Что такое годовой ход температуры. Годовой ход температуры почвы. Температура воздуха: определение и особенности

В ходе урока вы сможете получить подробную информацию о теме «Годовой ход температуры». Мы обсудим, как меняется годовой ход температуры воздуха, от чего это зависит. Вы также узнаете, чем он характеризуется, рассмотрите, как рассчитывают средние месячные температуры, и многое другое.

Тема: Атмосфера

Урок: Годовой ход температуры

Цель урока: узнать, как меняется температура воздуха в течение года и от чего это зависит.

Годовой ход температуры воздуха характеризуется среднемесячными температурами воздуха. Среднемесячную температуру получают путем деления суммы суточных температур на число суток в месяце. Годовой ход температуры воздуха - изменение температуры воздуха в течение года. По нему можно определить, какой месяц в году был самым холодным, какой самым теплым, проанализировать изменение температуры воздуха за год. В северном полушарии самый теплый месяц - июль, самый холодный - январь. В южном полушарии все наоборот.

Рис. 1. Зима в Австралии ()

Над океанами максимумы и минимумы температур в течение года немного «опаздывают» относительно температур над сушей. Самые теплые температуры над океанами в северном полушарии характерны для августа, а самые холодные - для февраля-марта. Это связано с тем, что океан медленнее остывает и медленнее нагревается, по сравнению с сушей. В связи с этим, океан зимой оказывает отепляющее воздействие на воздух, благодаря относительно теплой воде, а летом охлаждающее.

Рис. 2. Годовой ход температуры воздуха Красного моря ()

Кроме того, над океанами амплитуда температур воздуха меньше, чем над сушей.

Рис. 3. Годовой ход температуры воздуха в Рязанской области ()

Амплитуда годового хода температуры воздуха - разность среднемесячных температур самого теплого и самого холодного месяцев.То есть, чтобы посчитать амплитуду, нужно из самой высокой температуры вычесть самую низкую. Например, ниже дан график годового хода температуры воздуха. Попробуем по этому графику посчитать амплитуду. Максимальная температура на этом графике +20, минимальная -3, значит, надо из +20 вычесть -3: 20-(-3)=23, т.е. амплитуда будет 23 градуса.

Рис. 4. График годового хода температуры воздуха ()

Чем ближе к экватору, тем меньше амплитуда температур. Это связано с тем, что территории рядом с экватором получают примерно одинаковое количество тепла на протяжении всего года, поэтому значения температур по месяцам практически не меняются.

Рис. 5. Температуры воздуха и воды в Сингапуре

Не надо забывать, что на температуру воздуха влияют водные территории (океаны, моря, озера), изрезанность береговой линии, удаленность от экватора, течения, рельеф, воздушные массы.

На температуру и ее годовой ход оказывают воздействия погодные явления. Так, например, отсутствие облачности летом приводит в повышению температур в данной местности.

Таким образом, годовой ход температуры воздуха зависит от многих причин.

Домашнее задание

Параграф 37.

1. От чего зависит изменение температуры воздуха в течение года?

2. Назовите самый теплый месяц в северном полушарии.

Список литературы

Основная

1. Начальный курс географии: учеб. для 6 кл. общеобразоват. учреждений / Т.П. Герасимова, Н.П. Неклюкова. - 10-е изд., стереотип. - М.: Дрофа, 2010. - 176 с.

2. География. 6 кл.: атлас. - 3-е изд., стереотип. - М.: Дрофа; ДИК, 2011. - 32 с.

3. География. 6 кл.: атлас. - 4-е изд., стереотип. - М.: Дрофа, ДИК, 2013. - 32 с.

4. География. 6 кл.: конт. карты: М.: ДИК, Дрофа, 2012. - 16 с.

Энциклопедии, словари, справочники и статистические сборники

1. География. Современная иллюстрированная энциклопедия / А.П. Горкин. - М.: Росмэн-Пресс, 2006. - 624 с.

Литература для подготовки к ГИА и ЕГЭ

1. География: Начальный курс: Тесты. Учеб. пособие для учащихся 6 кл. - М.: Гуманит. изд. центр ВЛАДОС, 2011. - 144 с.

2. Тесты. География. 6-10 кл.: Учебно-методическое пособие / А.А. Летягин. - М.: ООО «Агентство «КРПА «Олимп»: «Астрель», «АСТ», 2001. - 284 с.

