Суточным ходом температуры воздуха называется изменение температуры воздуха в течение суток. В общем, он отражает ход температуры земной поверхности, но моменты наступления максимумов и минимумов несколько запаздывают: максимум наступает в 14 часов, минимум после восхода солнца.
Суточная амплитуда температуры воздуха – разница между максимальной и минимальной температурой воздуха в течение суток. Она выше на суше, чем над океаном, уменьшается при движении в высокие широты и возрастает в местах с оголенной почвой. Наибольшая амплитуда в тропических пустынях – до 40º С. Величина суточной амплитуды температуры воздуха – это один из показателей континентальности климата. В пустынях она намного больше, чем в районах с морским климатом.
Годовой ход температуры воздуха (изменение среднемесячной температуры в течение года) определяется, прежде всего, широтой места. Годовая амплитуда температуры воздуха – разница между максимальной и минимальной среднемесячной температурой.
Географическое распределение температуры воздуха показывают с помощью изотерм – линий, соединяющих на карте точки с одинаковыми температурами. Распределение температуры воздуха зонально, годовые изотермы в целом имеют субширотное простирание и соответствуют годовому распределению радиационного баланса (рис.10, 11).
В среднем за год самой теплой параллелью является 10º с.ш. с температурой +27º С – это термический экватор . Летом термический экватор смещается до 20º с.ш., зимой – приближается к экватору на 5º с.ш.
Рис. 10. Распределение средней температуры воздуха в июле
Рис. 11. Распределение средней температуры воздуха в январе
Смещение термического экватора в СП объясняется тем, что в СП площадь суши, расположенная в низких широтах, больше по сравнению с ЮП, а она в течение года имеет более высокие температуры.
Тепло по земной поверхности распределено зонально-регионально. Помимо географической широты, на распределение температур на Земле влияют характер распределения суши и моря, рельеф, высота местности над уровнем моря, морские и воздушные течения.
Широтное распределение годовых изотерм нарушают теплые и холодные течения. В умеренных широтах СП западные берега, омываемые теплыми течениями, теплее восточных берегов, вдоль которых проходят холодные течения. Следовательно, изотермы у западных берегов изгибаются к полюсу, у восточных – к экватору.
Средняя годовая температура СП +15,2º С, а ЮП +13,2º С. Минимальная температура в СП достигала –77º С (Оймякон) (абсолютный минимум СП) и –68º С (Верхоянск). В ЮП минимальные температуры гораздо ниже; на станциях «Советская» и «Восток» была отмечена температура –89,2º С (абсолютный минимум ЮП). Минимальная температура в безоблачную погоду в Антарктиде может опускаться до –93º С. Самые высокие температуры наблюдаются в пустынях тропического пояса: в Триполи +58º С, в Калифорнии в Долине Смерти, отмечена температура +56,7º С.
О том, насколько материки и океаны влияют на распределение температур, дают представление карты изономал (изономалы – линии, соединяющие точки с одинаковыми аномалиями температур). Аномалии представляют собой отклонения фактических температур от среднеширотных. Аномалии бывают положительные и отрицательные. Положительные аномалии наблюдаются летом над подогретыми материками. Над Азией температуры выше среднеширотных на 4º С. Зимой положительные аномалии располагаются над теплыми течениями (над теплым Северо-Атлантичеким течением у берегов Скандинавии температура выше нормы на 28º С). Отрицательные аномалии ярко выражены зимой над охлажденными материками и летом – над холодными течениями. Например, в Оймяконе зимой температура на 22º С ниже нормы.
На Земле выделяют следующие тепловые пояса (за границы тепловых поясов приняты изотермы):
1. Жаркий , ограничен в каждом полушарии годовой изотермой +20º С, проходящий вблизи 30º с. ш. и ю.ш.
2. Два умеренных пояса , которые в каждом полушарии лежат между годовой изотермой +20º С и +10º С самого теплого месяца (соответственно июля или января).
3. Два холодных пояса , граница проходит по изотерме 0º С самого теплого месяца. Иногда выделяют области вечного мороза , которые располагаются вокруг полюсов (Шубаев, 1977).
Таким образом:
1. Единственным источником энергии, имеющим практическое значение для хода экзогенных процессов в ГО, является Солнце. Тепло от Солнца поступает в мировое пространство в форме лучистой энергии, которая затем, поглощенная Землей, превращается в энергию тепловую.
2. Солнечный луч на своем пути подвергается многочисленным воздействиям (рассеяние, поглощение, отражение) со стороны различных элементов пронизываемой им среды и тех поверхностей, на которые он падает.
3. На распределение солнечной радиации влияют: расстояние между землей и Солнцем, угол падения солнечных лучей, форма Земли (предопределяет убывание интенсивности радиации от экватора к полюсам). В этом основная причина выделения тепловых поясов и, следовательно, причина существования климатических зон.
4. Влияние широты местности на распределение тепла, корректируется рядом факторов: рельеф; распределение суши и моря; влияние холодных и теплых морских течений; циркуляция атмосферы.
5. Распределение солнечной теплоты осложняется еще и тем, что на закономерности горизонтального (вдоль земной поверхности) распределения радиации и тепла накладываются закономерности и особенности вертикального распределения.
Общая циркуляция атмосферы
В атмосфере формируются воздушные потоки разного масштаба. Они могут охватывать весь земной шар, а по высоте – тропосферу и нижнюю стратосферу, или воздействовать только на ограниченный участок территории. Воздушные потоки обеспечивают перераспределение тепла и влаги между низкими и высокими широтами, заносят влагу вглубь континента. По площади распространения выделяют ветры общей циркуляции атмосферы (ОЦА), ветры циклонов и антициклонов, местные ветры. Главной причиной образования ветров является неравномерное распределение давления по поверхности планеты.
Давление. Нормальное атмосферное давление – вес атмосферного столба сечением 1 см 2 на уровне океана при 0ºС на 45º широты. Оно уравновешивается столбиком ртути в 760 мм. Нормальное атмосферное давление равно 760 мм ртутного столба или 1013,25 мб. Давление в СИ измеряется в паскалях (Па): 1 мб = 100 Па. Нормальное атмосферное давление равно 1013,25 гПа. Самое низкое давление, которое наблюдалось на Земле (на уровне моря), 914 гПа (686 мм); самое высокое – 1067,1 гПа (801 мм).
Давление с высотой понижается, так как мощность вышележащего слоя атмосферы уменьшается. Расстояние в метрах, на которое надо подняться или опуститься, чтобы атмосферное давление изменилось на 1 гПа, называется барической ступенью . Барическая ступень на высоте от 0 до 1 км составляет 10,5 м, от 1 до 2 км – 11,9 м, 2–3 км – 13,5 м. Величина барической ступени зависит от температуры: с повышением температуры она увеличивается на 0,4 %. В теплом воздухе барическая ступень больше, следовательно, теплые области атмосферы в высоких слоях имеют большее давление, чем холодные. Величина, обратная барической ступени, называется вертикальным барическим градиентом – это изменение давления на единицу расстояния (за единицу расстояния принимается 100 м).
