Непосредственно солнечными лучами нагревается земная поверхность, а уже от нее – атмосфера. Поверхность получающая и отдающая теплоту, называется деятельной поверхностью . В температурном режиме поверхности выделяется суточный и годовой ход температур. Суточный ход температур поверхности – изменение температуры поверхности в течение суток. Суточный ход температур поверхности суши (сухой и лишенной растительности) характеризуется одним максимумом около 13 ч и одним минимумом – перед восходом Солнца. Дневные максимумы температуры поверхности суши могут достигать 80 0 С в субтропиках и около 60 0 С в умеренных широтах.
Разница между максимальной и минимальной суточной температурой поверхности называется суточной амплитудой температуры. Суточная амплитуда температуры может летом достигать 40 0 С, зимой амплитуда суточных температур наименьшая – до 10 0 С.
Годовой ход температуры поверхности – изменение среднемесячной температуры поверхности в течение года, обусловлен ходом солнечной радиации и зависит от широты места. В умеренных широтах максимум температур поверхности суши наблюдается в июле, минимум – в январе; на океане максимумы и минимумы запаздывают на месяц.
Годовая амплитуда температур поверхности равна разнице между максимальными и минимальными среднемесячными температурами; возрастает с увеличением широты места, что объясняется возрастанием колебаний величины солнечной радиации. Наибольших значений годовая амплитуда температур достигает на континентах; на океанах и морских берегах значительно меньше. Самая маленькая годовая амплитуда температур отмечается в экваториальных широтах (2-3 0), самая большая – в субарктических широтах на материках (более 60 0).
Тепловой режим атмосферы. Атмосферный воздух незначительно нагревается непосредственно солнечными лучами. Т.к. воздушная оболочка свободно пропускает солнечные лучи. Атмосфера нагревается от подстилающей поверхности. Теплота в атмосферу передается конвекцией, адвекцией и конденсацией водяного пара. Слои воздуха, нагреваясь от почвы, становятся более легкими и поднимаются вверх, а более холодный, следовательно, более тяжелый воздух опускается вниз. В результате тепловой конвекции идет прогревание высоких слоев воздуха. Второй процесс передачи теплоты – адвекция – горизонтальный перенос воздуха. Роль адвекции заключается в передаче теплоты из низких в высокие широты, в зимний сезон тепло передается от океанов к материкам. Конденсация водяного пара – важный процесс, осуществляющий передачу теплоты высоким слоям атмосферы – при испарении теплота забирается от испаряющей поверхности, при конденсации в атмосфере эта теплота выделяется.
С высотой температура убывает. Изменение температуры воздуха на единицу расстояния называется вертикальным температурным градиентом, в среднем он равен 0,6 0 на 100 м. Вместе с тем ход этого убывания в разных слоях тропосферы разный: 0,3-0,4 0 до высоты 1,5 км; 0,5-0,6 – между высотами 1,5-6 км; 0,65-0,75 – от 6 до 9 км и 0,5-0,2 – от 9 до 12 км. В приземном слое (толщиной 2 м) градиенты, при пересчете на 100 м, исчисляются сотнями градусов. В поднимающемся воздухе температура изменяется адиабатически. Адиабатический процесс – процесс изменения температуры воздуха при его вертикальном движении без теплообмена с окружающей средой (в одной массе, без обмена теплом с другими средами).
В описанном распределении температуры по вертикали нередко наблюдаются исключения. Бывает, что верхние слои воздуха теплее нижних, прилегающих к земле. Явление это называется температурной инверсией (увеличение температуры с высотой). Чаще всего инверсия является следствием сильного охлаждения приземного слоя воздуха, вызванного сильным охлаждением земной поверхности в ясные тихие ночи, преимущественно зимой. При пересеченном рельефе холодные массы воздуха медленно стекают вдоль склонов и застаиваются в котловинах, впадинах и т.п. Инверсии могут образовываться и при движении воздушных масс из теплых областей в холодные, так как при натекании подогретого воздуха на холодную подстилающую поверхность его нижние слои заметно охлаждаются (инверсия сжатия).
Тепловой режим земной поверхности. Солнечная радиации, приходящая на Землю, нагревает главным образом ее поверхность. Термическое состояние земной поверхности является поэтому основным источником нагревания и охлаждения нижних слоев атмосферы.
Условия нагревания земной поверхности зависят от ее физических свойств. Прежде всего существуют резкие различия в нагревании поверхности суши и воды. На суше тепло распространяется в глубину преимущественно путем мало эффективной молекулярной теплопроводности. Суточные колебания температуры на поверхности суши распространяются, в связи с этим, только на глубину до 1 м, а годовые - до 10-20 м. В водной поверхности температура распространяется в глубину главным образом путем перемешивания водных масс; молекулярная теплопроводность имеет ничтожное значение. Кроме того здесь играет роль более глубокое проникновение радиации в воду, а также более высокая теплоемкость воды по сравнению с сушей. Поэтому суточные и годовые колебания температуры распространяются в воде на большую глубину, чем на суше: суточные - на десятки метров, годовые - на сотни метров. В результате тепло, приходящее и уходящее на земную поверхность, распространяется в более тонком слое суши, чем водной поверхности. Это значит, что суточные и годовые колебания температуры на поверхности суши должны быть гораздо больше, чем на поверхности воды. Так как от земной поверхности нагревается воздух, то при одинаковом значении солнечной радиации летом и днем температура воздуха над сушей будет выше, чем над морем, а зимой и ночью наоборот.
Неоднородность поверхности суши также сказывается на условиях ее нагревания. Растительный покров днем препятствует сильному нагреванию почвы, а ночью уменьшает ее охлаждение. Снежный покров предохраняет зимой почву от чрезмерной потери тепла. Суточные амплитуды температуры под растительным покровом будут, таким образом, уменьшены. Совместное действие растительного покрова летом и снежного зимой уменьшает годовую амплитуду температуры по сравнению с обнаженной поверхностью.
Крайние пределы колебания температуры поверхности суши следующие. В пустынях субтропиков температура может подняться до +80°, на снежной поверхности Антарктиды может опуститься до -90°.
На водной поверхности моменты наступления максимума и минимума температуры в суточном и годовом ходе смещаются по сравнению с сушей. Суточный максимум наступает около 15-16 час, минимум через 2-3 час после восхода Солнца. Годовой максимум температуры поверхности океана приходится в северном полушарии на август, годовой минимум - на февраль. Максимальная наблюдавшаяся температура поверхности океана около 27°, поверхности внутренних водных бассейнов 45°; минимальная температура соответственно -2 и -13°.
