Суточные и годовые колебания температуры воздуха. Типы колебаний.

Приток солнечной радиации к ПП имеет суточный и годовой ход, поэтому и температура этой поверхности также имеет суточную и годовую периодичность.

Суточные и годовые колебания температуры воздуха над морем существенно отличны от этих изменений над сушей. Это происходит вследствие трех причин:

1) коротковолновая радиация Солнца проникает в воду до нескольких десятков метров, а на суше она поглощается тонким (несколько микрон) поверхностным слоем;

2) турбулентный характер морских течений многократно увеличивает поток тепла на глубину;

3) различия в теплоемкости воды и суши.

В результате суммарного воздействия этих причин суточные колебания температуры в воде распространяются до глубин десятков метров, а в почве —0,8—0,9 м. Все вышесказанное приведет к тому, что амплитуда суточных колебаний температуры поверхности воды в десятки раз меньше, чем поверхности почвы.

Годовой ход температуры воздуха над морем в целом параллелен годовому ходу температуры поверхности моря.

В зависимости от широты места выделяют четыре типа годового хода температуры воздуха (над океаном).

1. Экваториальный тип. Амплитуды здесь минимальные и составляют 1—2°. В году два максимума — в периоды весеннего и осеннего равноденствий и два минимума — во время зимнего и летнего солнцестояний.,

2. Тропический тип. В тропиках амплитуда составляет 5—10°, в годовом ходе один максимум (после летнего солнцестояния) и один минимум (после зимнего солнцестояния).

3. Тип умеренного пояса. Годовой ход здесь простой — один максимум (в июле) и один минимум (в январе). Амплитуда может достигать 10—15°. На побережьях морей и океанов она увеличивается до 20—25°.

4. Полярный тип. Полярные районы характеризуются уменьшением годовых амплитуд, холодной зимой и коротким сравнительно теплым летом. Минимум температуры наблюдается в конце полярной зимы (март), а максимум — в конце полярного лета (август).

 

Температурные градиенты.

Изменчи­вость метеорологического элемента в пространстве удобно харак­теризовать градиентом этого поля. Градиентом метеорологи­ческого поля называется падение данной величины по нормали к поверхности равного значения этой величины, рассчитанное на единицу расстояния.

Для практических целей нецелесообразно оперировать прост­ранственными градиентами метеорологических элементов, а нахо­дят их проекции на горизонтальную (уровенную) поверхность — горизонтальный градиент и вертикальную ось — вертикальный градиент. Вертикальный температурный градиент — dt/dz обозначается γ и единицей измерения для него является градус температуры на 100 м высоты. Горизонтальный температурный градиент — dt/dn измеряется в градусах на градус меридиана (примерно 100 км).

 

Фазовые переходы воды в атмосфере. Ядра конденсации.

Процесс испарения представляет собой фазовый переход вещества (воды) из жидкого в газообразное состояние. При этом молекулы воды как покидают жидкость (испарение), так и возвращаются в нее (конденсация).

В реальной атмо­сфере конденсация водяного пара возможна при соблюдении двух условий: достижении состояния насыщения и наличия частиц, способных выполнять роль подложек для укрупняющихся комплек­сов молекул водяного пара. Эти частицы носят название ядер конденсации (сублимации).По своей природе ядра кон­денсации подразделяются на четыре группы: наземные, промышленного происхождения, частицы морской соли и неиз­вестные частицы

По размеру ядра конденса­ции подразделяются на ядра Айткена (10^⁴ см), метеороло­гические (от 10“⁴ до 10 ³ см) и гигантские (>> 10 ³ см). В 1 см³ возду­ха содержится огромное число частиц, способных выполнять роль ядер конденсации.

С высотой концентрация ядер конденсации быстро падает.