Merania teploty vzduchu a iných meteorologických prvkov sa robia v meteorologických búdkach, kde sú teplomery umiestnené vo výške dvoch metrov od povrchu. Charakteristiky denných a ročných zmien teploty vzduchu sú odhalené spriemerovaním výsledkov počas dlhého obdobia pozorovania.
denný kurz teplota vzduchu odráža denné zmeny teploty zemského povrchu, ale momenty maximálnych a minimálnych teplôt sú trochu oneskorené. Maximálna teplota vzduchu nad pevninou sa pozoruje o 14-15 hodine, nad vodnými plochami - asi 16:00, minimálna nad pevninou - krátko po východe slnka, nad vodnými plochami - 2-3 hodiny po východe slnka. Rozdiel medzi dennou maximálnou a minimálnou teplotou vzduchu je tzv denný teplotný rozsah. Závisí to od mnohých faktorov: zemepisná šírka miesta, ročné obdobie, povaha podkladu ...
povrch (pevnina alebo voda), oblačnosť, reliéf, absolútna výška terénu, povaha vegetácie atď. Vo všeobecnosti je nad pevninou (najmä v lete) oveľa väčšia ako nad oceánom. S výškou miznú denné teplotné výkyvy: nad pevninou - vo výške 2 - 3 km, nad oceánom - pod.
Ročné kolísanie teploty vzduchu- Zmeny priemerných mesačných teplôt vzduchu počas celého roka. Opakuje aj ročný chod teploty aktívneho povrchu. Ročná amplitúda teploty vzduchu- rozdiel medzi priemernými mesačnými teplotami najteplejších a najchladnejších mesiacov. Jeho hodnota závisí od rovnakých faktorov ako denná amplitúda teploty a odhaľuje podobné vzorce: zvyšuje sa so zvyšujúcou sa zemepisnou šírkou až k polárnym kruhom (obr. 29). Je to spôsobené rozdielnym prúdením slnečné teplo v lete a v zime, najmä v dôsledku meniaceho sa uhla dopadu slnečných lúčov a v dôsledku rozdielneho trvania denného osvetlenia počas roka v miernych a vysokých zemepisných šírkach. Povaha podkladového povrchu je tiež veľmi dôležitá: nad zemou ročná amplitúda viac - môže dosiahnuť až 60 - 65 ° C a nad vodou - zvyčajne menej ako 10-12 ° C (obr. 30).
rovníkový typ. Ročné teploty vzduchu sú vysoké a rovnomerné počas celého roka, no napriek tomu existujú dve malé teplotné maximá - - po dňoch rovnodennosti (apríl, október) a dve malé minimá - - po dňoch slnovratov (júl, január). Nad kontinentmi je ročný teplotný rozsah 5-10 °C, na pobrežiach -3 °C, nad oceánmi - - len okolo 1 °C (obr. 31).
Tropický typ. V ročnom chode je vyjadrené jedno teplotné maximum vzduchu - po najvyššej polohe Slnka a jedno minimum - po najnižšej polohe v dňoch slnovratov. Na kontinentoch je ročná amplitúda teploty hlavne 10-15 °С kvôli veľmi vysokým letným teplotám, nad oceánmi - asi 5 °С.
Typ miernych zemepisných šírok. V ročnom chode teploty vzduchu je maximum a minimum dobre vyjadrené po dňoch letného a zimného slnovratu a nad kontinentmi sa teplota kvalitatívne mení počas celého roka, prechádza cez 0 °C (okrem západnej pobrežia kontinentov). Ročný teplotný rozsah na kontinentoch je 25-40 °C a v hĺbkach Eurázie dosahuje 60-65 °C v dôsledku veľmi nízkych zimných teplôt, nad oceánmi a na západných pobrežiach kontinentov, kde sú teploty pozitívny celoročne, amplitúda je malá 10-15 °C.