Тепловой режим атмосферы. Изменение температуры воздуха определяется несколькими причинами: солнечной и земной радиацией, молекулярной теплопроводностью, испарением и конденсацией водяных паров, адиабатическими изменениями и переносом тепла с массой воздуха.
Для нижних слоев атмосферы непосредственное поглощение солнечной радиации имеет небольшое значение, гораздо существеннее поглощение ими длинноволновой земной радиации. Молекулярной теплопроводностью нагревается воздух, непосредственно прилегающий к земной поверхности. При испарении воды затрачивается тепло, а следовательно, воздух охлаждается, при конденсации водяных паров тепло выделяется, и воздух нагревается.
Большое влияние на распределение температуры воздуха имеет адиабатическое изменение ее, т. е. изменение температуры без теплообмена с окружающим воздухом. Поднимающийся воздух расширяется; на расширение затрачивается работа, что приводит к понижению температуры. При опускании воздуха происходит обратный процесс. Сухой или не насыщенный водяными парами воздух адиабатически охлаждается каждые 100 м подъема на 1°. Воздух, насыщенный водяными парами, охлаждается при подъеме на меньшую величину (в среднем на 0°,6 на 100 м подъема), так как в этом случае происходит конденсация водяных паров, которая сопровождается выделением тепла.
Особенно большое влияние на тепловой режим атмосферы имеет перенос тепла вместе с массой воздуха. В результате общей циркуляции атмосферы все время происходит как вертикальное, так и горизонтальное перемещение воздушных масс, захватывающее всю толщу тропосферы и проникающее даже в нижнюю стратосферу. Первое называется конвекцией, второе - адвекцией. Это основные процессы, определяющие фактическое распределение температуры воздуха над поверхностью суши и моря и на разных высотах. Адиабатические процессы являются лишь физическим следствием изменения температуры в движущемся по законам циркуляции атмосферы воздухе. О роли переноса тепла вместе с массой воздуха можно судить по тому, что количество тепла, получаемое воздухом в результате конвекции, в 4000 раз больше, чем тепла, получаемого при излучении с земной поверхности, и в 500000 раз больше,
чем тепла, получаемого молекулярной теплопроводностью. На основании уравнения состояния газов температура с высотой должна понижаться. Однако при особых условиях нагревания и охлаждения воздуха температура может повышаться с высотой. Такое явление называется инверсией температуры. Инверсия возникает при сильном охлаждении земной поверхности в результате излучения, при стекании холодного воздуха в понижения, при нисходящем движении воздуха в свободной атмосфере, т. е. над уровнем трения. Температурные инверсии играют большую роль в циркуляции атмосферы и сказываются на погоде и климате. Суточный и годовой ход температуры воздуха зависят от хода солнечной радиации. Однако наступление максимума и минимума температуры запаздывает по отношению к максимуму и минимуму солнечной радиации. После полудня приток тепла от Солнца начинает уменьшаться, но температура воздуха некоторое время продолжает подниматься, потому что убыль солнечной радиации восполняется излучением тепла с земной поверхности. Ночью понижение температуры продолжается до восхода Солнца в связи с земным излучением тепла (рис. 11). Аналогичная закономерность относится и к годовому ходу температуры. Амплитуда колебаний температуры воздуха меньше, чем земной поверхности, причем с удалением от поверхности амплитуда колебаний естественно уменьшается, а моменты максимума и минимума температуры все больше ибольше запаздывают. Величина суточных колебаний температуры уменьшается с увеличением широты места и с увеличением облачности и осадков. Над водной поверхностью амплитуда значительно меньше, чем над сушей.
Если бы земная поверхность была однородна, а атмосфера и гидросфера неподвижны, то распределение тепла по поверхности определялось бы только поступлением солнечной радиации, и температура воздуха постепенно убывала бы от экватора к полюсам, оставаясь одинаковой на каждой параллели. Такая температура называется солярной.
Действительные температуры зависят от характера поверхности и межширотного обмена тепла и существенно отличаются от солярных Средние годовые температуры на разных широтах в градусах показаны в табл. 1.
Наглядное представление о распределении температуры воздуха на земной поверхности показывают карты изотерм - линий, соединяющих пункты с одинаковыми температурами (рис. 12, 13).
Как видно из карт, изотермы сильно отклоняются от параллелей, что объясняется рядом причин: неодинаковым нагреванием суши и моря, наличием теплых и холодных морских течений, влиянием общей циркуляции атмосферы (например, западным переносом в умеренных широтах), влиянием рельефа (барьерное влияние на движение воздуха горных систем, скопление холодного воздуха в межгорных котловинах и др.), величиной альбедо (например, большим альбедо снежно-ледовой поверхности Антарктиды и Гренландии).
Абсолютный максимум температуры воздуха на Земле наблюдается в Африке (Триполи) - около +58°. Абсолютный минимум отмечен в Антарктиде (-88°).
На основании распределения изотерм выделяют тепловые пояса на земной поверхности. Тропики и полярные круги, ограничивающие пояса с резкой сменой режима освещенности (см. гл. 1), являются в первом приближении и границами смены теплового режима. Так как действительные температуры воздуха отличаются от солярных, то за тепловые пояса принимают характерные изотермы. Такими изотермами являются: годовая 20° (граница резко выраженных сезонов года и малой амплитуды температуры), самого теплого месяца 10° (граница распространения леса) и самого теплого месяца 0° (граница вечного мороза).
Между годовыми изотермами 20° обоих полушарий расположен жаркий пояс, между годовой изотермой 20° и изотермой самого
Post Views: 873
ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ ПОДСТИЛАЮЩЕЙ ПОВЕРХНОСТИ И АТМОСФЕРЫ
Поверхность, непосредственно нагреваемую солнечными лучами и отдающую тепло нижележащим слоям и воздуху , называют деятельной. Температура деятельной поверхности, ее величина и изменение (суточный и годовой ход) определяются тепловым балансом.
Максимальное значение почти всех составляющих теплового баланса наблюдается в околополуденные часы. Исключение представляет максимум теплообмена в почве, приходящийся на утренние часы.
