Ekuacioni i bilancit të nxehtësisë së sipërfaqes së tokës. Vlera e ekuilibrit të nxehtësisë së tokës në enciklopedinë e madhe sovjetike, bse

Le të shqyrtojmë së pari kushtet termike të sipërfaqes së tokës dhe shtresave më të larta të tokës dhe trupave ujorë. Kjo është e nevojshme sepse shtresat e poshtme të atmosferës nxehen dhe ftohen më së shumti nga shkëmbimi i nxehtësisë rrezatuese dhe jo-rrezatuese me shtresat e sipërme të tokës dhe ujit. Prandaj, ndryshimet e temperaturës në shtresat e poshtme të atmosferës përcaktohen kryesisht nga ndryshimet në temperaturën e sipërfaqes së tokës dhe pasojnë këto ndryshime.

Sipërfaqja e tokës, d.m.th. sipërfaqja e tokës ose e ujit (si dhe bimësia, bora, mbulesa akulli), vazhdimisht dhe në mënyra të ndryshme merr dhe humb nxehtësinë. Përmes sipërfaqes së tokës, nxehtësia transferohet lart - në atmosferë dhe poshtë - në tokë ose ujë.

Së pari, rrezatimi total dhe kundër rrezatimi i atmosferës hyjnë në sipërfaqen e tokës. Ato përthithen në një masë më të madhe ose më të vogël nga sipërfaqja, d.m.th. përdoren për ngrohjen e shtresave të sipërme të tokës dhe ujit. Në të njëjtën kohë, vetë sipërfaqja e tokës rrezaton dhe në këtë mënyrë humbet nxehtësinë.

Së dyti, nxehtësia vjen në sipërfaqen e tokës nga lart, nga atmosfera, përmes përcjelljes së nxehtësisë turbulente. Në të njëjtën mënyrë, nxehtësia del nga sipërfaqja e tokës në atmosferë. Me përçueshmëri, nxehtësia gjithashtu lë sipërfaqen e tokës poshtë në tokë dhe ujë, ose vjen në sipërfaqen e tokës nga thellësitë e tokës dhe ujit.

Së treti, sipërfaqja e tokës merr nxehtësi kur avulli i ujit kondensohet mbi të nga ajri ose humb nxehtësinë kur uji avullohet prej saj. Në rastin e parë, nxehtësia latente lëshohet, në rastin e dytë, nxehtësia kalon në një gjendje latente.

Ne nuk do të ndalemi në procese më pak të rëndësishme (për shembull, shpenzimi i nxehtësisë për shkrirjen e borës që shtrihet në sipërfaqe, ose përhapja e nxehtësisë në thellësi të tokës së bashku me ujin e reshjeve).

Le ta konsiderojmë sipërfaqen e tokës si një sipërfaqe gjeometrike të idealizuar pa trashësi, kapaciteti termik i së cilës, pra, është i barabartë me zero. Atëherë është e qartë se në çdo periudhë kohore e njëjta sasi nxehtësie do të shkojë lart e poshtë nga sipërfaqja e tokës siç merr nga lart dhe poshtë gjatë së njëjtës kohë. Natyrisht, nëse marrim parasysh jo sipërfaqen, por një shtresë të sipërfaqes së tokës, atëherë mund të mos ketë barazi të flukseve të nxehtësisë hyrëse dhe dalëse. Në këtë rast, teprica e nxehtësisë hyrëse mbi rrjedhat dalëse, në përputhje me ligjin e ruajtjes së energjisë, do të përdoret për ngrohjen e kësaj shtrese dhe në rastin e kundërt për ftohjen e saj.

Pra, shuma algjebrike e të gjitha të ardhurave dhe shpenzimeve të nxehtësisë në sipërfaqen e tokës duhet të jetë e barabartë me zero - ky është ekuacioni i bilancit të nxehtësisë së sipërfaqes së tokës. Për të shkruar ekuacionin e bilancit të nxehtësisë, ne kombinojmë rrezatimin e absorbuar dhe rrezatimin efektiv në bilancin e rrezatimit:

B = (S mëkat h + D)(1 – A) – E s .