1.Федеральный институт педагогических измерений ().

2. Русское географическое общество ().

3.Geografia.ru ().

В слое трения обнаруживается суточный ход скорости ветра, часто хорошо заметный не только при осреднении данных наблюдений, но и в отдельные дни. У земной поверхности над сушей максимум скорости ветра наблюдается около 14 ч, минимум - ночью или утром. Начиная примерно с высоты 500 м, | суточный ход обратный: с максимумом ночью и минимумом днем.

Амплитуда суточного хода скорости ветра над сушей - около половины среднего суточного значения скорости. Особенно велика она летом в ясную погоду.

Над морем суточный ход скорости ветра незначителен. Суточный ход часто искажается непериодическими изменениями ветра, связанными с циклонической деятельностью.

Причина суточного хода скорости ветра - в суточном ходе турбулентного обмена. При развитии конвекции в первую половину дня вертикальное перемешивание между приземным слоем и вышележащими слоями воздуха усиливается, а во второй половине дня и ночью оно ослабевает. Усиленное дневное перемешивание приводит к выравниванию скоростей ветра между приземным слоем и вышележащей частью слоя трения. Воздух сверху, обладающий большими скоростями, в процессе обмена переносится вниз, в результате чего общая скорость ветра внизу

днем возрастает. В то же время приземный воздух, замедленный трением, перемещается вверх, вследствие чего в верхней части слоя трения происходит уменьшение скорости. Ночью при ослабленном вертикальном перемешивании скорость ветра внизу будет меньше, чем днем, а вверху больше. Над океаном некоторое усиление конвекции приходится на ночь.поэтому и суточный максимум ветра наблюдается ночью.

Суточный ход обнаруживается и в направлении ветра.

Возрастание скорости утром и днем в приземном слое над сушей сопровождается вращением ветра вправо, по часовой стрелке, убывание скорости вечером и ночью - вращением влево. В верхней части слоя трения происходит обратное: левое вращение при

усилении скорости и правое - при ослаблении. В Южном полушарии вращение происходит в обратном направлении.

Причина суточного изменения направления ветра та же - суточный ход турбулентного обмена.

На горных вершинах суточный ход ветра, в общем, такой же, как в свободной атмосфере: с максимумом скорости ночью, минимумом днем. Однако в горах это явление сложнее, чем в свободной атмосфере.

Фронтогенез и фронтолиз.

Смежные воздушные массы разделены между собой сравнительно узкими переходными зонами, сильно наклоненными к земной поверхности. Эти зоны носят название фронтов. Длина таких зон - тысячи километров, ширина - десятки километров.

Фронты между воздушными массами основных географических типов называют главными фронтами в отличие от менее значительных вторичных фронтов между массами одного и того же географического типа. Главные фронты между арктическим и умеренным воздухом носят название арктических фронтов, между умеренным и тропическим воздухом - полярных фронтов. Раздел между тропическим и экваториальным воздухом не является фронтом, а представляет зону сходимости (конвергенции) воздушных течений. Вверх главные фронты прослеживаются до самой стратосферы, а вторичные фронты - на несколько километров.

С фронтами связаны особые явления погоды. Восходящие движения воздуха в зонах фронтов приводят к образованию обширных облачных систем, из которых выпадают осадки на больших площадях. Огромные атмосферные волны, возникающие в воздушных массах по обе стороны от фронта, приводят к образованию атмосферных возмущений вихревого характера - циклонов и антициклонов, определяющих режим ветра и другие особенности погоды. Особенно важны в этом отношении полярные фронты.

Фронты постоянно возникают вновь и исчезают (размываются) вследствие определенных особенностей атмосферной циркуляции. Вместе с ними формируются, меняют свойства и, наконец, теряют свою индивидуальность воздушные массы.

В атмосфере постоянно создаются такие условия, когда пне воздушные массы с разными свойствами располагаются одна подле другой. В этом случае эти две воздушные массы разделены узкой переходной зоной, называемой фронтом. Длина таких зон - тысячи километров, ширина - лишь десятки километров. Эти зоны относительно земной поверхности наклонены с высотой и прослеживаются вверх по крайней мере на несколько километров, а нередко до самой стратосферы. В зоне фронта, при переходе от одной воздушной массы к другой, температура, ветер и влажность воздуха резко меняются.