Давление изменяется в результате перемещения воздуха – его оттока из одного места и притока в другое. Движение воздуха обусловлено изменением плотности воздуха (г/см 3), возникающим в результате неравномерного нагрева подстилающей поверхности. Над одинаково нагретой поверхностью с высотой давление равномерно понижается, и изобарические поверхности (поверхности, проведенные через точки с одинаковым давлением) располагаются параллельно друг другу и подстилающей поверхности. В области повышенного давления изобарические поверхности обращены выпуклостью вверх, в области пониженного – вниз. На земной поверхности давление показывается с помощью изобар – линий, соединяющих точки с одинаковым давлением. Распределение атмосферного давления на уровне океана, изображенное с помощью изобар, носит наименование барического рельефа.
Давление атмосферы на земную поверхность, его распределение в пространстве и изменение во времени называется барическим полем . Области высокого и низкого давления, на которые расчленено барическое поле, называются барическими системами .
К замкнутым барическим системам относятся барические максимумы (система замкнутых изобар с повышенным давлением в центре) и минимумы (система замкнутых изобар с пониженным давлением в центре), к незамкнутым – барические гребень (полоса повышенного давления от барического максимума внутри поля пониженного давления), ложбина (полоса пониженного давления от барического минимума внутри поля повышенного давления) и седловина (незамкнутая система изобар между двумя барическими максимумами и двумя минимумами). В литературе встречается понятие «барическая депрессия» – пояс пониженного давления, внутри которого могут быть замкнутые барические минимумы.
Давление по земной поверхности распределено зонально. На экваторев течение года располагается пояс пониженного давления – экваториальная депрессия (менее 1015 гПа). В июле она перемещается в Северное полушарие на 15–20º с.ш., в декабре – в Южное, на 5º ю.ш. В тропических широтах (между 35º и 20º обоих полушарий) давление в течение года повышенное – тропические (субтропические) барические максимумы (более 1020 гПа). Зимой над океанами и над сушей возникает сплошной пояс повышенного давления (Азорский и Гавайский – СП; Ю-Атлантический, Ю-Тихоокеанский и Ю-Индийский – ЮП). Летом повышенное давление сохраняется только над океанами, над сушей давление уменьшается, возникают термические депрессии (Ирано-Тарский минимум – 994 гПа). В умеренных широтах СП летом формируется сплошной пояс пониженного давления , однако барическое поле дисимметрично: в ЮП в умеренных и субполярных широтах над водной поверхностью весь год существует полоса пониженного давления (Приантарктический минимум - до 984 гПа); в СП в связи с чередованием материковых и океанических секторов барические минимумы выражены только над океанами (Исландский и Алеутский – давление в январе 998 гПа), зимой над материками из-за сильного охлаждения поверхности возникают барические максимумы. В полярных широтах, над ледяными щитами Антарктиды и Гренландии давление в течение года повышенное – 1000 гПа (низкие температуры – воздух холодный и тяжелый) (рис. 12, 13).
Устойчивые области повышенного и пониженного давления, на которые распадается барическое поле у поверхности земли, называют центрами действия атмосферы . Существуют территории, над которыми в течение года давление сохраняется постоянным (преобладают барические системы одного типа, либо максимумы, либо минимумы), здесь формируются постоянные центры действия атмосферы:
– экваториальная депрессия;
– Алеутский минимум (умеренные широты СП);
– Исландский минимум (умеренные широты СП);
– зона пониженного давления умеренных широт ЮП (Приантарктический пояс пониженного давления);
– субтропические зоны высокого давления СП:
Азорский максимум (Северо-Атлантический максимум)
Гавайский максимум (Северо-Тихоокеанский максимум)
– субтропические зоны высокого давления ЮП:
Южно-Тихоокеанский максимум (ю-зап. Ю.Америки)
Южно-Атлантический максимум (антициклон о. Св. Елены)
Южно-Индийский максимум (антициклон о. Маврикий)
– Антарктический максимум;
– Гренландский максимум.
Сезонные барические системы образуются в том случае, если давление по сезонам изменяет знак на обратный: на месте барического максимума возникает барический минимум и наоборот. К сезонным барическим системам относятся:
– летний Южно-Азиатский минимум с центром около 30º с.ш. (997 гПа)
– зимний Азиатский максимум с центром над Монголией (1036 гПа)
– летний Мексиканский минимум (Северо-Американская депрессия) – 1012 гПа
– зимний Северо-Американский и Канадский максимумы (1020 гПа)
– летние (январские) депрессии над Австралией, Южной Америкой и южной Африкой уступают место зимой австралийскому, южноамериканскому и южноафриканскому антициклонам.
Ветер. Горизонтальный барический градиент. Движение воздуха в горизонтальном направлении называется ветром. Ветер характеризуется скоростью, силой и направлением. Скорость ветра – расстояние, которое проходит воздух за единицу времени (м/с, км/ч). Сила ветра – давление, оказываемое воздухом на площадку в 1 м 2 , расположенную перпендикулярно движению. Сила ветра определяется в кг/м 2 или в баллах по шкале Бофорта (0 баллов – штиль, 12 – ураган).
Скорость ветра определяется горизонтальным барическим градиентом – изменением давления (падение давления на 1 гПа) на единицу расстояния (100 км) в сторону уменьшения давления и перпендикулярно изобарам. Кроме барометрического градиента на ветер действуют вращение Земли (сила Кориолиса), центробежная сила и трение.
Сила Кориолиса отклоняет ветер вправо (в ЮП влево) от направления градиента. Центробежная сила действует на ветер в замкнутых барических системах – циклонах и антициклонах. Она направлена по радиусу кривизны траектории в сторону ее выпуклости. Сила трения воздуха о земную поверхность всегда уменьшает скорость ветра. Трение сказывается в нижнем, 1000-метровом слое, называемом слоем трения . Движение воздуха при отсутствии силы трения называется градиентным ветром . Градиентный ветер, дующий вдоль параллельных прямолинейных изобар, называется геострофическим , вдоль криволинейных замкнутых изобар – геоциклострофическим . Наглядное представление о повторяемости ветров определенных направлений дает диаграмма «роза ветров».
В соответствии с барическим рельефом существуют следующие зоны ветров:
– приэкваториальный пояс штилей (ветры сравнительно редки, так как господствуют восходящие движения сильно нагретого воздуха);
– зоны пассатов северного и южного полушарий;
– области затишья в антициклонах субтропического пояса высокого давления (причина – господство нисходящих движений воздуха);
– в средних широтах обоих полушарий – зоны преобладания западных ветров;
– в околополярных пространствах ветры дуют от полюсов в сторону барических депрессий средних широт, т.е. здесь обычны ветры с восточной составляющей.
Общая циркуляция атмосферы (ОЦА) – система воздушных потоков планетарного масштаба, охватывающая весь земной шар, тропосферу и нижнюю стратосферу. В циркуляции атмосферы выделяют зональные и меридиональные переносы. К зональным переносам, развивающимся в основном в субширотном направлении, относятся:
– западный перенос, господствующий на всей планете в верхней тропосфере и нижней стратосфере;
– в нижней тропосфере, в полярных широтах – восточные ветры; в умеренных широтах – западные ветры, в тропических и экваториальных широтах – восточные (рис.14).