Ardhja e nxehtësisë nga ajri ose lëshimi i saj në ajër me përçueshmëri termike shënohet me shkronjë R. Të njëjtat të ardhura ose konsum nga shkëmbimi i nxehtësisë me shtresa më të thella të tokës ose ujit do të shënohen me G. Humbja e nxehtësisë gjatë avullimit ose mbërritja e saj gjatë kondensimit në sipërfaqen e tokës do të shënohet LE, ku Lështë nxehtësia specifike e avullimit dhe Eështë masa e ujit të avulluar ose të kondensuar. Le të kujtojmë një komponent tjetër - energjia e shpenzuar në proceset fotosintetike - PAR, megjithatë, është shumë e vogël në krahasim me pjesën tjetër, prandaj, në shumicën e rasteve nuk tregohet në ekuacion. Pastaj ekuacioni për balancën e nxehtësisë së sipërfaqes së tokës merr formën

AT+ R+ G + LE + P PAR = 0 ose AT+ R+ G + LE = 0

Gjithashtu mund të vërehet se kuptimi i ekuacionit është se ekuilibri i rrezatimit në sipërfaqen e tokës është i balancuar nga transferimi i nxehtësisë jo-rrezatuese.

Ekuacioni i bilancit të nxehtësisë është i vlefshëm për çdo kohë, duke përfshirë një periudhë shumëvjeçare.

Fakti që bilanci i nxehtësisë i sipërfaqes së tokës është zero nuk do të thotë se temperatura e sipërfaqes nuk ndryshon. Nëse transferimi i nxehtësisë drejtohet poshtë, atëherë nxehtësia që del në sipërfaqe nga lart dhe e lë atë thellë në të mbetet në një masë të madhe në shtresën më të lartë të tokës ose ujit - në të ashtuquajturën shtresë aktive. Temperatura e kësaj shtrese, rrjedhimisht, rritet edhe temperatura e sipërfaqes së tokës. Kur nxehtësia transferohet përmes sipërfaqes së tokës nga poshtë lart, në atmosferë, nxehtësia largohet, para së gjithash, nga shtresa aktive, si rezultat i së cilës temperatura e sipërfaqes bie.

Nga dita në ditë dhe nga viti në vit, temperatura mesatare e shtresës aktive dhe e sipërfaqes së tokës në çdo vend ndryshon pak. Kjo do të thotë se gjatë ditës, aq nxehtësi hyn në thellësi të tokës ose ujit gjatë ditës, aq sa largohet gjatë natës. Meqenëse gjatë ditës së verës zbret më shumë nxehtësia se sa vjen nga poshtë, shtresat e tokës dhe ujit dhe sipërfaqja e tyre nxehen dita-ditës. Në dimër, ndodh procesi i kundërt. Ndryshimet sezonale në hyrjen dhe prodhimin e nxehtësisë në tokë dhe ujë pothuajse balancohen gjatë vitit, dhe temperatura mesatare vjetore e sipërfaqes së tokës dhe e shtresës aktive ndryshon pak nga viti në vit.

Ka dallime të mprehta në karakteristikat ngrohëse dhe termike të shtresave sipërfaqësore të tokës dhe shtresave të sipërme të pellgjeve ujore. Në tokë, nxehtësia përhapet vertikalisht me përcjelljen e nxehtësisë molekulare, dhe në ujin me lëvizje të lehtë, gjithashtu nga përzierja e turbullt e shtresave të ujit, gjë që është shumë më efikase. Turbulenca në trupat ujorë është kryesisht për shkak të valëve dhe rrymave. Natën dhe në stinën e ftohtë, konvekcioni termik i bashkohet këtij lloj turbulence: uji i ftohur në sipërfaqe zhytet për shkak të densitetit të shtuar dhe zëvendësohet nga uji më i ngrohtë nga shtresat e poshtme. Në oqeane dhe dete, avullimi gjithashtu luan një rol në përzierjen e shtresave dhe në transferimin e nxehtësisë që lidhet me të. Me avullim të konsiderueshëm nga sipërfaqja e detit, shtresa e sipërme e ujit bëhet më e kripur dhe për këtë arsye më e dendur, si rezultat i së cilës uji fundoset nga sipërfaqja në thellësi. Përveç kësaj, rrezatimi depërton më thellë në ujë në krahasim me tokën. Së fundi, kapaciteti i nxehtësisë së ujit është më i madh se ai i tokës, dhe e njëjta sasi nxehtësie ngroh një masë uji në një temperaturë më të ulët se e njëjta masë dheu.

Si rezultat, luhatjet ditore të temperaturës në ujë shtrihen në një thellësi prej rreth dhjetëra metrash, dhe në tokë - më pak se një metër. Luhatjet vjetore të temperaturës në ujë shtrihen në një thellësi prej qindra metrash, dhe në tokë - vetëm 10-20 m.