V miernom pásme sa rozlišujú subtropické, vlastné mierne a subpolárne podzóny. Všetky vyššie uvedené sa týkali samotnej miernej subzóny. Vo všeobecnosti platí, že v rámci týchto troch podzón sa ročné amplitúdy teploty vzduchu zvyšujú so zvyšujúcou sa zemepisnou šírkou a so zvyšujúcou sa vzdialenosťou od oceánov.
polárny typ charakterizované drsnými, dlhými zimami. V ročnom chode sa pozoruje aj jedno teplotné maximum v blízkosti 0 °C a nižšie - počas polárneho dňa a jedno výrazné teplotné minimum - na konci polárnej noci. Ročný teplotný rozsah na súši je 30 - 40 °C, nad oceánmi a na pobreží - okolo 20 °C.
Typy ročných zmien teploty vzduchu sú identifikované z dlhodobých priemerov a odrážajú periodické sezónne výkyvy. Advekcia vzduchovej hmoty je spojená s teplotnými odchýlkami od priemerných hodnôt v jednotlivých rokoch a ročných obdobiach. Premenlivosť priemerných mesačných teplôt vzduchu je charakteristickejšia pre mierne a blízke zemepisné šírky, najmä v prechodných oblastiach medzi prímorským a kontinentálnym podnebím.
Pre vývoj vegetácie sú veľmi dôležité odvodené teplotné ukazovatele, ako napríklad súčet aktívnych teplôt (súčet za obdobie s priemernými dennými teplotami nad 10 °C). Do značnej miery určuje súbor poľnohospodárskych plodín v určitej oblasti.
Denný chod teploty vzduchu je určený 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 rapídne stúpa na 2-3 hodiny. 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 plochami je väčšia ako amplitúda teplotných výkyvov vodnej hladiny. Je to kvôli absorpcii slnečné žiarenie vzduch a jeho vlastné žiarenie nad morom je oveľa väčšie ako nad pevninou, keďže 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 más studeného a teplého vzduchu. Tieto prieniky skresľujú denné kolísanie teploty. Napríklad pri vniknutí studenej vzduchovej masy počas dňa teplota vzduchu nad niektorými bodmi niekedy skôr klesá, než 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 ° C v tropických oblastiach, v miernych zemepisných šírkach 8--9°C, v blízkosti polárneho kruhu 3--4°C, v Arktíde 1--2°C.
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 polárne oblasti v podmienkach 24-hodinového polárneho dňa je 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. Áno, v tropické púšte tieto amplitúdy sú 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 denných zmien 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 formách reliéfu (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 do styku vzduch najmenšia plocha podkladový povrch. Vplyv aktívneho povrchu na teplotu vzduchu klesá. Amplitúdy denných zmien teploty vzduchu v dutinách, dutinách a údoliach sú teda väčšie ako nad rovinami a nad rovinami sú väčšie ako nad vrcholkami hôr a kopcov.
Výška nad hladinou mora. So stúpajúcou nadmorskou výškou klesá amplitúda dennej zmeny teploty vzduchu a momenty nástupu maxím a miním sa posúvajú na neskorší čas. Denné kolísanie teplôt s amplitúdou 1–2°C pozorujeme aj vo výške tropopauzy, ale tu je to už spôsobené absorpciou 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 max priemerná teplota vzduchu sa pozoruje v júli, minimum 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 zemepisných 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 najchladnejšieho mesiaca. teplý mesiac.
Ročný chod teploty vzduchu v rôznom geografických oblastiach pestrá. Podľa veľkosti amplitúdy a času nástupu extrémnych teplôt sa rozlišujú štyri typy ročných zmien teploty vzduchu.
Uvažované typy ročných zmien teploty vzduchu sú identifikované z dlhodobých údajov a predstavujú správne 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 masy studeného vzduchu invázia z Arktídy. 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.