Максимальные амплитуды суточного хода составляющих теплового баланса отмечаются в летнее время, минимальные - зимой. В суточном ходе температуры поверхности, сухой и лишенной растительности, в ясный день максимум наступает после 13 часов, а минимум - около момента восхода Солнца. Облачность нарушает правильный ход температуры поверхности и вызывает смещение моментов максимумов и минимумов. Большое влияние на температуру поверхности оказывают ее влажность и растительный покров. Дневные максимумы температуры поверхности могут составлять + 80°С и более. Суточные колебания достигают 40°. Их величина зависит от широты места, времени года, облачности, тепловых свойств поверхности, ее цвета, шероховатости, от растительного покрова, а также от экспозиции склонов.
Годовой ход температуры деятельного слоя различен на разных широтах. Максимум температуры в средних и высоких широтах обычно наблюдается в июне , минимум - в январе. Амплитуды годовых колебаний температуры деятельного слоя в низких широтах очень малы, в средних широтах на суше они достигают 30°. На годовые колебания температуры поверхности в умеренных и высоких широтах сильно влияет снежный покров.
На передачу тепла от слоя к слою затрачивается время, и моменты наступления максимальных и минимальных в течение суток температур запаздывают на каждые 10 см примерно на 3 часа. Если на поверхности наивысшая температура была около 13 часов, на глубине 10 см максимум температуры наступит около 16 часов, а на глубине 20 см - около 19 часов и т. д. При последовательном нагревании нижележащих слоев от вышележащих каждый слой поглощает некоторое количество тепла. Чем глубже слой, тем меньше тепла он получает и тем слабее в нем колебания температуры. Амплитуда суточных колебаний температуры с глубиной уменьшается на каждые 15 см в 2 раза. Это значит, что если на поверхности амплитуда равна 16°, то на глубине 15 см - 8°, а на глубине 30 см - 4°.
На глубине в среднем около 1 м суточные колебания температуры почвы "затухают". Слой, в котором эти колебания практически прекращаются, называется слоем постоянной суточной температуры.
Чем больше период колебания температур, тем глубже они распространяются. В средних широтах слой постоянной годовой температуры находится на глубине 19-20 м, в высоких широтах на глубине 25 м. В тропических широтах годовые амплитуды температуры невелики и слой постоянной годовой амплитуды расположен на глубине всего 5-10 м. Моменты наступления в течение года максимальных и минимальных температур запаздывают в среднем на 20-30 суток на каждый метр. Таким образом , если наименьшая температура на поверхности наблюдалась в январе, на глубине 2 м она наступает в начале марта. Наблюдения показывают, что температура в слое постоянной годовой температуры близка к средней годовой температуре воздуха над поверхностью.
Вода, обладая большей теплоемкостью и меньшей теплопроводностью, чем суша, медленнее нагревается и медленнее отдает тепло. Часть солнечных лучей, падающих на водную поверхность, поглощается самым верхним слоем, а часть их проникает на значительную глубину , нагревая непосредственно некоторый ее слой.
Подвижность воды делает возможным перенос тепла. Вследствие турбулентного перемешивания передача тепла вглубь происходит в 1000 - 10 000 раз быстрее, чем путем теплопроводности. При остывании поверхностных слоев воды возникает тепловая конвекция, сопровождающаяся перемешиванием. Суточные колебания температуры на поверхности Океана в высоких широтах в среднем всего 0,1°, в умеренных - 0,4°, в тропических - 0,5°. Глубина проникновения этих колебаний 15- 20м. Годовые амплитуды температуры на поверхности Океана от 1° в экваториальных широтах до 10,2° в умеренных. Годовые колебания температуры проникают на глубину 200-300 м. Моменты максимумов температуры водоемов запаздывают по сравнению с сушей. Максимум наступает около 15-16 часов, минимум - через 2-3 часа после восхода Солнца.
Тепловой режим нижнего слоя атмосферы.
Воздух нагревается в основном не солнечными лучами непосредственно, а за счет передачи ему тепла подстилающей поверхностью (процессы излучения и теплопроводности). Важнейшую роль в переносе тепла от поверхности в вышележащие слои тропосферы играют турбулентный теплообмен и передача скрытой теплоты парообразования. Беспорядочное движение частиц воздуха, вызванное его нагреванием неравномерно нагретой подстилающей поверхности, называют термической турбулентностью или термической конвекцией.
Если вместо мелких хаотических движущихся вихрей начинают преобладать мощные восходящие (термики) и менее мощные нисходящие движения воздуха, конвекция называется упорядоченной. Нагревающийся у поверхности воздух устремляется вверх, перенося тепло. Термическая конвекция может развиваться только до тех пор, пока воздух имеет температуру выше температуры той среды, в которой он поднимается (неустойчивое состояние атмосферы). Если температура поднимающегося воздуха окажется равной температуре окружающей его среды, поднятие прекратится (безразличное состояние атмосферы); если же воздух станет холоднее окружающей среды, он начнет опускаться (устойчивое состояние атмосферы).
При турбулентном движении воздуха все новые и новые его частицы, соприкасаясь с поверхностью , получают тепло, а поднимаясь и перемешиваясь, отдают его другим частицам. Количество тепла, получаемое воздухом от поверхности посредством турбулентности, больше количества тепла, получаемого им в результате излучения, в 400 раз и в результате передачи путем молекулярной теплопроводности - почти в 500 000 раз. Тепло переносится от поверхности в атмосферу вместе с испарившейся с нее влагой, а затем выделяется в процессе конденсации. Каждый грамм водяного пара содержит 600 кал скрытой теплоты парообразования.
В поднимающемся воздухе температура изменяется вследствие адиабатического процесса, т. е. без обмена теплом с окружающей средой, за счет преобразования внутренней энергии газа в работу и работы во внутреннюю энергию. Так как внутренняя энергия пропорциональна абсолютной температуре газа, происходит изменение температуры. Поднимающийся воздух расширяется, производит работу, на которую затрачивает внутреннюю энергию, и температура его понижается. Опускающийся воздух, наоборот, сжимается , затраченная на расширение энергия освобождается, и температура воздуха растет.
Сухой или содержащий водяные пары, но ненасыщенный ими воздух, поднимаясь, адиабатически охлаждается на 1° на каждые 100 м. Воздух, насыщенный водяными парами, при подъеме на 100 м охлаждается менее чем на 1°, так как в нем происходит конденсация, сопровождающаяся выделением тепла, частично компенсирующего тепло, затраченное на расширение.
Величина охлаждения насыщенного воздуха при подъеме его на 100 м зависит от температуры воздуха и от атмосферного давления и изменяется в значительных пределах. Ненасыщенный воздух, опускаясь нагревается на 1° на 100 м, насыщенный на меньшую величину, так как в нем происходит испарение, на которое затрачивается тепло. Поднимающийся насыщенный воздух обычно теряет влагу в процессе выпадения осадков и становится ненасыщенным. При опускании такой воздух нагревается на 1° на 100 м.