Фронты, разделяющие основные географические типы воздушных масс, называют главными фронтами. Главные фронты между арктическим и умеренным воздухом носят название арктических, между умеренным и тропическим воздухом - полярных. Раньше раздел между тропическим и экваториальным воздухом считали также фронтом и называли его тропическим фронтом. В последнее время утвердилось мнение, что раздел между тропическим и экваториальным воздухом не носит характера фронта. Этот раздел называют внутритропической зоной конвергенции.

Ширина фронта в горизонтальном направлении и толщина его по вертикали невелики в сравнении с размерами разделяемых им воздушных масс. Поэтому, идеализируя действительные условия, можно представлять фронт как поверхность раздела между воздушными массами. В пересечении с земной поверхностью фронтальная поверхность образует линию фронта, которую также кратко называют фронтом.

Фронтальные поверхности проходят в атмосфере наклонно. Если бы обе воздушные массы были неподвижными, то теплый воздух располагался бы над холодным и поверхность фронта между ними была бы горизонтальной. Поскольку воздушные массы движутся, поверхность фронта может существовать к сохраняться при условии, что она наклонена к поверхности уровня и, стало быть, к уровню моря. Таким образом, фронты проходят в атмосфере очень полого. При удалении от линии фронта на несколько сотен километров фронтальная поверхность окажется всего на высоте нескольких километров. Следовательно, в процессе движения воздушных масс и разделяющей их фронтальной поверхности воздушные массы располагаются не только одна рядом с другой, но и одна над другой. При этом более плотный холодный воздух лежит под теплым воздухом в виде узкого клина, постепенно увеличивающего свою толщину по мере удаления от линии фронта.

На поверхности фронта происходит разрыв барических градиентов.

Каждый индивидуальный фронт в атмосфере не существует бесконечно долго. Фронты постоянно возникают, обостряются, размываются и исчезают. Условия для образования фронтов всегда существуют в тех или иных частях атмосферы, поэтому фронты не редкая случайность, а постоянная, повседневная особенность атмосферы. Обычный механизм образования фронтов в атмосфере - кинематический: фронты возникают в таких полях движения воздуха, которые сближают между собой воздушные частицы с различной температурой (и другими свойствами). В таком поле движения горизонтальные градиенты температуры растут, и это приводит к образованию резкого фронта вместо постепенного перехода между воздушными массами. Процесс образования фронта называется фронтогенезом. Аналогично в полях движения, которые удаляют воздушные частицы друг от друга, уже существующие фронты могут размываться, т. е. превращаться в широкие переходные зоны, а существовавшие в них большие градиенты метеорологических величин, в частности температуры,- сглаживаться.

В некоторых случаях возникают фронты и под непосредственным тепловым влиянием подстилающей поверхности, например вдоль кромки льдов или на границе снежного покрова. Но этот механизм образования фронтов имеет меньшее значение в сравнении с кинематическим фронтогенезом.

В реальной атмосфере фронты, как правило, не параллельны воздушным течениям. Ветер по обе стороны фронта имеет составляющие, нормальные к фронту. Поэтому сами фронты не остаются в неизменном положении, а перемещаются. Перемещаться либо в сторону более холодного воздуха, либо в сторону более теплого воздуха. Если линия фронта перемещается у земли в сторону более холодного воздуха, это значит, что клин холодного воздуха отступает и освобождаемое им место занимает теплый воздух. Такой фронт называют теплым. Прохождение его через место наблюдения приводит к смене холодной воздушной массы теплой, а, следовательно, к повышению температуры и к определенным изменениям других метеорологических величин.

Если линия фронта перемещается в сторону теплого воздуха, это значит, что клин холодного воздуха продвигается вперед, теплый воздух перед ним отступает, а также вытесняется вверх наступающим холодным клином. Такой фронт называют холодным. При его прохождении теплая воздушная масса сменяется холодной, температура понижается и резко изменяются другие метеорологические величины.

В области фронтов (или, как обычно говорят, на фронтальных поверхностях) возникают вертикальные составляющие скорости движения воздуха. Наиболее важен особенно частый случай, когда теплый воздух находится в состоянии упорядоченного восходящего движения, т. е. когда одновременно с горизонтальным движением он еще перемещается вверх над клином холодного воздуха. Именно с этим связано развитие над фронтальной поверхностью облачной системы, из которой выпадают осадки.

