Práve s južnými cyklónmi v strednom Rusku a SNŠ sú spojené najsilnejšie zrážky, vetry, búrky, búrky a iné poveternostné javy.

Tropické cyklóny vznikajú v tropických zemepisných šírkach a sú menšie (stovky, zriedkavo viac ako tisíc kilometrov), ale majú väčšie barické gradienty a rýchlosť vetra dosahujúcu úrovne pred búrkou. Takéto cyklóny sa vyznačujú aj tzv. „eye of the storm“ – centrálna oblasť s priemerom 20-30 km s pomerne jasným a pokojným počasím. Tropické cyklóny sa v priebehu svojho vývoja môžu stať extratropickými. Pod 8-10° severnej a južnej šírky sa cyklóny vyskytujú veľmi zriedka a v bezprostrednej blízkosti rovníka sa nevyskytujú vôbec.

Cyklóny sa vyskytujú nielen v atmosfére Zeme, ale aj v atmosfére iných planét. Napríklad v atmosfére Jupitera sa už mnoho rokov pozoruje takzvaná Veľká červená škvrna, ktorá je zjavne dlhovekou anticyklónou.

Denný a ročný chod teploty vzduchu závisí od prílevu slnečného tepla a charakteru podkladového povrchu. V súlade s denným priebehom intenzity slnečného žiarenia Maximálna teplota vzduch sa cez deň medzi morom alebo oceánom vyskytuje cca 12 hod 30 min., a nad pevninou - cca 14-15 min.teplota vzduchu nastáva krátko pred východom alebo v čase východu Slnka, teda v období najväčšieho ochladenia r. zemského povrchu. Rozdiel medzi maximálnou a minimálnou teplotou vzduchu za deň sa nazýva denná amplitúda teploty.

Hodnota dennej amplitúdy teploty vzduchu nie je ani zďaleka konštantná a závisí od charakteru podkladového povrchu, oblačnosti, vlhkosti vzduchu, ročného obdobia a napokon od zemepisnej šírky a výšky miesta.

Najväčšia denná amplitúda teploty vzduchu sa vyskytuje v južných zemepisných šírkach, nad piesčitým povrchom, v teplý čas roku, pri absencii oblačnosti a nízkej vlhkosti vzduchu, teda v suchých južných stepiach alebo púšťach. Za týchto podmienok môže rozdiel medzi maximálnou a minimálnou teplotou za deň dosiahnuť 25-30 a dokonca 40 °.

Prítomnosť nízkej oblačnosti, hmly, zrážok výrazne vyhladzuje denné kolísanie teplôt. Amplitúda teploty je v týchto prípadoch nevýznamná.

Denná amplitúda teploty vzduchu nad oceánmi a veľké moria vo veľkej vzdialenosti od pobrežia je malá a je len 2-3 °. Inými slovami, na otvorenom mori (oceáne) počas dňa spravidla nedochádza k výrazným zmenám teploty vzduchu. Takýto relatívne rovnomerný denný chod nad moriami sa vysvetľuje tepelnými vlastnosťami vody, ktoré spočívajú v jej malom a pomalom zahrievaní a ochladzovaní, čo rovnakým spôsobom ovplyvňuje teplotu vzduchu priľahlého k vodnej hladine.

Čo sa týka ročného chodu teploty vzduchu, ten závisí od rovnakých dôvodov ako denný chod. Na kontinentoch sa maximum zvyčajne vyskytuje v júli, minimum - v januári, čo sa zhoduje s obdobiami najvyššieho a najnižšieho slnovratu. Na oceánoch a pobrežiach dochádza k oneskoreniu extrémnych teplôt: maximum sa pozoruje v auguste, minimum vo februári alebo začiatkom marca.

V rovníková zóna pozorujú sa dve teplotné maximá - po jarnej a jesennej rovnodennosti, kedy je výška Slnka najväčšia a dve minimá po zime resp. letné slnovraty, v najnižšej výške Slnka za rok.

Rozdiel medzi maximálnou a minimálnou priemernou mesačnou teplotou počas roka sa nazýva ročná amplitúda teploty. Jeho hodnota závisí najmä od charakteru podkladového povrchu a zemepisnej šírky miesta.

Najmenšia ročná amplitúda sa vyskytuje nad oceánmi, najmä medzi trópomi, kde je len 1-3°; v miernych zemepisných šírkach sa zvyšuje na 5-10° a v polárnych oblastiach ešte viac.

Najväčšia ročná amplitúda sa pozoruje nad pevninou, v hĺbkach kontinentov v miernych a vysokých zemepisných šírkach, kde môže dosiahnuť 40-50° a na niektorých miestach aj 65°. Napríklad vo Verchojansku (Jakutsko) priemerná teplota Júl plus 15° a január mínus 50°. V nízkych zemepisných šírkach nad pevninou je ročná amplitúda teploty vzduchu relatívne malá, čo sa vysvetľuje rovnomernejším prílevom slnečného tepla.