В результате понижение температуры при подъеме оказывается меньше, чем ее повышение при опускании, и поднявшийся, а затем опустившийся воздух на одном и том же уровне при одном и том же давлении, будет иметь разную температуру - конечная температура будет выше начальной. Такой процесс называется псевдоадиабатическим.
Так как воздух нагревается главным образом от деятельной поверхности, температура с высотой в нижнем слое атмосферы, как правило, понижается. Вертикальный градиент для тропосферы в среднем составляет 0,6° на 100 м. Он считается положительным, если температура с высотой убывает, и отрицательным, если она повышается. В нижнем, приземном слое воздуха (1,5-2 м) вертикальные градиенты могут быть очень большими.
Возрастание температуры с высотой называется инверсией , а слой воздуха, в котором температура с высотой возрастает,- слоем инверсии. В атмосфере почти всегда можно наблюдать слои инверсии. У земной поверхности при сильном ее охлаждении в результате излучения возникает радиационная инверсия (инверсия излучения) . Она появляется в ясные летние ночи и может охватить слой в несколько сотен метров. Зимой в ясную погоду инверсия сохраняется несколько суток и даже недель. Зимние инверсии могут охватывать слой до 1,5 км.
Усилению инверсии способствуют условия рельефа: холодный воздух стекает в понижение и там застаивается. Такие инверсии называются орографическими. Мощные инверсии, называемые адвентивными, образуются в тех случаях, когда сравнительно теплый воздух приходит на холодную поверхность, охлаждающую нижние его слои. Адвективные инверсии дней выражены слабо , ночью они усиливаются радиационным выхолаживанием. Весной образованию таких инверсий способствует еще не стаявший снежный покров.
С явлением инверсии температуры в приземном слое воздуха связаны заморозки. Заморозки - понижение температуры воздуха ночью до 0° и ниже в то время, когда средние суточные температуры выше 0° (осень, весна). Может быть и так, что заморозки наблюдаются только на почве при температуре воздуха над ней выше нуля.
Тепловое состояние атмосферы оказывает влияние на распространение в ней света. В тех случаях, когда температура с высотой резко изменяется (повышается или понижается), возникают миражи.
Мираж - мнимое изображение предмета, появляющееся над ним (верхний мираж) или под ним (нижний мираж). Реже бывают боковые миражи (изображение появляется сбоку). Причина миражей - искривление траектории световых лучей, идущих от предмета к глазу наблюдателя, в результате их преломления на границе слоев с разной плотностью.
Суточный и годовой ход температуры в нижнем слое тропосферы до высоты 2 км в общем отражает ход температуры поверхности. С удалением от поверхности амплитуды колебаний температуры уменьшаются, а моменты максимума и минимума запаздывают. Суточные колебания температуры воздуха зимой заметны до высоты 0,5 км, летом - до 2 км.
Амплитуда суточных колебаний температуры с увеличением широты места уменьшается. Наибольшая суточная амплитуда - в субтропических широтах, наименьшая - в полярных. В умеренных широтах суточные амплитуды различны в разные времена года. В высоких широтах наибольшая суточная амплитуда весной и осенью, в умеренных - летом.
Годовой ход температуры воздуха зависит прежде всего от широты места. От экватора к полюсам годовая амплитуда колебаний температуры воздуха увеличивается.
Выделяют четыре типа годового хода температуры по величине амплитуды и по времени наступления крайних температур.
Экваториальный тип характеризуется двумя максимумами (после моментов равноденствия) и двумя минимумами (после моментов солнцестояния). Амплитуда над Океаном около 1°, над сушей - до 10°. Температура весь год положительная.
Тропический тип - один максимум (после летнего солнцестояния) и одни минимум (после зимнего солнцестояния). Амплитуда над Океаном - около 5°, на суше - до 20°. Температура весь год положительная.
Умеренный тип -
один максимум (в северном полушарии над сушей в июле, над Океаном в августе) и один минимум (в северном полушарии над сушей в январе, над Океаном в феврале). Отчетливо выделяются четыре сезона: теплый, холодный и два переходных. Годовая амплитуда температуры увеличивается с увеличением широты, а также по мере удаления от Океана: на побережье 10°, вдали от Океана - до 60° и более (в Якутске - -62,5°). Температура в холодный сезон отрицательна.
Распределение температуры воздуха у подстилающей поверхности.
Если бы земная поверхность была однородна, а атмосфера и гидросфера неподвижны, распределение тепла по поверхности Земли определялось бы только поступлением солнечной радиации и температура воздуха постепенно убывала бы от экватора к полюсам, оставаясь одинаковой на каждой параллели (солярные температуры). Действительно среднегодовые температуры воздуха определяются тепловым балансом и зависят от характера подстилающей поверхности и непрерывного межширотного теплообмена , осуществляемого посредством перемещения воздуха и вод Океана, а поэтому существенно отличаются от солярных.
Действительные средние годовые температуры воздуха у земной поверхности в низких широтах ниже, а в высоких, наоборот, выше солярных. В южном полушарии действительные средние годовые температуры на всех широтах ниже, чем в северном. Средняя температура воздуха у земной поверхности в северном полушарии в январе +8° С, в июле +22° С; в южном - в июле +10° С, в январе +17° С. Годовые амплитуды колебаний температуры воздуха, составляющие для северного полушария 14°, а для южного только 7°, свидетельствуют о меньшей континентальности южного полушария. Средняя за год температура воздуха у земной поверхности в целом +14° С.
Если отметить на различных меридианах наивысшие средние годовые или месячные температуры и соединить их, получим линию теплового максимума, называемую также часто термическим экватором. Правильнее, вероятно, считать термическим экватором параллель (широтный круг) с наивысшими нормальными средними температурами года или какого-либо месяца. Термический экватор не совпадает с географическим и "сдвинут" к северу. В течение года он перемещается от 20° с. ш. (в июле) до 0° (в январе). Причин смещения термического экватора к северу несколько: преобладание суши в тропических широтах северного полушария, антарктический полюс холода, и, возможно, имеет значение продолжительность лета (лето южного полушария короче).
Тепловые пояса.