На теплом фронте восходящее движение охватывает мощные слои теплого воздуха над всей фронтальной поверхностью. Поэтому движение теплого воздуха имеет характер восходящего скольжения вдоль фронтальной поверхности. В восходящем скольжении участвует не только слой воздуха, непосредственно примыкающий к фронтальной поверхности, но и все вышележащие слои, часто до тропопаузы.

На фронтах и в воздушных массах по обе стороны фронтов возникают огромные атмосферные волны, приводящие к образованию атмосферных возмущений вихревого характера - Циклонов и антициклонов Вместе с эволюцией циклонов и антициклонов происходит и эволюция фронтов. В процессе эволюции циклонов возникают более сложные фронты, представляющие собой объединение теплой и холодной фронтальных поверхностей. Это - Фронты окклюзии. С ними связаны наиболее сложные облачные системы.

Очень существенно, что все фронты связаны с ложбинами в барическом поле. В случае стационарного (малоподвижного) Фронта изобары в ложбине параллельны самому фронту. В случаях теплого и холодного фронтов изобары приобретают форму латинской буквы V, пересекаясь с фронтом, лежащим на оси ложбины.

При резко выраженном фронте над ним в верхней тропосфере и нижней стратосфере наблюдается в общем параллельное фронту сильное воздушное течение в несколько сотен километров шириной, со скоростями от 150 до 300 км/ч. Оно называется струйным течением. Его длина сопоставима с длиной фронта и может достигать нескольких тысяч километров. Максимальная скорость ветра наблюдается на оси струйного течения вблизи тропопаузы, где она может превышать 100 м/с

Законы Фурье

1. Период колебаний температуры не изменяется с глубиной . Это значит, что не только на поверхности, но и на глубинах остается суточный ход с периодом в 24 часа между каждыми двумя последовательными максимумами или минимумами и годовой ход с периодом в 12 месяцев.
2. Возрастание глубины почвы в арифметической прогрессии приводит к уменьшению амплитуды колебания температуры в геометрической прогрессии . Так, если на поверхности суточная амплитуда равна 30°, а на глубине 20 см – 5°, то на глубине 40 см она уже будет менее 1°.
На некоторой сравнительно небольшой глубине суточная амплитуда убывает до нуля. На этой глубине (около 70-100 см) начинается слой постоянной суточной температуры. Амплитуда годовых колебаний температуры уменьшается по тому же закону. Однако годовые колебания распространяются до большей глубины. Амплитуды годовых колебаний убывают до нуля в средних широтах на глубине около 15-20 м. На этих глубинах начинается слой постоянной годовой температуры.
3. Сроки наступления максимальных и минимальных температур как в суточном, так и в годовом ходе запаздывают с глубиной пропорционально ей . Суточные экстремумы на каждые 10 см глубины запаздывают на 2,5-3,5 часа. Это значит, что на глубине, 50 см суточный максимум наблюдается уже после полуночи. Годовые максимумы и минимумы запаздывают на 20-30 дней на каждый метр глубины.
4. Глубины слоев постоянной суточной и годовой температуры относятся между собой как корни квадратные из периодов колебаний , то есть как 1:3650,5. Это значит, что глубина, на которой затухают годовые колебания в 19 раз больше, чем глубина, на которой затухают суточные колебания.

Законы Фурье достаточно хорошо подтверждаются наблюдениями. С различиями в годовом ходе температуры на разных глубинах связано распределение температуры в почве по вертикали в разные сезоны. Летом температура от поверхности почвы в глубину падает; зимой растет; весной она сначала растет, а потом убывает; осенью сначала убывает, а затем растет.
Замерзание почвы происходит при отрицательной температуре. Почвенная влага содержит различные соли, поэтому почва замерзает не при 0°С, а при -0,5 – -1,5°С. Промерзание начинается с верхних слоев и в течение зимы распространяется в глубь.
Глубину промерзания почвы обусловливают : 1) суровость и продолжительность зимы; 2) высота снежного покрова; 3) растительный покров; 4) тепловые свойства почвы; 5) влажность почвы. Весной промерзший слой почвы оттаивает сверху под влиянием прогрева поверхности, а также и снизу за счет прихода тепла от нижележащих слоев.