от полюса к экватору.
В самом деле, воздух на экваторе в приземном слое атмосферы сильно прогревается. Теплый и влажный воздух поднимается вверх, объем его возрастает, и в верхней тропосфере возникает высокое давление. У полюсов из-за сильного охлаждения приземных слоев атмосферы воздух сжимается, объем его уменьшается и наверху давление падает. Следовательно, в верхних слоях тропосферы возникает переток воздуха от экватора к полюсам. Благодаря этому масса воздуха у экватора, а значит, и давление у подстилающей поверхности уменьшаются, а на полюсах возрастает. В приземном слое начинается движение от полюсов к экватору. Вывод: солнечная радиация формирует меридиональную составляющую ОЦА.
На однородной вращающейся Земле действует еще и сила Кориолиса. Наверху сила Кориолиса отклоняет поток в СП вправо от направления движения, т.е. с запада на восток. В ЮП движение воздуха отклоняется влево, т.е. опять с запада на восток. Поэтому вверху (в верхней тропосфере и нижней стратосфере, в интервале высот от 10 до 20 км, давление уменьшается от экватора к полюсам) отмечен западный перенос, он отмечен для всей Земли в целом. В общем, движение воздуха происходит вокруг полюсов. Следовательно, сила Кориолиса формирует зональный перенос ОЦА.
Внизу у подстилающей поверхности движение более сложное, влияние оказывает неоднородная подстилающая поверхность, т.е. расчленение ее на материки и океаны. Образуется сложная картина основных воздушных потоков. От субтропических поясов высокого давления воздушные потоки оттекают к экваториальной депрессии и в умеренные широты. В первом случае образуются восточные ветры тропических-экваториальных широт. Над океанами благодаря постоянным барическим максимумам они существуют круглый год – пассаты – ветры экваториальных периферий субтропических максимумов, постоянно дующие только над океанами; над сушей прослеживаются не всюду и не всегда (перерывы вызываются ослаблением субтропических антициклонов из-за сильного прогрева и перемещения в эти широты экваториальной депрессии). В СП пассаты имеют северо-восточное направление, в ЮП – юго-восточное. Пассаты обоих полушарий сходятся вблизи экватора. В области их сходимости (внутритропическая зона конвергенции) возникают сильные восходящие токи воздуха, образуются кучевые облака и выпадают ливневые осадки.
Ветровой поток, идущий в умеренные широты от тропического пояса повышенного давления, формирует западные ветры умеренных широт. Они усиливаются в зимнее время, так как над океаном в умеренных широтах разрастаются барические минимумы, увеличивается барический градиент между барическими минимумами над океанами и барическими максимумами над сушей, следовательно, увеличивается и сила ветров. В СП направление ветров юго-западное, в ЮП – северо-западное. Иногда эти ветры называют антипассатами, но генетически они с пассатами не связаны, а являются частью общепланетарного западного переноса.
Восточный перенос. Преобладающими ветрами в полярных широтах являются северо-восточные в СП и юго-восточные – в ЮП. Воздух перемещается от полярных областей повышенного давления в сторону пояса пониженного давления умеренных широт. Восточный перенос представлен также пассатами тропических широт. Вблизи экватора восточный перенос охватывает почти всю тропосферу, и западного переноса здесь нет.
Анализ по широтам основных частей ОЦА позволяет выделить три зональных незамкнутых звена:
– полярное: в нижней тропосфере дуют восточные ветры, выше – западный перенос;
– умеренное звено: в нижней и верхней тропосфере – ветры западных направлений;
– тропическое звено: в нижней тропосфере – восточные ветры, выше – западный перенос.
Тропическое звено циркуляции получило название ячейки Гадлея (автор наиболее ранней схемы ОЦА, 1735 г.), умеренное звено – ячейки Фрреля (американский метеоролог). В настоящее время существование ячеек подвергается сомнению (С.П. Хромов, Б.Л. Дзердиевский), однако в литературе упоминание о них сохраняется.
Струйные течения – ветры ураганной силы, дующие над фронтальными зонами в верхней тропосфере и нижней стратосфере. Особенно ярко они выражены над полярными фронтами, скорость ветра достигает 300–400 км/ч из-за больших градиентов давления и разреженности атмосферы.
Меридиональные переносы осложняют систему ОЦА и обеспечивают междуширотный обмен теплотой и влагой. Главными меридиональными переносами являются муссоны – сезонные ветры, меняющие летом и зимой направление на противоположное. Выделяют муссоны тропические и внетропические.
Тропические муссоны возникают по причине термических различий между летним и зимним полушариями, распределение суши и моря только усиливает, осложняет или стабилизирует это явление. В январе в СП располагается почти непрерывная цепь антициклонов: над океанами – постоянных субтропических, над материками – сезонных. В то же время в ЮП лежит сдвинутая туда экваториальная депрессия. В результате образуется перенос воздуха из СП в ЮП. В июле при обратном соотношении барических систем, происходит перенос воздуха через экватор из ЮП в СП. Таким образом, тропические муссоны – это не что иное, как пассаты, которые в некоторой, близкой к экватору полосе приобретают иное свойство – сезонную смену генерального направления. При помощи тропических муссонов осуществляется обмен воздуха между полушариями , а на между сушей и морем, тем более, что в тропиках термический контраст между сушей и морем вообще невелик. Область распространения тропических муссонов вся лежит между 20º с.ш. и 15º ю.ш. (тропическая Африка к северу от экватора, восточная Африка к югу от экватора; южная Аравия; Индийский океан до Мадагаскара на западе и до северной Австралии на востоке; Индостан, Индокитай, Индонезия (без Суматры), Восточный Китай; в Ю.Америке – Колумбия). Например, муссонное течение, зарождающееся в антициклоне над северной Австралией и идущее в Азию, направляется, в сущности, с одного материка на другой; океан в данном случае служит лишь промежуточной территорией. Муссоны в Африке есть обмен воздуха между сушей одного и того же материка, лежащих в разных полушариях, а над частью Тихого океана муссон дует с океанической поверхности одного полушария на океаническую поверхность другого.
В образовании внетропических муссонов ведущую роль играет термический контраст между сушей и морем. Здесь муссоны возникают между сезонными антициклонами и депрессиями, одни из которых лежат на материке другие на океане. Так, зимние муссоны на Дальнем востоке есть следствие взаимодействия антициклона над Азией (с центром в Монголии) и постоянной Алеутской депрессии; летний – следствие антициклона над северной частью Тихого океана и депрессии над внетропической частью Азиатского материка.
Внетропические муссоны лучше всего выражены на Дальнем Востоке (включая Камчатку), в Охотском море, в Японии, на Аляске и побережье Северного Ледовитого океана.
Одно из главных условий проявления муссонной циркуляции – отсутствие циклонической деятельности (над Европой и С. Америкой муссонная циркуляция отсутствует вследствие интенсивности циклонической деятельности, она «смывается» западным переносом).
Ветры циклонов и антициклонов. В атмосфере при встрече двух воздушных масс с разными характеристиками постоянно возникают крупные атмосферные вихри – циклоны и антициклоны. Они сильно усложняют схему ОЦА.