За границы тепловых (температурных) поясов принимают изотермы. Тепловых поясов семь:
жаркий пояс , расположенный между годовой изотермой +20° северного и южного полушарий;два умеренных пояса , ограниченные со стороны экватора годовой изотермой +20°, со стороны полюсов изотермой +10° самого теплого месяца;
Два холодных пояса , находящиеся между изотермой + 10° и и самого теплого месяца;
Два пояса мороза , расположенные около полюсов и ограниченные изотермой 0° самого теплого месяца. В северном полушарии это Гренландия и пространство около северного полюса, в южном - область внутри параллели 60° ю. ш.
Температурные пояса - основа климатических поясов. В пределах каждого пояса наблюдаются большие разнообразия температур в зависимости от подстилающей поверхности. На суше очень велико влияние рельефа на температуру. Изменение температуры с высотой на каждые 100 м неодинаково в различных температурных поясах. Вертикальный градиент в нижнем километровом слое тропосферы изменяется от 0° над ледяной поверхностью Антарктиды до 0,8° летом над тропическими пустынями. Поэтому способ приведения температур к уровню моря с помощью среднего градиента (6°/100 м) может иногда привести к грубым ошибкам. Изменение температуры с высотой - причина вертикальной климатической поясности.
Почва – компонент климатической системы, являющийся наиболее активным аккумулятором солнечного тепла, поступающего на поверхность земли.
Суточный ход температуры подстилающей поверхности имеет один максимум и один минимум. Минимум наступает около восхода солнца, максимум – в послеполуденные часы. Фаза суточного хода и его суточная амплитуда зависят от времени года, состояния подстилающей поверхности, количества и осадков, а также, от местоположения станций, типа почвы и ее механического состава.
По механическому составу почвы делятся на песчаные, супесчаные и суглинистые, различающиеся между собой по теплоемкости, температуропроводности и генетическим свойствам (в частности, по цвету). Темные почвы поглощают больше солнечной радиации и, следовательно, сильнее прогреваются, чем светлые. Песчаные и супесчаные почвы, характеризующиеся меньшей , теплее суглинистых.
В годовом ходе температуры подстилающей поверхности прослеживается простая периодичность с минимумом в зимнее время и максимумом летом. На большей части территории России наиболее высокая температура почвы наблюдается в июле, на Дальнем Востоке в прибрежной полосе Охотского моря, на и – в июле – августе, на юге Приморского края – в августе.
Максимальные температуры подстилающей поверхности в течение большей части года характеризуют экстремальное термическое состояние почвы, и лишь для самых холодных месяцев – поверхности .
Условиями погоды, благоприятными для достижения подстилающей поверхностью максимальных температур, являются: малооблачная погода, когда максимален приток солнечной радиации; малые скорости ветра или штиль, поскольку повышение скорости ветра способствует увеличению испарения влаги из почвы; малое количество осадков, так как сухая почва характеризуется меньшей тепло- и температуропроводностью. Кроме того, в сухой почве меньше затраты тепла на испарение. Таким образом, абсолютные максимумы температуры обычно отмечаются в наиболее ясные солнечные дни на сухой почве и, обычно, в послеполуденные часы.
Географическое распределение средних из абсолютных годовых максимумов температуры подстилающей поверхности сходно с распределением изогеотерм средних месячных температур поверхности почвы в летние месяцы. Изогеотермы имеют в основном широтное направление. Влияние морей на температуру поверхности почвы проявляется в том, что на западном побережье Японского и , на Сахалине и Камчатке широтное направление изогеотерм нарушается и становится близким к меридиональному (повторяет очертания береговой линии). На Европейской части России значения среднего из абсолютных годовых максимумов температуры подстилающей поверхности изменяются от 30–35°С на побережье северных морей до 60–62°С на юге Ростовской области, в Краснодарском и Ставропольском краях, в Республике Калмыкия и Республике Дагестан. В районе средние из абсолютных годовых максимумов температуры поверхности почвы на 3–5°С ниже, чем в близлежащих равнинных территориях, что связано с влиянием возвышенностей на увеличение осадков в данном районе и увлажнение почвы. Равнинные территории, закрытые возвышенностями от преобладающих ветров, отличаются пониженным количеством осадков и меньшими скоростями ветра, а, следовательно, и повышенными значениями экстремальных температур поверхности почвы.
Наиболее быстрый рост экстремальных температур с севера на юг происходит в зоне перехода от лесной и зон к зоне , что связано с уменьшением осадков в степной зоне и с изменением состава почв. На юге при общем низком уровне содержания влаги в почве одним и тем же изменениям влажности почвы соответствуют более значительные различия в температуре почв, отличающихся между собой по механическому составу.
Так же резко происходит уменьшение средних из абсолютных годовых максимумов температуры подстилающей поверхности с юга на север в северных районах Европейской части России, при переходе от лесной зоны к зонам и тундры – районам избыточного увлажнения. Северные районы Европейской части России, благодаря активной циклонической деятельности, кроме всего прочего, отличаются от южных районов повышенным количеством облачности, что резко снижает приход солнечной радиации к земной поверхности.
На Азиатской части России наиболее низкие из средних абсолютных максимумов имеют место на островах и севере (12–19°С). По мере продвижения к югу происходит увеличение экстремальных температур, причем на севере Европейской и Азиатской частей России это увеличение происходит более резко, чем на остальной территории. В районах с минимальным количеством осадков (например, районы междуречья Лены и Алдана) выделяются очаги повышенных значений экстремальных температур. Так как районы отличаются очень сложным , то экстремальные температуры поверхности почвы для станций, находящихся в различных формах рельефа (горные районы, котловины, низменности, долины крупных сибирских рек), сильно отличаются. Наибольших значений средние из абсолютных годовых максимумов температуры подстилающей поверхности достигают на юге Азиатской части России (кроме прибрежных районов). На юге Приморского края средние из абсолютных годовых максимумов ниже чем в континентальных районах, расположенных на той же широте. Здесь их значения достигают 55–59°С.
Минимальные температуры подстилающей поверхности наблюдаются также при вполне определенных условиях: в наиболее холодные ночи, в часы близкие к восходу солнца, при антициклональном режиме погоды, когда малая облачность благоприятствует максимальному эффективному излучению.
Распределение изогеотерм средних из абсолютных годовых минимумов температуры подстилающей поверхности аналогично распределению изотерм минимальных температур воздуха. На большей части территории России, кроме южных и северных районов, изогеотермы средних из абсолютных годовых минимумов температуры подстилающей поверхности принимают меридиональную направленность (убывают с запада на восток). На Европейской части России средние из абсолютных годовых минимумов температуры подстилающей поверхности изменяются от – 25°С в западных и южных районах до –40…–45°С в восточных и, особенно, северо-восточных районах (Тиманский кряж и Большеземельская тундра). Самые высокие значения средних из абсолютных годовых минимумов температуры (–16…–17°С) имеют место на Черноморском побережье. На большей части Азиатской части России средние из абсолютных годовых минимумов варьируют в пределах –45…–55°С. Столь незначительное и достаточно равномерное распределение температуры на огромной территории связано с однотипностью условий образования минимальных температур в районах, подверженных влиянию сибирского .