Скачать полную версию учебника (с рисунками, формулами, картами, схемами и таблицами) одним файлом в формате MS Office Word

Гроза.

Электричество облаков и осадков.

Капли облаков и туманов, как и твердые элементы в них, чаще бывают электрически заряженными, чем нейтральными. В основном в туманах капли несут заряды одного знака, но примерно в 25% случаев они заряжены разноименно. Средний заряд капель в туманах имеет порядок от десятков до тысяч элементарных зарядов (элементарным зарядом называют заряд электрона). К условиям в туманах, по-видимому, близки и условия в мелкокапельных облаках, не дающих осадков.

В кучево-дождевых облаках, содержащих крупные капли, а также и значительные по размерам кристаллы, возникают особенно сильные электрические заряды. О них можно судить по зарядам выпадающих осадков. Твердые элементы облаков и осадков заряжены так же, как капли, или еще сильнее.

Дожди значительно чаще выпадают на земную поверхность с положительными, чем с отрицательными зарядами. Со снегом дело обстоит менее определенно.

Разделение зарядов в кучево-дождевых облаках, т.е. скопление электричества одного знака в одной части облака и другого знака в другой, приводит к огромным значениям напряженности электрического поля атмосферы в облаках и между облаками и землей.

Причины электризации элементов облаков и осадков, а также разделения зарядов обоих знаков в облаках недостаточно ясны. Существует много различных теорий. Указывают такие причины, как захват ионов каплями и кристаллами, особенно при выпадении осадков; столкновение крупных и мелких капель; дробление (разбрызгивание) капель; сублимация, дробление и испарение кристаллов; замерзание переохлажденных капель на кристаллах и др.

1). Типичное развитие кучево-дождевых облаков и выпадение из них осадков связано с мощными проявлениями атмосферного электричества, а именно с многократными электрическими разрядами в облаках или между облаками и землей. Такие разряды искрового характера называют молниями, а сопровождающие их звуки – громом. Весь процесс, часто сопровождаемый еще и кратковременными усилениями ветра – шквалами , называется грозой.

По происхождению грозы делятся на внутримассовые и фронтальные.

Внутримассовые грозы наблюдаются в холодных воздушных массах, перемещающихся на теплую земную поверхность, и над прогретой сушей летом (местные, или тепловые грозы). В обоих случаях развитие грозы связано с мощным развитием облаков конвекции, а следовательно, с сильной неустойчивостью стратификации атмосферы и с сильными вертикальными перемещениями воздуха.

Фронтальные грозы связаны главным образом с холодными фронтами, где теплый воздух вытесняется вверх продвигающимся вперед холодным воздухом. Но летом над сушей они нередко связаны и с теплыми фронтами. Континентальный теплый воздух, поднимающийся летом над поверхностью теплого фронта, может оказаться очень неустойчиво стратифицированным, а потому над поверхностью фронта может возникнуть сильная конвекция.

Продолжительность грозы в каждом отдельном месте обычно невелика: от нескольких минут до нескольких часов. Число молний при сильной грозе измеряется десятками в 1 мин. Как правило, гроза сопровождается ливневыми осадками, иногда градом.

2). Грозы особенно часты над сушей в тропических широтах: здесь есть районы, где в году 100–150 дней и более с грозами. На океанах в этой зоне гроз гораздо меньше, примерно 10–30 дней в году. Тропические циклоны всегда сопровождаются жестокими грозами, однако сами эти возмущения наблюдаются редко.

В субтропических широтах, где преобладает высокое давление, гроз гораздо меньше: над сушей 20–50 дней с грозами в году, над морем 5–20 дней. В умеренных широтах 10–30 дней с грозами над сушей и 5–10 дней над морем. В полярных широтах грозы – уже единичное явление.

Такое убывание гроз от низких широт к высоким понятно. Для осуществления грозы требуется не только большая неустойчивость стратификации и сильная конвекция, но и большая водность облаков; а водность облаков убывает с широтой вследствие убывания температуры.