Циклон – плоский восходящий атмосферный вихрь, проявляющийся у земной поверхности областью пониженного давления, с системой ветров от периферии к центру против часовой стрелки в СП и по часовой – в ЮП.
Антициклон – плоский нисходящий атмосферный вихрь, проявляющийся у земной поверхности областью повышенного давления, с системой ветров от центра к периферии по часовой стрелке в СП и против часовой – в ЮП.
Вихри плоские, так как их горизонтальные размеры – тысячи квадратных километров, а вертикальные – 15–20 км. В центре циклона наблюдаются восходящие токи воздуха, в антициклоне – нисходящие.
Выделяют циклоны фронтальные, центральные, тропические и термические депрессии.
Фронтальные циклоны образуются на Арктическом и Полярном фронтах: на Арктическом фронте Северной Атлантики (около восточных берегов Северной Америки и у Исландии), на Арктическом фронте в северной части Тихого океана (около восточных берегов Азии и у Алеутских островов). Циклоны обычно существуют несколько суток, двигаясь с запада на восток со скоростью около 20-30 км/ч. На фронте возникает серия циклонов, в серии по три-четыре циклона. Каждый следующий циклон находится на более молодой стадии развития и двигается быстрее. Циклоны нагоняют друг друга, смыкаются, образуя центральные циклоны – второй тип циклона. Благодаря малоподвижным центральным циклонам поддерживается область пониженного давления над океанами и в умеренных широтах.
Циклоны, зародившиеся на севере Атлантического океана, движутся в Западную Европу. Наиболее часто они проходят через Великобританию, Балтийское море, Санкт-Петербург и далее на Урал и в Западную Сибирь или по Скандинавии, Кольскому полуострову и далее или к Шпицбергену, или по северной окраине Азии.
Северотихоокеанские циклоны идут в северо-западную Америку, а также северо-восточную Азию.
Тропические циклоны образуются на тропических фронтах чаще всего между 5º и 20º с. и ю. ш. Возникают они над океанами в конце лета и осенью, когда вода нагрета до температуры 27–28º С. Мощный подъем теплого и влажного воздуха приводит к выделению огромного количества теплоты при конденсации, что определяет кинетическую энергию циклона и низкое давление в центре. Циклоны двигаются с востока на запад по экваториальной периферии постоянных барических максимумов на океанах. Если тропический циклон достигает умеренных широт, он расширяется, теряет энергию и уже как внетропический циклон начинает двигаться с запада на восток. Скорость движения самого циклона небольшая (20–30 км/ч), но ветры в нем могут иметь скорость до 100 м/с (рис. 15).
Рис. 15. Распространение тропических циклонов
Основные районы возникновения тропических циклонов: восточное побережье Азии, северное побережье Австралии, Аравийское море, Бенгальский залив; Карибское море и Мексиканский залив. В среднем за год бывает около 70 тропических циклонов со скоростью ветра более 20 м/с. В Тихом океане тропические циклоны называются тайфунами, в Атлантическом – ураганами, у берегов Австралии – вилли-вилли.
Термические депрессии возникают на суше из-за сильного перегрева участка поверхности, поднятия и растекания воздуха над ним. В результате у подстилающей поверхности образуется область пониженного давления.
Антициклоны подразделяются на фронтальные, субтропические антициклоны динамического происхождения и стационарные.
В умеренных широтах в холодном воздухе возникают фронтальные антициклоны, которые перемещаются сериями с запада на восток со скоростью 20–30 км/ч. Последний заключительный антициклон достигает субтропиков, стабилизируется и образует субтропический антициклон динамического происхождения. К ним относятся постоянные барические максимумы на океанах. Стационарный антициклон возникает над сушей в зимний период в результате сильного выхолаживания участка поверхности.
Зарождаются и устойчиво держатся антициклоны над холодными поверхностями Восточной Арктики, Антарктиды, а зимой и Восточной Сибири. При прорыве арктического воздуха с севера зимой антициклон устанавливается над всей Восточной Европой, а иногда захватывает Западную и Южную.
За каждым циклоном следует и перемещается с той же скоростью антициклон, который заключает собой всякую циклоническую серию. При движении с запада на восток циклоны испытывают отклонение к северу, а антициклоны – к югу в СП. Причина отклонений объясняется влиянием силы Кориолиса. Следовательно, циклоны начинают двигаться на северо-восток, а антициклоны на юго-восток. Благодаря ветрам циклонов и антициклонов наблюдается обмен между широтами теплом и влагой. В областях повышенного давления преобладают токи воздуха сверху вниз – воздух сухой, облаков нет; в областях пониженного давления – снизу вверх – образуются облака, выпадают осадки. Внедрение теплых воздушных масс называется «волнами тепла». Перемещение тропических воздушных масс в умеренные широты летом вызывает засуху, зимой – сильные оттепели. Внедрение арктических воздушных масс в умеренные широты – «волны холода» – вызывает похолодание.
Местные ветры – ветры, возникающие на ограниченных участках территории в результате влияния местных причин. К местным ветрам термического происхождения относятся бризы, горно-долинные ветры, влияние рельефа вызывает образование фенов и бора.
Бризы возникают на берегах океанов, морей, озер, там, где велики суточные колебания температур. В крупных городах сформировались городские бризы. Днем, когда суша нагрета сильнее, над ней возникает восходящее движение воздуха и отток его наверху в сторону более холодного. В приземных слоях ветер дует в сторону суши, это дневной (морской) бриз. Ночной (береговой) бриз возникает ночью. Когда суша охлаждается сильнее, чем вода, и в приземном слое воздуха ветер дует с суши на море. Морские бризы выражены сильнее, их скорость равна 7 м/с, полоса распространения – до 100 км.
Горно-долинные ветры образуют ветры склонов и собственно горно-долинные и имеют суточную периодичность. Ветры склонов – результат различного нагрева поверхности склона и воздуха на той же высоте. Днем воздух на склоне нагревается сильнее, и ветер дует вверх по склону, ночью склон охлаждается тоже сильнее и ветер начинает дуть вниз по склону. Собственно горно-долинные ветры вызваны тем, что воздух в горной долине нагревается и охлаждается сильнее, чем на той же высоте на соседней равнине. Ночью ветер дует в сторону равнины, днем – в сторону гор. Обращенный в сторону ветра склон, называется наветренным, а противоположный – подветренным.
Фен – теплый сухой ветер с высоких гор, часто покрытых ледниками. Возникает он благодаря адиабатическому охлаждению воздуха на наветренном склоне и адиабатическому нагреву – на подветренном склоне. Наиболее типичный фен возникает в случае, когда воздушное течение ОЦА переваливает через горный хребет. Чаще встречается антициклональный фен, он образуется в том случае, если над горной страной стоит антициклон. Фены наиболее часты в переходные сезоны, продолжительность их несколько суток (в Альпах в году 125 дней с фенами). В горах Тянь-Шаня подобные ветры называют кастек, в Средней Азии – гармсиль, в Скалистых горах – чинук. Фены вызывают раннее цветение садов, таяние снега.