В районах Восточной Сибири со сложным рельефом, особенно в Республике Саха (Якутия), наряду с радиационными факторами, существенное влияние на уменьшение минимальных температур оказывают особенности рельефа. Здесь в сложных условиях горной страны во впадинах и котловинах создаются особенно благоприятные условия для выхолаживания подстилающей поверхности. В Республике Саха (Якутия) имеют место наиболее низкие значения средних из абсолютных годовых минимумов температуры подстилающей поверхности на территории России (до –57…–60°С).
На побережье арктических морей, в связи с развитием здесь активной зимней циклонической деятельности, минимальные температуры выше, чем во внутренних районах. Изогеотермы имеют почти широтное направление, и понижение средних из абсолютных годовых минимумов с севера на юг происходит довольно быстро.
На побережье изогеотермы повторяют очертания берегов. Влияние Алеутского минимума проявляется в повышении средних из абсолютных годовых минимумов в прибрежной зоне по сравнению с внутренними районами, особенно на южном побережье Приморского края и на Сахалине. Средние из абсолютных годовых минимумов составляют здесь –25…–30°С.
От величины отрицательных температур воздуха в холодный период года зависит промерзание почвы. Важнейшим фактором, препятствующим промерзанию почвы, является наличие снежного покрова. Такие его характеристики, как время образования, мощность, продолжительность залегания определяют глубину промерзания почвы. Позднее установление снежного покрова способствует большему промерзанию почвы, так как в первую половину зимы интенсивность промерзания почвы наибольшая и, наоборот, раннее установление снежного покрова препятствует значительному промерзанию почвы. Влияние толщины снежного покрова наиболее сильно проявляется в районах с низкой температурой воздуха.
При одних и тех же глубина промерзания зависит от типа почвы, ее механического состава и влажности.
Например, в северных районах Западной Сибири при низкой и мощном снежном покрове глубина промерзания почвы меньше, чем в более южных и теплых районах с малым . Своеобразная картина имеет место в районах с неустойчивым снежным покровом (южные районы Европейской части России), где он может способствовать увеличению глубины промерзания почвы. Это связано с тем, что при частой смене морозов и оттепелей на поверхности тонкого снежного покрова образуется ледяная корка, коэффициент теплопроводности которой в несколько раз больше теплопроводности снега и воды. Почва при наличии такой корки значительно быстрее охлаждается и промерзает. Уменьшению глубины промерзания почвы способствует наличие растительного покрова, так как он задерживает и накапливает снег.
B - рад. Баланс, Р- тепло полученное при молек. теплообмене с поверхн. Земли. Len – получ от конденсац. влага.
Тепловой баланс атмосферы:
B - рад. Баланс, Р- затраты тепла на молек. теплообмен с нижними слоями атмосферы. Gn - затраты тепла на молек. теплообмен с нижними слоями грунта Len – затраты тепла на испарение влаги.
Остальное по карте
10)Тепловой режим подстилающей поверхности:
Поверхность которая непосредственно нагревается солнечными лучами и отдаёт тепло нижележащим слоям почвы и воздуху называют деятельный поверхностью.
Температура деятельной поверхности определяется тепловым балансом.
Суточном ходе температур деятельной поверхности максимально поступает 13 часов, минимально температура около момента восхода солнца. максим. и миним. температуры в течении суток могут смещаться из-за облачности, влажности почвы и растительногопокрова.
Значения тепрературы зависит:
- От географической широты местности
- От времени года
- О облачности
- От тепловых свойств поверхности
- От растительности
- От экспозиции склонов
В годовом ходе температур максимально в средних и высоких шротах в северном полушарии наблюдается в июле, а минимальные в январе. В низких широтах годовые амплитуды колебания температур небольшие.
Распределение температуры в глубь зависит от теплоёмкости и её теплопроводности на передачу тепла от слоя к слою требуется время, на каждые 10 метров последовательном нагревании слоёв каждый слой поглощает часть тепла, поэтому чем глубже слой тем меньше тепла он получает, и тем меньше в нём колебание температур в среднем на глубине 1 м. суточные колебания температу преклащаются, годовые колебания в низких широтах заканчиваются на глубине 5-10 м. в средних широтах до 20 м. в высоких 25 м. Слой почвы на которм практически заканчиваются колебания температур наз. Слоем постоянных температур, слой грунта который расположен между деятельной поверхностью и слоем постоянных температурназывают деятельным слоем.
Особенностями распр. Температуры в земле занимался Фурье, он сформулировал законы распространения тепла в почвеили «законы Фурье»:
1))).Чем больше плотность и влажность почвы тем лучше она проводит тепло, тем быстрее быстрее распр в глубину и тем глубже проникает тепло. Температура не зависит от типов почв. Период колебания с глубиной не изменяется
2))). Возрастание глубины в арифметической прогрессии приводит к уменьшению амплитуды температур в прогрессии геометрической.
3)))Сроки наступления максимальных и минимальных температур как в суточном так и в годовом ходе температур затухают с глубиной пропорционально увеличению глубины.
11.Нагревание атмосферы. Адвекция.. Основным источником жизни и многих природных процессов на Земле является лучистая энергия Солнца, или энергия солнечной радиации. Каждую минуту на Землю поступает 2,4 х 10 18 кал энергии Солнца, но это лишь одна двухмиллиардная ее часть. Различают прямую радиацию (непосредственно приходящую от Солнца) и рассеянную (излучаемую частицами воздуха по всем направлениям). Их совокупность, поступающую на горизонтальную поверхность, называют суммарной радиацией. Годовая величина суммарной радиации зависит прежде всего от угла падения на земную поверхность солнечных лучей (который определяется географической широтой), от прозрачности атмосферы и продолжительности освещения. В целом суммарная радиация уменьшается от экваториально-тропических широт к полюсам. Она максимальна (около 850 Дж/см 2 в год, или 200 ккал/см 2 в год) - в тропических пустынях, где прямая солнечная радиация из-за большой высоты Солнца и безоблачного неба наиболее интенсивная.