В тропиках и субтропиках грозы чаще всего наблюдаются в дождливый период. В умеренных широтах над сушей наибольшая повторяемость гроз летом, когда сильно развивается конвекция в местных воздушных массах. Зимой грозы над сушей в умеренных широтах очень редки. Но над океаном грозы, возникающие в холодных воздушных массах, нагревающихся снизу от теплой воды, имеют максимум повторяемости зимой.

На крайнем западе Европы (Британские острова, побережье Норвегии) зимние грозы также часты.

Подсчитано, что на земном шаре одновременно происходит 1800 гроз и возникает примерно 100 молний в каждую секунду. В горах грозы наблюдаются чаще, чем на равнинах.

4.2. Молния и гром.

1). Необходимым условием грозы является возникновение очень больших разностей электрического потенциала в облаках, или между облаками, или между облаками и земной поверхностью. Это возможно при сильной электризации облаков. Облачные элементы по тем или иным причинам получают электрические заряды разного знака, и происходит разделение этих зарядов: заряды одного знака накапливаются в одной части облака, заряды другого знака – в другой. В кучево-дождевых облаках этот процесс настолько интенсивен, что создаются огромные разности потенциалов. При этом напряженность поля, т. е. разность потенциалов на единицу длины, иногда измеряется сотнями тысяч вольт на каждый метр.

Так как электропроводность воздуха вообще очень мала, то быстро возникающие разности потенциалов не выравниваются постепенно, путем тока проводимости. Когда напряженность поля достигает некоторого критического значения, равного (25–50) 10 3 /В/м и более, разности потенциалов выравниваются посредством искровых разрядов – молний – между разноименно заряженными облаками или частями облаков или между облаком и землей (рисунок 38). На пути в несколько километров (обычная длина молнии) разность потенциалов может достигать сотен миллионов вольт, а сила тока в молнии будет порядка десятков тысяч ампер. Одна молния переносит за доли секунды несколько кулонов электричества (по некоторым данным, в среднем около 30 Кл).

2). Молния состоит из нескольких, иногда многих последовательных разрядов (импульсов), следующих по одному и тому же пути, называемому каналом молнии. Этот канал извилистый и разветвленный, потому что разряды происходят в области наименьшего электрического сопротивления в атмосфере, а следовательно, там, где плотность атмосферных ионов особенно велика. Канал молнии виден потому, что воздух в нем раскаляется до ослепительного розово-фиолетового свечения. Температура в канале достигает 25 000–30 000°С. Интервалы между отдельными импульсами составляют примерно 0,05 с, а продолжительность всей молнии – десятые доли секунды.

Каждый разряд начинается с лидера, т.е. с предварительного разряда, который как бы прокладывает канал молнии, увеличивая в нем плотность ионов и тем самым повышая его проводимость. Этот процесс происходит по типу электронной лавины. Относительно небольшое сначала число свободных электронов, распространяясь от облака (или соответствующей его части с большим отрицательным зарядом), ионизирует на своем пути молекулы воздуха. Вследствие этого создаются все новые свободные электроны, в свою очередь увеличивающие ионизацию канала. Сразу же после того, как канал проложен, по нему происходит сильный главный разряд. Повторные разряды бывают слабее.

При разрядах между облаками и землей (к ним относится примерно 40% молний) к земле переносится преимущественно отрицательное электричество. Причина состоит в том, что в нижней части грозового облака обычно накапливаются отрицательные заряды, а земная поверхность под облаком заряжается при этом положительно путем индукции. При грозовом разряде происходит, таким образом, пополнение общего отрицательного заряда земной поверхности.

3). Быстрое и сильное нагревание и, следовательно, быстрое расширение воздуха в канале молнии производит взрывную волну, которая создает звуковой эффект – гром. Так как звук от различных точек пути молнии доходит до наблюдателя неодновременно, а также вследствие отражения звука от облаков и от земли, гром имеет характер длительных раскатов.

Освещение облаков невидимыми молниями при отдаленной грозе (когда не слышен и гром) носит название зарниц.