Бора – холодный ветер, дующий с невысоких гор в сторону теплого моря. В Новороссийске он называется норд-остом, на Апшеронском полуострове – нордом, на Байкале – сармой, в долине Роны (Франция) – мистралью. Возникает бора зимой, когда перед хребтом, на равнине, образуется область повышенного давления, где формируется холодный воздух. Перевалив невысокий хребет, холодный воздух устремляется с большой скоростью в сторону теплой бухты, где давление низкое, скорость может достигать 30 м/с, температура воздуха резко падает до –5ºС.
К мелкомасштабным вихрям относятся смерчи и тромбы (торнадо) . Вихри над морем называются смерчами, над сушей – тромбами. Зарождаются смерчи и тромбы обычно в тех же местах, что и тропические циклоны, в жарком влажном климате. Основным источником энергии служит конденсация водяных паров, при которой выделяется энергия. Большое число торнадо в США объясняется приходом влажного теплого воздуха с Мексиканского залива. Вихрь двигается со скоростью 30–40 км/ч, но скорость ветра в нем достигает 100 м/с. Тромбы возникают обычно поодиночке, вихри – сериями. В 1981 г. у побережья Англии в течение пяти часов сформировалось 105 смерчей.
Понятие о воздушных массах (ВМ). Анализ вышеизложенного показывает, что тропосфера не может быть физически однородной во всех своих частях. Она разделяется, не переставая быть единой и цельной, на воздушные массы – крупные объемы воздуха тропосферы и нижней стратосферы, обладающие относительно однородными свойствами и движущиеся как единое целое в одном из потоков ОЦА. Размеры ВМ сопоставимы с частями материков, протяженность тысячи километров, мощность – 22–25 км. Территории, над которыми формируются ВМ, называются очагами формирования. Они должны обладать однородной подстилающей поверхностью (суша или море), определенными тепловыми условиями и временем, необходимым для их образования. Подобные условия существуют в барических максимумах над океанами, в сезонных максимумах над сушей.
Типичные свойства ВМ имеет только в очаге формирования, при перемещении она трансформируется, приобретая новые свойства. Приход тех или иных ВМ вызывает резкие смены погоды непериодического характера. По отношению к температуре подстилающей поверхности ВМ делят на теплые и холодные. Теплая ВМ перемещается на холодную подстилающую поверхность, она приносит потепление, но сама охлаждается. Холодная ВМ приходит на теплую подстилающую поверхность и приносит похолодание. По условиям образования ВМ подразделяют на четыре типа: экваториальные, тропические, полярные (воздух умеренных широт) и арктические (антарктическая). В каждом типе выделяется два подтипа – морской и континентальный. Для континентального подтипа , образующегося над материками, характерна большая амплитуда температур и пониженная влажность. Морской подтип формируется над океанами, следовательно, относительная и абсолютная влажность у него повышены, амплитуды температур значительно меньше континентальных.
Экваториальные ВМ образуются в низких широтах, характеризуются высокими температурами и большой относительной и абсолютной влажностью. Эти свойства сохраняются и над сушей и над морем.
Тропические ВМ формируются в тропических широтах, температура в течение года не опускается ниже 20º С, относительная влажность невелика. Выделяют:
– континентальные ТВМ, формирующиеся над материками тропических широт в тропических барических максимумах – над Сахарой, Аравией, Тар, Калахари, а летом в субтропиках и даже на юге умеренных широт – на юге Европы, в Средней Азии и Казахстане, в Монголии и Северном Китае;
– морские ТВМ, образующиеся над тропическими акваториями – в Азорском и Гавайском максимумах; характеризуются высокой температурой и влагосодержанием, но низкой относительной влажностью.
Полярные ВМ , или воздух умеренных широт, образуются в умеренных широтах (в антициклонах умеренных широт из арктических ВМ и воздуха, пришедшего из тропиков). Температуры зимой отрицательные, летом положительные, годовая амплитуда температур значительна, абсолютная влажность увеличивается летом и уменьшается зимой, относительная влажность средняя. Выделяют:
– континентальный воздух умеренных широт (кУВ), который формируется над обширными поверхностями континентов умеренных широт, зимой сильно охлажден и устойчив, погода в нем ясная с сильными морозами; летом сильно прогревается, в нем возникают восходящие токи;
Суточный ход температуры воздуха определяется соответствующим ходом температуры деятельной поверхности. Нагревание и охлаждение воздуха зависят от термического режима деятельной поверхности. Тепло, поглощенное этой поверхностью, частично распространяется в глубь почвы или водоема, а другая его часть отдается прилегающему слою атмосферы и затем распространяется в вышележащие слои. При этом происходит некоторое запаздывание роста и понижения температуры воздуха по сравнению с изменением температуры почвы.
Минимальная температура воздуха на высоте 2 м наблюдается перед восходом солнца. По мере поднятия солнца над горизонтом температура воздуха в течение 2--3 ч быстро повышается. Затем рост температуры замедляется. Максимум ее наступает через 2--3 ч после полудня. Далее температура понижается-- сначала медленно, а затем более быстро.
Над морями и океанами максимум температуры воздуха наступает на 2--3 ч раньше, чем над материками, причем амплитуда суточного хода температуры -воздуха над крупными водоемами больше амплитуды колебания температуры водной поверхности. Это объясняется тем, что поглощение солнечной радиации воздухом и собственное его излучение над морем значительно больше, чем над сушей, так как над морем в воздухе содержится больше водяного пара.
Особенности суточного хода температуры воздуха выявляются при осреднении результатов длительных наблюдений. При таком осреднении исключаются отдельные непериодические нарушения суточного хода температуры, связанные с вторжениями холодных и теплых воздушных масс. Эти вторжения искажают суточный ход температуры. Например, при вторжении днем холодной воздушной массы температура воздуха над некоторыми пунктами иногда понижается, а не повышается. При вторжении же тёплой массы ночью температура может повышаться.
При установившейся погоде изменение температуры воздуха в течение суток выражено довольно отчетливо. Но амплитуда суточного хода температуры воздуха над сушей всегда меньше амплитуды суточного хода температуры поверхности почвы. Амплитуда суточного хода температуры воздуха зависит от ряда факторов.
Широта места. С увеличением широты места амплитуда суточного хода температуры воздуха убывает. Наибольшие амплитуды наблюдаются в субтропических широтах. В среднем за год рассматриваемая амплитуда составляет в тропических областях около 12°С, в умеренных широтах 8--9°С, у Полярного круга 3--4°С, в Заполярье 1--2°С.
Время года. В умеренных широтах наименьшие амплитуды наблюдаются зимой, а наибольшие - летом. Весной они несколько больше, чем осенью. Амплитуда суточного хода температуры зависит не только от дневного максимума, но и от ночного минимума, который тем ниже, чем продолжительнее ночь. В умеренных и высоких широтах за короткие летние ночи температура не успевает упасть до очень низких значений и потому амплитуда здесь остается сравнительно небольшой. В полярных областях в условиях круглосуточного полярного дня амплитуда суточного хода температуры воздуха составляет, всего около 1 °С. В полярную ночь суточные колебания температуры почти не наблюдаются. В Заполярье наибольшие амплитуды отмечаются весной и осенью. На острове Диксон наибольшая амплитуда в эти сезоны составляет в среднем 5--6 °С.