Солнце в основном нагревает поверхность Земли, от неё нагревается воздух. Тепло передается воздуху путем лучеиспускания и теплопроводности. Нагретый от земной поверхности воздух расширяется и поднимается вверх - так образуются конвективные токи. Способность земной поверхности отражать солнечные лучи называется альбедо: снег отражает до 90 % солнечной радиации, песок - 35 %, а влажная поверхность почвы около 5 %. Та часть суммарной радиации, которая остается после затраты ее на отражение и на тепловое излучение от земной поверхности, называется радиационным балансом (остаточной радиацией). Радиационный баланс закономерно уменьшается от экватора (350 Дж/см 2 в год, или около 80 ккал/см 2 в год) к полюсам, где он близок к нулю. От экватора до субтропиков (сороковые широты) радиационный баланс в течение всего года положительный, в умеренных широтах зимой - отрицательный. Температура воздуха также убывает к полюсам, что хорошо отражают изотермы - линии, соединяющие точки с одинаковой температурой. Изотермы самого теплого месяца являются границами семи тепловых поясов. Жаркий пояс ограничивают изотермы +20 °c до +10 °c простираются два умеренных полюса, от +10 °c до 0 °c - холодные. Две приполярные области мороза оконтуриваются нулевой изотермой - здесь льды и снега практически не тают. До 80 км простирается мезосфера, в которой плотность воздуха в 200 раз меньше, чем у поверхности, а температура вновь понижается с высотой (до -90°). Далее следует состоящая из заряженных частиц ионосфера (здесь возникают полярные сияния), другое свое название - термосфера - эта оболочка получила из-за чрезвычайно высоких температур (до 1500°). Слои выше 450 км некоторые ученые называют экзосферой, отсюда частицы ускользают в космическое пространство.
Атмосфера предохраняет Землю от чрезмерного перегревания днем и охлаждения ночью, защищает все живое на Земле от ультрафиолетовой солнечной радиации, метеоритов, корпускулярных потоков и космических лучей.
Адвекция – перемещение воздуха в горизонтальном направлении и перенос вместе с ним его свойств: температуры, влажности и других. В этом смысле говорят, например, об адвекции тепла и холода. Адвекция холодных и тёплых, сухих и влажных воздушных масс играет важную роль в метеорологических процессах и тем самым влияет на состояние погоды.
Конве́кция - явление переноса теплоты в жидкостях, газах или сыпучих средах потоками самого вещества (неважно, вынужденно или самопроизвольно). Существует т. н. естественная конвекция , которая возникает в веществе самопроизвольно при его неравномерном нагревании в поле тяготения. При такой конвекции, нижние слои вещества нагреваются, становятся легче и всплывают вверх, а верхние слои, наоборот, остывают, становятся тяжелее и погружаются вниз, после чего процесс повторяется снова и снова. При некоторых условиях процесс перемешивания самоорганизуется в структуру отдельных вихрей и получается более или менее правильная решётка из конвекционных ячеек.
Различают ламинарную и турбулентную конвекцию.
Естественной конвекции обязаны многие атмосферные явления, в том числе, образование облаков. Благодаря тому же явлению движутся тектонические плиты. Конвекция ответственна за появление гранул на Солнце.
Адиабатический процесс- изменение термодинамического состояния воздуха, протекающее адиабатически (изэнтро-пически), т. е. без обмена теплом между ним и средой (земной поверхностью, космосом, другими массами воздуха).
12. Инверсии температуры
в атмосфере, повышение температуры воздуха с высотой вместо обычного для тропосферы
её убывания. Инверсии температуры
встречаются и у земной поверхности (приземные Инверсии температуры
), и в свободной атмосфере. Приземные Инверсии температуры
чаще всего образуются в безветренные ночи (зимой иногда и днём) в результате интенсивного излучения тепла земной поверхностью, что приводит к охлаждению как её самой, так и прилегающего слоя воздуха. Толщина приземных Инверсии температуры
составляет десятки - сотни метров. Увеличение температуры в инверсионном слое колеблется от десятых долей градусов до 15-20 °С и более. Наиболее мощны зимние приземные Инверсии температуры
в Восточной Сибири и в Антарктиде.
В тропосфере, выше приземного слоя, Инверсии температуры
чаще образуются в антициклонах благодаря оседанию воздуха, сопровождающемуся его сжатием, а следовательно - нагреванием (инверсии оседания). В зонах фронтов атмосферных
Инверсии температуры
создаются вследствие натекания тёплого воздуха на нижерасположенный холодный. В верхних слоях атмосферы (стратосфере, мезосфере, термосфере) Инверсии температуры
возникают из-за сильного поглощения солнечной радиации. Так, на высотах от 20-30 до 50-60 км
расположена Инверсии температуры
, связанная с поглощением ультрафиолетового излучения Солнца озоном. У основания этого слоя температура равна от - 50 до - 70°C, у его верхней границы она поднимается до - 10 - + 10 °С. Мощная Инверсии температуры
, начинающаяся на высоте 80-90 км
и простирающаяся на сотни км
вверх, также обусловлена поглощением солнечной радиации.
Инверсии температуры
являются задерживающими слоями в атмосфере; они препятствуют развитию вертикальных движений воздуха, вследствие чего под ними накапливаются водяной пар, пыль, ядра конденсации. Это благоприятствует образованию слоев дымки, тумана, облаков. Вследствие аномальной рефракции света в Инверсии температуры
иногда возникают миражи
. В Инверсии температуры
образуются также атмосферные волноводы
,благоприятствующие дальнему распространению радиоволн
.
13.Типы годового хода температуры.Г одовой ход температуры воздуха в разных географических зонах разнообразен. По величине амплитуды и по времени наступления экстремальных температур выделяют четыре типа годового хода температуры воздуха.
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.
Тропический тип. В тропических широтах наблюдается простой годовой ход
температуры воздуха с максимумом после летнего и минимумом после зимнего
солнцестояния. Амплитуды годового хода по мере удаления от экватора
увеличиваются зимой. Средняя амплитуда годового хода над материками
составляет 10 - 20° С, над океанами 5 - 10° С.
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, а на широте 60° достигают
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
Рассмотренные типы годового хода температуры воздуха выявляются из
многолетних данных и представляют собой правильные периодические колебания.
В отдельные годы под влиянием вторжений теплых и холодных масс возникают
отклонения от приведенных типов.
14. Хар-ка влажности воздуха.
Влажность воздуха, содержание в воздухе водяного пара; одна из наиболее существенных характеристик погоды и климата. В. в. имеет большое значение при некоторых технологических процессах, лечении ряда болезней, хранении произведений искусства, книг и т.д.