Denný a ročný chod teploty vzduchu v povrchovej vrstve atmosféry je určený teplotou vo výške 2 m. V podstate je tento priebeh spôsobený zodpovedajúcim priebehom 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 chod teploty vzduchu v Barnaule(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. hladina mora. Amplitúda ročného priebehu 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 súš námornú klímu. 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 Charakterizujú ju dve maximá – po jarnej a jesennej rovnodennosti, 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 sú široké pásy, ktoré obklopujú Zem, s blízkymi teplotami vzduchu vo vnútri pásu a líšia sa od susedných nerovnomerným zemepisným rozložením slnečného žiarenia. 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 atmosférou 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 zemského povrchu vidíme trochu iným smerom, 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 s rôznou teplotou a vlhkosťou. 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 smerom 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 pri nízkych teplotách niekedy vypadnú z oblakov nižšej alebo strednej vrstvy 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 malé častice („zrná“) tuhého oxidu uhličitého s teplotou asi -70 ° C rozptyľujú z lietadla v podchladenom kvapkovom oblaku. 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 kondenzácii vodná para v samotnom oblaku.
Iné typy oblakov Na záver uvádzame kolekcie typov zmiešaných oblakov, ktoré nezapadajú do žiadnej zo štyroch predchádzajúcich skupín.
|
Strana 1 z 2 ROZDELENIE ZRÁŽOK NA ZEMI Atmosférické zrážky na zemskom povrchu sú rozložené veľmi nerovnomerne. Niektoré územia trpia nadbytkom vlahy, iné jej nedostatkom. Najväčšie množstvo atmosférických zrážok bolo zaznamenaných v Cherrapunji (India) - 12 000 mm za rok, najmenšie - v arabských púšťach, asi 25 mm za rok. Zrážky sa merajú hrúbkou vrstvy v mm, ktorá by sa vytvorila bez odtoku, presakovania alebo vyparovania vody. Rozloženie zrážok na Zemi závisí od niekoľkých dôvodov: a) z umiestnenia vysokotlakových a nízkotlakových pásov. Na rovníku a v miernych zemepisných šírkach, kde sa tvoria oblasti nízky tlak, je veľa zrážok. V týchto oblastiach sa vzduch ohriaty zo Zeme stáva ľahkým a stúpa hore, kde sa stretáva s chladnejším vzduchom. vrstvy atmosféry, ochladzuje sa a vodná para sa mení na vodné kvapky a padá na Zem vo forme zrážok. V trópoch (30. zemepisnej šírky) a polárnych zemepisných šírkach, kde oblasti vysoký tlak, prevládajú zostupné vzdušné prúdy. Studený vzduch zostupujúci z hornej troposféry obsahuje málo vlhkosti. Pri spustení sa zmršťuje, zahrieva a stáva sa ešte suchším. Preto je v oblastiach vysokého tlaku nad trópomi a pri póloch málo zrážok; |
|
Strana 2 z 2 b) rozdelenie zrážok závisí aj od zemepisnej šírky. Na rovníku a v miernych zemepisných šírkach je veľa zrážok. Zemský povrch na rovníku sa však ohrieva viac ako v miernych zemepisných šírkach, takže vzostupné prúdy na rovníku sú oveľa silnejšie ako v miernych zemepisných šírkach, a preto sú zrážky silnejšie a výdatnejšie; c) rozloženie zrážok závisí od polohy terénu vzhľadom na svetový oceán, pretože odtiaľ pochádza hlavný podiel vodnej pary. Napríklad na východnej Sibíri padá menej zrážok ako na Východoeurópskej nížine, keďže východná Sibír je ďaleko od oceánov; d) distribúcia zrážok závisí od blízkosti oblasti k morským prúdom: teplé prúdy prispievajú k zrážkam na pobrežiach, zatiaľ čo studené im bránia. Pozdĺž západných brehov Južná Amerika, Afrika a Austrália sú studené prúdy, ktoré viedli k vytvoreniu púští na pobreží; e) rozloženie zrážok závisí aj od reliéfu. Na svahoch pohorí obrátených k vlhkým vetrom od oceánu je výrazne viac vlhkosti ako na opačných - to je jasne vidieť v Kordillerách Ameriky na východných svahoch hôr. Ďaleký východ, na južných výbežkoch Himalájí. Hory bránia pohybu vlhkých vzdušných hmôt a prispieva k tomu rovina. |