Шаровая молния. Огни Святого Эльма. 1). Шаровая молния – светящийся шар диаметром в десятки сантиметров, перемещающийся вместе с ветром или вообще с током воздуха, если попадает внутрь помещения (рисунок 39). При соприкосновении с наземными предметами он может взорваться, что сопровождается разрушениями и ожогами (бывают и человеческие жертвы). Явление шаровой молнии еще недостаточно изучено. Возможно, что она возникает в раскаленном воздухе канала обычной молнии и состоит из неустойчивых соединений азота и кислорода, образование которых сопровождается поглощением большого количества тепла. При охлаждении до некоторой критической температуры вещество шаровой молнии мгновенно распадается на азот и кислород с выделением всей поглощенной энергии, что и создает взрыв.

2). При наличии достаточно больших разностей потенциалов в атмосфере, кроме искровых разрядов, наблюдается истечение электричества с остроконечных предметов (с остриев), которое иногда сопровождается свечением. Эти тихие (или сопровождающиеся слабым треском) разряды называют огнями Святого Эльма (рисунок 40). Они могут наблюдаться и в отсутствии грозовых облаков, особенно при метелях и пыльных бурях, наиболее часто в горах. Объясняются они следующим образом.

Если напряженность поля вообще велика, то над выдающимися и остроконечными предметами она может стать еще больше. Тогда непосредственно возле остриев напряженность может приблизиться к критической. В таких случаях воздух в непосредственной близости к остриям становится проводящим, и с них происходит заметное истечение электричества. При особенно сильной напряженности это истечение становится видимым, как светящиеся нити, кистями расходящиеся от острия вверх (кистевые разряды).

Истечение электричества с остриев играет роль в сохранении отрицательного заряда Земли. Наблюдения показывают, что в результате такого истечения земная поверхность чаще отдает положительные заряды.

Степень покрытия небесного свода облаками называют количеством облаков или облачностью . Облачность выражается в десятых долях покрытия неба (0–10 баллов). При облаках, полностью закрывающих небо, облачность обозначается числом 10, при совершенно ясном небе – числом 0. При выводе средних величин можно давать и десятые доли единицы. Так, например, число 5,7 означает, что облака покрывают 57% небосвода.

Облачность обычно определяется наблюдателем на глаз. Но существуют и приборы в виде выпуклого полусферического зеркала, отражающего весь небосвод, фотографируемого сверху, либо в виде фотокамеры с широкоугольным объективом.

Принято оценивать отдельно общее количество облаков (общую облачность ) и количество нижних облаков (нижнюю облачность ). Это существенно, потому что высокие, а отчасти и средние облака меньше затеняют солнечный свет и менее важны в практическом отношении (например, для авиации). Дальше речь будет идти только об общей облачности.

Облачность имеет большое климатообразующее значение. Она влияет на оборот тепла на Земле: отражает прямую солнечную радиацию и, следовательно, уменьшает ее приток к земной поверхности; она также увеличивает рассеяние радиации, уменьшает эффективное излучение, меняет условия освещенности. Хотя современные самолеты летают выше среднего яруса облаков и даже выше верхнего яруса, облачность может затруднять взлет и посадку самолета, мешать ориентации без приборов, может вызвать обледенение самолета и др.

Суточный ход облачности сложен и в большей степени зависит от родов облаков. Слоистые и слоисто-кучевые облака, связанные с выхолаживанием воздуха от земной поверхности и со сравнительно слабым турбулентным переносом водяного пара вверх, имеют максимум ночью и утром. Кучевообразные облака, связанные с неустойчивостью стратификации и хорошо выраженной конвекцией, возникают преимущественно в дневные часы и исчезают к ночи. Правда, над морем, где температура подстилающей поверхности почти не имеет суточного хода, облака конвекции также его почти не имеют или слабый максимум приходится на утро. Облака упорядоченного восходящего движения, связанные с фронтами, не имеют ясного суточного хода.

В результате в суточном ходе облачности над сушей в умеренных широтах летом намечаются два максимума: утром и более значительный после полудня. В холодное время года, когда конвекция слаба или отсутствует, преобладает утренний максимум, который может стать единственным. В тропиках на суше весь год преобладает послеполуденный максимум, так как там важнейшим облакообразующим процессом является конвекция.

На высокогорных станциях, особенно летом, минимум наблюдается ночью, когда облака располагаются низко, а максимум – после полудня, при развитии конвекции.

Годовой ход облачности. В годовом ходе облачность в разных климатических областях меняется по-разному. Над океанами высоких и средних широт годовой ход вообще невелик, с максимумом летом или осенью и минимумом весной. Так, на Маточкином Шаре (Новая Земля) значения облачности в сентябре и октябре – 8,5, в апреле – 7,0; на Фарерских островах в августе – 7,9, в апреле – 7,0 баллов.