Наибольшие амплитуды суточного хода температуры воздуха наблюдаются в тропических широтах, причем они здесь мало зависят от времени года. Так, в тропических пустынях эти амплитуды в течение всего года составляют 20--22 °С.
Характер деятельной поверхности. Над водной поверхностью амплитуды суточного хода температуры воздуха меньше, чем над сушей. Над морями и океанами они составляют в среднем 2--3°С. С удалением от берегов в глубь материка амплитуды увеличиваются до 20--22 °С. Аналогичное по характеру, но более слабое влияние на суточный ход температуры воздуха оказывают внутренние водоемы и сильно увлажненные поверхности (болота, места с обильной растительностью). В сухих степях и пустынях среднегодовые амплитуды суточного хода температуры воздуха достигают 30 °С.
Облачность. Амплитуда суточного хода температуры воздуха в ясные дни больше, чем в облачные, так как колебания температуры воздуха находятся в прямой зависимости от колебаний температуры деятельного слоя, которые в свою очередь непосредственно связаны с количеством и характером облаков.
Рельеф местности. На суточный ход температуры воздуха значительное влияние оказывает рельеф местности, на что впервые обратил внимание А. И. Воейков. При вогнутых формах рельефа (котловины, ложбины, долины) воздух соприкасается с наибольшей площадью подстилающей поверхности. Здесь воздух днем застаивается, а ночью охлаждается над склонами и стекает на дно. В результате этого увеличивается как дневное нагревание, так и ночное охлаждение воздуха внутри вогнутых форм рельефа по сравнению с равнинной местностью. Тем самым увеличиваются и амплитуды суточных колебаний температуры в таком рельефе. При выпуклых формах рельефа (горы, холмы, возвышенности) воздух соприкасается с наименьшей площадью подстилающей поверхности. Влияние деятельной поверхности на температуру воздуха уменьшается. Таким образом, амплитуды суточного хода температуры воздуха в котловинах, ложбинах, долинах больше, чем над равнинами, а над последними они больше, чем над вершинами гор и холмов.
Высота над уровнем моря. С увеличением высоты места амплитуда суточного хода температуры воздуха уменьшается, а моменты наступления максимумов и минимумов сдвигаются на более позднее время. Суточный ход температуры с амплитудой 1--2°С наблюдается даже на высоте тропопаузы, но здесь он уже обусловлен поглощением солнечной радиации озоном, содержащимся в воздухе.
Годовой ход температуры воздуха определяется, прежде всего, годовым ходом температуры деятельной поверхности. Амплитуда годового хода представляет собой разность среднемесячных температур самого тёплого и самого холодного месяцев.
В северном полушарии на континентах максимальная средняя температура воздуха наблюдается в июле, минимум в январе. На океанах и побережье материков экстремальные температуры наступают несколько позднее: максимум - в августе, минимум - в феврале - марте. На суше амплитуды годового хода температуры воздуха значительно больше, чем над водной поверхностью.
Большое влияние на амплитуду годового хода температуры воздуха оказывает широта места. Наименьшая амплитуда наблюдается в экваториальной зоне. С увеличением широты места амплитуда увеличивается, достигая наибольших значений в полярных широтах. Амплитуда годовых колебаний температуры воздуха зависит также от высоты места над уровнем моря. С увеличением высоты амплитуда уменьшается. Большое влияние оказывают на годовой ход температуры воздуха погодные условия: туман, дождь и главным образом облачность. Отсутствие облачности зимой приводит к понижению средней температуры самого холодного месяца, а летом -- к повышению средней температуры самого теплого месяца.
Годовой ход температуры воздуха в разных географических зонах разнообразен. По величине амплитуды и по времени наступления экстремальных температур выделяют четыре типа годового хода температуры воздуха.
- 1. Экваториальный тип. В экваториальной зоне в году наблюдаются два максимума температуры -- после весеннего и осеннего равноденствия, когда солнце над экватором в полдень находится в зените, и два минимума -- после зимнего и летнего солнцестояния, когда солнце находится на наименьшей высоте. Амплитуды годового хода здесь малы, что объясняется малым изменением притока тепла в течение года. Над океанами амплитуды составляют около 1 °С, а над континентами 5--10°С.
- 2. Тип умеренного пояса. В умеренных широтах также отмечается годовой ход температуры с максимумом после летнего и минимумом после зимнего солнцестояния. Над материками северного полушария максимальная среднемесячная температура наблюдается в июле, над морями и побережьями -- в августе. Годовые амплитуды увеличиваются с широтой. Над океанами и побережьями они в среднем составляют 10--15 °С, над материками 40--50 °С, а на широте 60° достигают 60 °С.
- 3. Полярный тип. Полярные районы характеризуются продолжительной холодной зимой и сравнительно коротким прохладным летом. Годовые амплитуды над океаном и побережьями полярных морей составляют 25--40 °С, а на суше превышают 65 °С. Максимум температуры наблюдается в августе, минимум -- в январе.
Рассмотренные типы годового хода температуры воздуха выявляются из многолетних данных и представляют собой правильные периодические колебания. В отдельные годы под влиянием вторжений теплых или холодных масс возникают отклонения от приведенных типов. Частые вторжения морских воздушных масс на материк приводят к уменьшению амплитуды. Вторжения континентальных воздушных масс на побережья морей и океанов увеличивают амплитуду в этих районах. Непериодические изменения температуры связаны главным образом с адвекцией воздушных масс. Например, в умеренных широтах значительные непериодические похолодания происходят при вторжении холодных воздушных масс из Арктики. При этом весной нередко отмечаются возвраты холода. При вторжении в умеренные широты тропических воздушных масс осенью наблюдаются возвраты тепла 8, с. 285 - 291.
Суточный ход температуры воздуха
Температура поверхности почвы влияет на температуру воздуха. Обмен теплом происходит при непосредственном соприкосновении тонкой пленки воздуха с земной поверхностью вследствие молекулярной теплопроводности. Далее обмен происходит внутри атмосферы за счет турбулентной теплопроводности, которая является более эффективным механизмом теплообмена, так как перемешивание воздуха в процессе турбулентности способствует очень быстрой передаче тепла из одних атмосферных слоев в другие.
Рис №2 График суточного хода температуры воздуха.
Как видно на рис№2 в течение суток воздух нагревается и охлаждается от земной поверхности, приблизительно повторяя изменения температуры воздуха (см. рис.1) с меньшей амплитудой. Можно даже заметить, что амплитуда суточного хода температуры воздуха меньше амплитуды изменения температуры почвы примерно на 1/3. Температура воздуха начинает повышаться в то же время, что и температура поверхности почвы: после восхода солнца, а максимум ее уже наблюдается в более поздние часы, а нашем случае в 15ч, а потом начинает понижаться.
Как уже отмечалось ранее, максимум температуры поверхности почвы выше, чем максимум температуры воздуха (32,8°С). Это объясняется тем, что солнечная радиация прежде всего нагревает почву, от которой уже потом нагревается воздух. А ночные минимумы на поверхности почвы ниже, чем в воздухе, так как почва излучает тепло в атмосферу.