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 prevodníky primárneho tlaku neelektrický výstupný signál vo forme sily alebo posunu a sú kombinované v jednej jednotke 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 čase. 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. Na studených kontinentoch 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 je charakterizovaný 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. Takže v miernych zemepisných šírkach, kde dominuje západná doprava, 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 smer (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. vánok - miestne vetry ktoré cez deň fúkajú z mora na pevninu a v noci z pevniny na more. 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.Ide o masy arktického (antarktického), mierneho, tropického a rovníkového vzduchu.S výnimkou zvyšku v každom z nich morské a Rozlišujú sa aj kontinentálne odrody, ktoré sa formujú 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 prehrieva, v lete je poznačený zvýšenou vlhkosťou, najmä nad oceánom.Prevládajúce západné vetry a cyklóny morského mierneho vzduchu sú prenášané a Aleko do hlbín kontinentov, ktoré ich často sprevádzajú so zrážkami
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 v úzkom priestore.Podmienený povrch oddeľujúci vzduchové hmoty sa nazýva atmosférický front.Keď sa tento pomyselný povrch pretína so zemským povrchom, vzniká takzvaná atmosferická predná línia.
Povrch oddeľujúci arktický (antarktický) a mierny vzduch sa nazýva arktický a antarktický front. Vzduch z miernych zemepisných šírok a trópov oddeľuje polárny front. Keďže hustota teplého vzduchu je menšia ako hustota studeného vzduchu, front je naklonená rovina, ktorá sa vždy nakláňa k studenému vzduchu. pod veľmi malým uhlom (menej ako 1°) k povrchu zeme. 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, vlhkosť vzduchu klesá Pri postupe teplého vzduchu a postupovaní frontu k nižším teplotám sa front nazýva teplý Pri prechode teplého frontu dôjde k otepľovaniu, zníženiu 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 (to znamená, že sa odchyľuje od barického gradientu doprava), na južnej pologuli - 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. V tropickom pásme sa vyvíjajú aj silné anticyklóny.
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 postupujú 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.
Slnečné lúče prechádzajúce cez priehľadné telesá ich ohrievajú veľmi slabo. Z tohto dôvodu priame slnečné svetlo takmer nezohrieva vzduch atmosféry, ale ohrieva povrch Zeme, z ktorého sa teplo prenáša do priľahlých vrstiev vzduchu. Pri zahriatí sa vzduch stáva ľahším a stúpa nahor, kde sa zmiešava s chladnejším vzduchom a následne ho ohrieva.
Keď stúpa, vzduch sa ochladzuje. Vo výške 10 km sa teplota neustále udržiava okolo 40-45°C.
Pokles teploty vzduchu s výškou je všeobecný vzor. Keď však stúpate, často dochádza k zvýšeniu teploty. Takýto jav sa nazýva teplotná inverzia, t.j. permutácia teplôt.
Inverzie vznikajú buď pri prudkom ochladzovaní zemského povrchu a priľahlého vzduchu, alebo naopak, keď ťažký studený vzduch prúdi po svahoch hôr do dolín. Tam tento vzduch stagnuje a vytláča teplejší vzduch hore svahmi.