В Европе максимум приходится на зиму, когда наиболее развита циклоническая деятельность с ее фронтальной облачностью, а минимум – на весну или лето, когда преобладают облака конвекции. Так, в Москве значения облачности в декабре – 8,5, в мае – 6,4; в Вене в декабре – 7,8, в августе – 5,0 баллов.

В Восточной Сибири и Забайкалье, где зимой господствуют антициклоны, максимум приходится на лето или осень, а минимум на зиму. Так, в Красноярске значения облачности составляют в октябре – 7,3, в феврале – 5,3; в Чите в июле 6,7, в январе 3,3 балла. В муссонной области Дальнего Востока годовой ход такой же, но амплитуда его больше; во Владивостоке значения облачности в июне и июле – 7,7, а в январе – 2,8 балла.

В субтропиках, где летом преобладают антициклоны, а зимой – циклоническая деятельность, максимум приходится на зиму, минимум на лето, как и в умеренных широтах Европы, но амплитуда больше. Так, в Афинах в декабре 5,9, в июне 1,1 балла. Таков же годовой ход и в Средней Азии, где летом воздух очень далек от насыщения вследствие высоких температур, а зимой существует довольно интенсивная циклоническая деятельность: в Ташкенте в январе 6,4, в июле 0,9 балла.

В тропиках, в областях пассатов, максимум облачности приходится на лето, а минимум на зиму; в Камеруне в июле – 8,9, в январе – 5,4 балла. В муссонном климате тропиков годовой ход такой же, но резче выражен: в Дели в июле 6,0, в ноябре 0,7 балла.

На высокогорных станциях в Европе минимум облачности наблюдается главным образом зимой, когда слоистые облака, закрывающие долины, лежат ниже гор (если не говорить о наветренных склонах), максимум – летом при развитии облаков конвекции.

Средние годовые значения облачности в разных широтных зонах над сушей и над морем отличны для северного и южного полушария (таблица 8)

Таблица 8 – Средние годовые значения облачности

Из приведенных данных видно, что над морем облачность больше, чем над сушей. В среднем для всего Северного полушария она составляет над сушей 5,4 и над морем 6,2 балла; для Южного полушария (без материка Антарктиды, где она меньше) – над сушей 5,2 и над морем 6,4 балла. Для обоих полушарий вместе получается для суши 5,3, для моря 6,2 балла. Наконец, для Северного полушария значения облачности равны 5,9, для Южного полушария 6,2 и для всего земного шара в целом 6,0 балла. Таким образом, поверхность земного шара в общем закрыта облаками более чем наполовину.

Из данных таблицы также следует, что от самых высоких широт к субполярным облачность растет и достигает максимума в зоне 70–60° широты, что связано с максимальным развитием циклонической деятельности в субполярных широтах, особенно над морями. К субтропическим широтам облачность убывает и достигает минимума в зоне 30–20°. Этот минимум связан с субтропическими антициклонами. Дальше к экватору облачность снова увеличивается. Это внутритропическая зона конвергенции с ее сезонным смещением, где встречаются пассаты двух полушарий и развивается сильная конвекция.

Распределение облачности. На многолетних средних картах распределения облачности (январь, июль) во все сезоны года видны резко выраженные малооблачные области (до 2,0 баллов и ниже) в субтропических пустынях обоих полушарий. В Асуане (22,4° с.ш., 33,0° в.д.), например, средняя годовая облачность составляет только 0,5. Облачность мала (особенно летом) и в Средней Азии (в Термезе, например, в среднем годовом 1,6, а летом даже 0,2 балла). В зимнее время облачность небольшая в Восточной Сибири, Центральной Азии и Индии, где наблюдается антициклонический режим или зимняя муссонная циркуляция.

Особенно значительная облачность (до 7,0–8,0 балла и больше) отмечается круглый год на севере Атлантического и Тихого океанов, включая северо-запад Европы и Японские острова, а также в высоких широтах Южного океана. Зимой она также значительна в Западной Сибири и в районе Великих озер. Летом облачность увеличивается в муссонных областях Гвинейского залива и Индии.