Характеристиками В. в. служат: 1) упругость (или парциальное давление) е водяного пара, выражаемая в н/м 2 (в мм рт. ст. или в мб ), 2) абсолютная влажность а - количество водяного пара в г/м 3 ; 3) удельная влажность q - количество водяного пара в г на кг влажного воздуха; 4) отношение смеси w , определяемое количеством водяного пара в г на кг сухого воздуха; 5) относительная влажность r - отношение упругости е водяного пара, содержащегося в воздухе, к максимальной упругости Е водяного пара, насыщающего пространство над плоской поверхностью чистой воды (упругости насыщения) при данной температуре, выраженное в %; 6) дефицит влажности d - разность между максимальной и фактической упругостью водяного пара при данной температуре и давлении; 7) точка росы τ - температура, которую примет воздух, если охладить его изобарически (при постоянном давлении) до состояния насыщения находящегося в нём водяного пара.
В. в. земной атмосферы колеблется в широких пределах. Так, у земной поверхности содержание водяного пара в воздухе составляет в среднем от 0,2% по объёму в высоких широтах до 2,5% в тропиках. Соответственно упругость пара е в полярных широтах зимой меньше 1 мб (иногда лишь сотые доли мб ) и летом ниже 5 мб ; в тропиках же она возрастает до 30 мб , а иногда и больше. В субтропических пустынях е понижена до 5-10 мб (1 мб = 10 2 ·н/м 2). Относительная влажность r очень высока в экваториальной зоне (среднегодовая до 85% и более), а также в полярных широтах и зимой внутри материков средних широт - здесь за счёт низкой температуры воздуха. Летом высокой относительной влажностью характеризуются муссонные районы (Индия - 75-80%). Низкие значения r наблюдаются в субтропических и тропических пустынях и зимой в муссонных районах (до 50% и ниже). С высотой r , а и q быстро убывают. На высоте 1,5-2 км упругость пара в среднем вдвое меньше, чем у земной поверхности. На тропосферу (нижние 10-15 км ) приходится 99% водяного пара атмосферы. В среднем над каждым м 2 земной поверхности в воздухе содержится около 28,5 кг водяного пара.
Суточный ход упругости пара над морем и в приморских областях параллелен суточному ходу температуры воздуха: влагосодержание растет днём с возрастанием испарения. Таков же суточный ход е в центральных районах материков в холодное время года. Более сложный суточный ход с двумя максимумами - утром и вечером - наблюдается в глубине материков летом. Суточный ход относительной влажности r обратен суточному ходу температуры: днём с возрастанием температуры и, следовательно, с ростом упругости насыщения Е относительная влажность убывает. Годовой ход упругости пара параллелен годовому ходу температуры воздуха; относительная влажность меняется в годовом ходе обратно температуре. В. в. измеряется гигрометрами и психрометрами .
15. Испаре́ние - физический процесс перехода вещества из жидкого состояния в газообразное (пар) с поверхности жидкости. Процесс испарения является обратным процессу конденсации (переход из парообразного состояния в жидкое).
Процесс испарения зависит от интенсивности теплового движения молекул: чем быстрее движутся молекулы, тем быстрее происходит испарение. Кроме того, немаловажными факторами, влияющими на процесс испарения, являются скорость внешней (по отношению к веществу) диффузии, а также свойства самого вещества. Проще говоря, при ветре испарение происходит гораздо быстрее. Что же касается свойств вещества, то, к примеру, спирт испаряется гораздо быстрее воды. Важным фактором является также площадь поверхности жидкости, с которой происходит испарение: из узкого графина оно будет происходить медленнее, чем из широкой тарелки.
Испаряемость - максимально возможное испарение при данных метеорологических условиях с достаточно увлажненной подстилающей поверхности, то есть в условиях неограниченного запаса влаги. Испаряемость выражается в миллиметрах слоя испарившейся воды и сильно отличается от фактического испарения, особенно в пустыне, где испарение близко к нулю, а испаряемость - 2000 мм в год и более.
16.Конденсация и сублимация. Конденсация состоит в изменении формы воды из ее газообразного состояния (водяной пар) в жидкую воду или кристаллы льда. Конденсация в основном происходит в атмосфере, когда теплый воздух поднимается, остывает и теряет способность содержать в себе водяной пар (состояние насыщения). В результате, избыточный водяной пар конденсируется в форме капельных облаков. Восходящее движение, которое образует облака, может быть вызвано конвекцией в неустойчиво стратифицированном воздухе, конвергенцией, ассоциируемой с циклонами, поднятием воздуха фронтами и поднятием над возвышенностями топографии, такими как горы.
Сублимация - образование ледяных кристаллов (иней) сразу из водяных паров без перехода их в воду или быстром их охлаждении ниже 0°С в то время, когда температура воздуха еще держится выше этого радиационного охлаждения, что случается в тихие ясные ночи в холодную часть года.
Роса́ - вид атмосферных осадков, образующихся на поверхности земли, растениях, предметах, крышах зданий, автомобилях и других предметах.
Из-за охлаждения воздуха водяной пар конденсируется на объектах вблизи земли и превращается в капли воды. Это происходит обычно ночью. В пустынных регионах роса является важным источником влаги для растительности. Достаточно сильное охлаждение нижних слоёв воздуха происходит, когда после заката солнца поверхность земли быстро охлаждается посредством теплового излучения. Благоприятными условиями для этого являются чистое небо и покрытие поверхности, легко отдающее тепло, например травяное. Особенно сильное образование росы происходит в тропических регионах, где воздух в приземном слое содержит много водяного пара и благодаря интенсивному ночному тепловому излучению земли существенно охлаждается. При отрицательных температурах образуется иней.
Температура воздуха ниже которой выпадает роса, называется точкой росы.
И́ней - вид атмосферных осадков, представляющих собой тонкий слой ледяных кристаллов, образующийся из водяного пара атмосферы. Часто сопровождается туманом.Так же, как роса, образуется вследствие охлаждения поверхности до отрицательных температур, более низких, чем температура воздуха, и десублимации водяного пара на поверхности, охладившейся ниже 0°С. По форме частички инея напоминают снежинки, но отличаются от них меньшей правильностью, так как зарождаются в менее равновесных условиях, на поверхности каких-то предметов.
Изморозь - вид атмосферных осадков.
Изморозь представляет собой отложения льда на тонких и длинных предметах (ветвях деревьев, проводах) при тумане.