Teplota vzduchu počas dňa nezostáva konštantná, ale neustále sa mení. Počas dňa sa povrch Zeme zahrieva a ohrieva priľahlú vrstvu vzduchu. V noci Zem vyžaruje teplo, ochladzuje sa a vzduch sa ochladzuje. Väčšina nízke teploty sa pozorujú nie v noci, ale pred východom slnka, keď už zemský povrch odovzdal všetko teplo. Rovnako tak väčšina vysoké teploty vzduchu sú nastavené nie na poludnie, ale okolo 15:00.
na rovníku denné kolísanie teploty monotónne, deň a noc sú takmer rovnaké. Denné amplitúdy na moriach a pozdĺž morských pobreží sú veľmi nevýznamné. V púšti sa však počas dňa povrch zeme často zahrieva na 50 - 60 ° C a v noci sa často ochladí na 0 ° C. Denné amplitúdy tu teda presahujú 50–60 °C.
V miernych zemepisných šírkach najväčší počet slnečné žiarenie vstupuje na Zem v dňoch letných slnovratov, teda 22. júna na severnej pologuli a 21. decembra na južnej. Najhorúcejším mesiacom však nie je jún (december), ale júl (január), keďže v deň slnovratu sa na zohrievanie zemského povrchu spotrebuje obrovské množstvo žiarenia. V júli (januári) sa radiácia znižuje, ale tento pokles je kompenzovaný silne zohriatym zemským povrchom.
Rovnako tak najviac chladný mesiac nie jún (december), ale júl (január).
Na mori je vďaka tomu, že sa voda ochladzuje a ohrieva pomalšie, teplotný posun ešte väčší. Tu je najviac horúci mesiac August a najchladnejší - február na severnej pologuli, a teda najteplejší - február a najchladnejší - august na južnej pologuli.
Ročná amplitúda teplota do značnej miery závisí od zemepisnej šírky miesta. Takže na rovníku zostáva amplitúda počas roka takmer konštantná a dosahuje 22-23 °C. Najvyššie ročné amplitúdy sú typické pre územia ležiace v stredných zemepisných šírkach vo vnútrozemí kontinentov.
Každá oblasť sa vyznačuje aj absolútnymi a priemernými teplotami. Absolútne teploty zistené dlhodobými pozorovaniami na meteorologických staniciach. Takže najteplejšie (+58 °C) miesto na Zemi je v Líbyjskej púšti; najchladnejšie (-89,2 °C) je v Antarktíde na stanici Vostok. Na severnej pologuli bola najnižšia (-70,2 °C) teplota zaznamenaná v obci Oymyakon na východnej Sibíri.
Priemerné teploty je definovaný ako aritmetický priemer niekoľkých údajov teplomera. Takže na určenie priemernej dennej teploty sa merania uskutočnia pri 1; 7; 13 a 19 hodín, teda 4x denne. Zo získaných údajov sa zistí aritmetický priemer, ktorý bude priemerná denná teplota túto lokalitu. Potom nájdite priemerné mesačné a priemerné ročné teploty ako aritmetický priemer denných a mesačných priemerov.
Body je možné na mape označiť pomocou rovnaké hodnoty teploty a nakreslite čiary, ktoré ich spájajú. Tieto čiary sa nazývajú izotermy. Najvýraznejšie izotermy sú január a júl, teda najchladnejšie a najteplejšie mesiace v roku. Izotermy môžu byť použité na určenie, ako sa teplo rozdeľuje na Zemi. Zároveň sa dajú vysledovať jasne vyjadrené zákonitosti.
1. Najvyššie teploty nie sú pozorované na rovníku, ale v tropických a subtropické púšte kde prevláda priame žiarenie.
2. Na oboch pologuliach klesajú teploty od tropických šírok k pólom.
3. Vzhľadom na prevahu mora nad pevninou priebeh izoterm v Južná pologuľa postupnejšie a teplotné amplitúdy medzi najteplejšími a najchladnejšími mesiacmi sú menšie ako v severných mesiacoch.
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 je vysvetlený 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 rovníkovej zóne sa pozorujú 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) je priemerná teplota v júli plus 15 ° a v januári mínus 50 °. V nízkych zemepisných šírkach nad pevninou je ročná amplitúda teploty vzduchu relatívne malá, čo sa vysvetľuje rovnomernejším prílevom slnečného tepla.