Суточный ход упругости водяного пара
Водяной пар непрерывно поступает в атмосферу путем испарения с водных поверхностей и влажной почвы, а также в результате транспирации растениями. При этом в разных местах и в разное время он поступает в атмосферу в различных количествах. От земной поверхности он распространяется вверх, а воздушными течениями переносится из одних мест Земли в другие.
Упругостью водяного пара называют давление водяного пара. Водяной пар, как всякий газ, создает определенное давление. Давление водяного пара пропорционально его плотности (массе в единице объема) и его абсолютной температуре.
Рис. №3 График суточного хода упругости водяного пара.
Наблюдения проводились в глубине материка в теплое время года, поэтому график показывает двойной суточный ход (рис№3). Первый минимум в таких случаях наступает после восхода, как и минимум температуры.
Почва начинает нагреваться после восхода Солнца, повышается ее температура, и, как следствие, возрастает испарение, а значит, растет давление пара. Это тенденция происходит до 9ч, пока испарение преобладает над переносом пара снизу в более высокие слои. К этому времени в приземном слое уже устанавливается неустойчивая стратификация, и конвекция получает достаточное развитие. В процессе конвекции возрастает интенсивность турбулентного перемешивания, устанавливается перенос водяного пара в направлении его градиента, снизу вверх. Отток водяного пара снизу не успевает компенсироваться испарением, что приводит к уменьшению содержания пара (и, следовательно, давления) у земной поверхности к 12-15 часам. А уже потом, давление начинает расти, так как конвекция ослабевает, а испарение с нагретой почвы еще велико, и растет содержание пара. После 18ч испарение уменьшается, поэтому давление падает.
Число : 15.02.2016
Класс: 6«В»
Урок № 42
Тема урока: §39. Температура воздуха и суточный ход температуры
Цель урока:
Обучающая: Сформировать знания о закономерностях распределения температуры воздуха.
Развивающа я : Развивать навыки, умение определять температуру, считать суточную, составлять графики, решать задачи по изменению температур, находить амплитуду температур.
Воспитывающая: Воспитывать стремление к изучению предмета.
Тип урока: комбинированный
Вид урока: проблемное обучение
Оборудование урока: ИКТ, термометры, календари погоды,
I.Организационный момент : Приветствие. Выявление отсутствующих.
II.Проверка домашнего задания :
Тест.
1.Какие причины определяют нагрев Земли?
А полярная ночь и полярный день
Б угол падения солнечных лучей
В смена дня и ночи
Г давление, температура, ветер.
2.Каково различие в нагреве поверхности на экваторе и умеренных широтах:
А экваториальные широты нагреты больше в течении года
Б экваториальные широты нагреты больше летом
В экваториальные широты нагреты одинаково в течении года
3.Сколько поясов освещенности?
А 3 Б 5 В 6 Г 4
4. В чем особенности полярного пояса
А Два раза в год Солнце на тропике
Б В течении года наблюдается полярный день и полярная ночь
В Летом Солнце в зените.
5.Часто ли в тропическом поясе меняется погода
А Да Б Нет В 4 раза в год
III.Подготовка к объяснению новой темы : Написать на доске тему урока, объяснить
IV.Объяснение новой тем ы:
Температура воздуха - степень нагретости воздуха, определяемая при помощи термометра.
Температура воздуха - одна из важнейших характеристик погоды и климата.
Термометр – это прибор для определения температуры воздуха. Термометр представляет собой капиллярную трубку, припаянную к резервуару, наполненную жидкостью (ртуть, спирт). Трубка прикреплена к планке, на которой нанесена шкала термометра. С потепление жидкость в трубке начинает подниматься, с похолоданием – опускаться. Термометры бывают уличные и комнатные.
Суточное изменение температуры воздуха – амплитуда.
Исследования показали, что температура меняется со временем, т. е. в течение суток, месяца, года. Суточное изменение температуры зависит от вращения Земли вокруг своей оси.
Ночью, когда солнечное тепло не поступает, поверхность Земли охлаждается. А днем наоборот – нагревается.
В связи с этим меняется температура воздуха.
Самая низкая температура за сутки –перед восходом солнца.
Самая высокая температура – через 2-3 часа после полудня
За сутки показания температуры на метеостанциях снимают 4 раза: в 1ч, 7ч, 13ч, 19 ч затем суммируются и делят на 4 среднесуточная температура
Например:
1ч +5 0 С, 7ч +7 0 С, 13ч +15 0 С, 19ч +11 0 С,
5 0 С+7 0 С+15 0 С+11 0 С=38 0 С:4=9,5 0 С
V. Усвоение новой темы :
Тест
1. Температура воздуха с высотой:
а) понижается
б) повышается
в) не изменяется
2. Суша в отличие от воды нагревается:
а) медленнее
б) быстрее
3. Температуру воздуха измеряют:
а) барометром
б) термометром
в) гигрометром
а) в 7 часов
б) в 12 часов
в) в 14 часов
5. Колебания температуры в течение суток зависят от:
а) облачности
б) угла падения солнечных лучей
6. Амплитуда – это:
а) сумма всех температур в течение суток
б) разность между самой высокой температурой и самой низкой
7. Средняя температура (+2 о; +4 о; +3 о; -1 о) равна:
VI . Итог урока :
1. определить амплитуду температур, среднюю суточную температуру,
VII. Домашнее задание :
1.§39. Температура воздуха и суточный ход температуры
VII . Выставление оценок:
Оценка учитель ученик
Изменения температуры приземного слоя воздуха в течение суток и года обусловлены периодическими колебаниями температуры подстилающей поверхности и наиболее четко выражены в его нижних слоях.
В суточном ходе кривая имеет по одному максимуму и минимуму. Минимальное значение температуры наблюдают перед восходом Солнца. Затем она непрерывно повышается, достигая наибольших значений в 14...15 ч, после чего начинает снижаться до восхода Солнца.
Амплитуда температурных колебаний - важная характеристика погоды и климата, зависящая от ряда условий.
Амплитуда суточных колебаний температуры воздуха зависит от погодных условий. В ясную погоду амплитуда больше, чем в пасмурную, так как облака днем задерживают солнечную радиацию, а ночью уменьшают потерю тепла земной поверхностью путем излучения.
Амплитуда зависит также от времени года. В зимние месяцы при малой высоте Солнца в средних широтах она понижается до 2...3 °С.
Оказывает большое влияние на суточный ход температуры воздуха рельеф: на выпуклых формах рельефа (на вершинах и на склонах гор и холмов) амплитуда суточных колебаний меньше, а в вогнутых (ложбины, долины, котловины) больше по сравнению с равнинной местностью.
Назначение амплитуды влияют и физические свойства почвы:
чем больше суточный ход на самой поверхности почвы, тем больше суточная амплитуда температуры воздуха над ней.
Растительный покров уменьшает амплитуду суточных колебаний температуры воздуха среди растений, так как он днем задерживает солнечную радиацию, а ночью - земное излучение. Особенно заметно уменьшает суточные амплитуды лес.
Характеристикой годового хода температуры воздуха служит амплитуда годовых колебаний температуры воздуха. Она представляет разность между средними месячными температурами воздуха самого теплого и самого холодного месяцев в году.
Годовой ход температуры воздуха в разных географических зонах различен в зависимости от широты и континентальное™ местоположения. По средней многолетней амплитуде и по времени наступления экстремальных температур выделяют четыре типа годового хода температуры воздуха.
Экваториальный тип. В экваториальной зоне в году наблюдают два слабовыраженных максимума температуры - после весеннего (21.03) и осеннего (23.09) равноденствия, когда Солнце находится в зените, и два минимума - после зимнего (22.12) и летнего (22.06) солнцестояния, когда Солнце находится на наименьшей высоте.
Тропический тип. В тропических широтах наблюдают простой годовой ход температуры воздуха с максимумом после летнего и минимумом после зимнего солнцестояния.
Тип умеренного пояса. Минимальные и максимальные значения температуры отмечаются после солнцестояний.
Полярный тип. Минимум температуры в годовом ходе вследствие полярной ночи сдвигается на время появления Солнца над. Максимум температуры в Северном полушарии наблюдается в июле.
На годовой ход температуры воздуха оказывает влияние также высота места над уровнем моря. С увеличением высоты годовая амплитуда уменьшается.
ТЕМПЕРАТУРА И ВЛАЖНОСТЬ ВОЗДУХА
Гвоздика - наиболее чувствительное растение к уровню температуры. Оптимальная температура в теплице во многом определяет величину урожая и качество цветочной продукции. В качестве общей характеристики культуры можно утверждать, что гвоздики не любят высокой температуры, поэтому при летнем выращивании требуется особо внимательно контролировать климат в теплице. Важно при повышении температуры в жаркие месяцы незамедлительно повышать влажность воздуха выше 70%. Рекомендуется для гвоздики устанавливать температуру в теплице от 15°С в ночной период и до 25°С в дневное время суток. Температура должна быть ровной, не допускайте резких колебаний. В середине зимы, в период коротких и особенно холодных дней, оптимальной температурой (если не используется досветка) в течение дня и ночи. является промежуток от 8°С до 10°С. Перепад температуры - не допускается. Но следует учитывать опасность возникновения гриба Ботритиса (не допускайте при таких низких температурах повышения влажности выше 80%) При зимнем выращивании обязательно наличие системы подпочвенного обогрева. Используя систему вентиляции, предотвращайте резкое повышение относительной влажности.
Для хризантем. Постоянная и высокая относительная влажность воздуха порядка 85% и более особенно в период цветения вызывает сильное поражение растений серой гнилью, мучнистой росой, септориозом, может полностью уничтожить урожай или значительно снизить его качество. Это особенно актуально при использовании пленочных теплиц. Поэтому в период роста поддерживают относительную влажность воздуха на уровне 70-75%, а с начала бутонизации - 60-65%. При необходимости теплицы оборудуют системой принудительной вентиляции, для чего используют различные калориферы с электроприводом. Особо следует следить, чтобы ночью не образовалась роса на растениях.
Для тюльпанов. Для формирования цветочной почки оптимальными условиями хранения луковиц будет температурный режим в пределах 17-20-ти градусов при относительной влажности 70-75%. Нарушение температурного режима на протяжении длительного времени приведет к замедленному формированию цветочной почки и неполноценности тюльпанов.
Для нарциссов. В теплице для цветов рекомендуется поддерживать оптимальную относительную влажность воздуха. Она должна находиться в пределах от 70 до 85%
14. Испарение с поверхности воды, почвы и растений
Сумма испарения воды с поверхности почвы и растениями называется суммарным испарением. Суммарное испарение сельскохозяйственных полей обусловлено также мощностью растительного покрова, биологическими особенностями растений, глубиной корнеобитаемого слоя, агротехническими приемами возделывания растений и т.д.
Испарение непосредственно измеряется испарителями или же вычисляется по уравнениям теплового и водного баланса, а также по другим теоретическим и опытным формулам.
Практически оно обычно характеризуется толщиной испарившегося слоя, воды, выраженного в миллиметрах.
Для измерения испарения с водной поверхности применяются испарительные бассейны площадью 20 и 100 м2, а также испарителями с площадью поверхности 3000 см2. Испарение в таких бассейнах и испарителях определяется по изменению уровня воды с учетом выпадения осадков.
Испарение с поверхности почвы измеряется почвенным испарителем с площадью испаряющей поверхности 500 см2, (рис. 5.10). Этот испаритель состоит из двух металлических цилиндров. Внешний установлен в почве до глубины 53 см. Во внутреннем цилиндре находится почвенный монолит с ненарушенной структурой почвы и растительностью. Высота монолита 50 см. Дно внутреннего цилиндра имеет отверстия, через которые стекает избыток воды от выпавших дождей в водосборный сосуд. Для определения испарения внутренний цилиндр с почвенным монолитом каждые пять дней вынимают из внешнего цилиндра и взвешивают.
Почвенный испаритель ГГИ-500-50 1 - внутренний цилиндр; 2 - внешний цилиндр; 3 - водосбор.Коэффициент 0,02 служит для перевода весовых единиц (г) в линейные (мм).Измерение испарения по почвенному испарителю производится только в теплое время года.Пример 3 Определить испарение по данным наблюдений: I августа монолит весил 42450гр 6 августа 42980гр. С I по 6 августа выпало 28,4 мм осадков
Формула расчета.
W от =A×F×d×(d w – d l /10³); (1)
W от = e×F×(P w – P l /10³); (2)
W от = F×{0,118 + (0,01995×a×(P w – P l /1,333)}, где (3)
W от – количество влаги, испаряющейся с открытой водной поверхности плавательного бассейна;
А – эмпирический коэффициент, учитывающий наличие количества купающихся людей;
F – площадь открытой водной поверхности;
d = (25 + 19·V) - коэффициент испарения влаги;
V – скорость воздуха над поверхностью воды;
d w , d l – соответственно, влагосодержание насыщенного воздуха и воздуха при заданной температуре и влажности;
P w , P l – соответственно, давление водяных паров насыщенного воздуха в бассейне при заданной температуре и влажности воздуха;
e – эмпирический коэффициент равный 0,5 – для закрытых поверхностей бассейна, 5 – для неподвижных открытых поверхностей бассейна, 15 – небольших частных бассейнов с ограниченным временем использования, 20 – для общественных бассейнов с нормальной активностью купающихся, 28 – для больших бассейнов для отдыха и развлечений, 35 – для аквапарков со значительным волнообразованием;
а – коэффициент занятости бассейна людьми 0,5 – для больших общественных бассейнов, 0,4 – для бассейнов отелей, 0,3 – для небольших частных бассейнов.
Следует отметить, что при одних и тех же условиях проведенные по вышеуказанным формулам сравнительные расчеты показывают на значительное расхождение в количестве испаряющейся влаги. Однако результаты, полученные при расчетах по двум последним формулам более точные. При этом расчеты по первой формуле, как показывает практика, более всего подходят для игровых бассейнов. Вторая формула, в которой эмпирический коэффициент дает возможность учесть наиболее высокую интенсивность испарения в бассейнах с активными играми, горками и значительным волнообразованием, является наиболее универсальной и может применяться как для аквапарков, так и для небольших индивидуальных плавательных бассейнов.