Pra, nxehtësia që del në sipërfaqen e ujit gjatë ditës dhe verës depërton në një thellësi të konsiderueshme dhe ngroh një trashësi të madhe uji. Temperatura e shtresës së sipërme dhe vetë sipërfaqja e ujit rritet pak në të njëjtën kohë. Në tokë, nxehtësia hyrëse shpërndahet në një shtresë të lartë të hollë, e cila është shumë e nxehtë. Anëtar G në ekuacionin e bilancit të nxehtësisë për ujin është shumë më i madh se për tokën, dhe P përkatësisht më pak.

Gjatë natës dhe në dimër, uji humbet nxehtësinë nga shtresa sipërfaqësore, por në vend të tij vjen nxehtësia e akumuluar nga shtresat e poshtme. Prandaj, temperatura në sipërfaqen e ujit ulet ngadalë. Në sipërfaqen e tokës, temperatura bie me shpejtësi gjatë transferimit të nxehtësisë: nxehtësia e grumbulluar në shtresën e sipërme të hollë e lë shpejt atë dhe largohet pa u rimbushur nga poshtë.

Si rezultat, gjatë ditës dhe verës, temperatura në sipërfaqen e tokës është më e lartë se temperatura në sipërfaqen e ujit; më e ulët gjatë natës dhe në dimër. Kjo do të thotë se luhatjet ditore dhe vjetore të temperaturës në sipërfaqen e tokës janë më të mëdha dhe shumë më të mëdha se në sipërfaqen e ujit.

Për shkak të këtyre dallimeve në shpërndarjen e nxehtësisë, pellgu i ujit akumulon një sasi të madhe nxehtësie në një shtresë mjaft të trashë uji gjatë stinës së ngrohtë, e cila lëshohet në atmosferë gjatë stinës së ftohtë. Toka gjatë stinës së ngrohtë lëshon natën pjesën më të madhe të nxehtësisë që merr gjatë ditës dhe akumulon pak nga ajo në dimër. Si rezultat, temperatura e ajrit mbi det është më e ulët në verë dhe më e lartë në dimër sesa në tokë.

Tabela e përmbajtjes
Klimatologjia dhe meteorologjia
PLAN DIDAKTIK
Meteorologjia dhe klimatologjia
Atmosfera, moti, klima
Vëzhgimet meteorologjike
Aplikimi i kartave
Shërbimi Meteorologjik dhe Organizata Botërore Meteorologjike (WMO)
Proceset e formimit të klimës
Faktorët astronomikë
Faktorët gjeofizikë
Faktorët meteorologjikë
Rreth rrezatimit diellor
Ekuilibri termik dhe rrezatues i Tokës
rrezatimi i drejtpërdrejtë diellor
Ndryshimet në rrezatimin diellor në atmosferë dhe në sipërfaqen e tokës
Dukuritë e shpërndarjes së rrezatimit
Rrezatimi total, rrezatimi diellor i reflektuar, rrezatimi i absorbuar, PAR, albedo e Tokës
Rrezatimi i sipërfaqes së tokës
Kundër-rrezatim ose kundër-rrezatim
Bilanci i rrezatimit të sipërfaqes së tokës
Shpërndarja gjeografike e bilancit të rrezatimit
Presioni atmosferik dhe fusha barike
sistemet e presionit
luhatjet e presionit
Përshpejtimi i ajrit për shkak të gradientit barik
Forca devijuese e rrotullimit të Tokës
Era gjeostrofike dhe gradient
ligji i erës barike
Frontet në atmosferë
Regjimi termik i atmosferës
Bilanci termik i sipërfaqes së tokës
Ndryshimet ditore dhe vjetore të temperaturës në sipërfaqen e tokës
Temperaturat e masës së ajrit
Amplituda vjetore e temperaturës së ajrit
Klima kontinentale
Mbulesa e reve dhe reshjet
Avullimi dhe ngopja
Lagështia
Shpërndarja gjeografike e lagështisë së ajrit
kondensimi atmosferik
retë
Klasifikimi ndërkombëtar i reve
Vranësira, ndryshimi i saj ditor dhe vjetor
Reshjet nga retë (klasifikimi i reshjeve)
Karakteristikat e regjimit të reshjeve
Rrjedha vjetore e reshjeve
Rëndësia klimatike e mbulesës së borës
Kimia atmosferike
Përbërja kimike e atmosferës së Tokës
Përbërja kimike e reve
Përbërja kimike e reshjeve

Burimi kryesor i energjisë për të gjitha proceset që ndodhin në biosferë është rrezatimi diellor. Atmosfera që rrethon Tokën thith dobët rrezatimin me valë të shkurtër nga Dielli, i cili kryesisht arrin në sipërfaqen e tokës. Një pjesë e rrezatimit diellor absorbohet dhe shpërndahet nga atmosfera. Thithja e rrezatimit diellor të rënë është për shkak të pranisë së ozonit, dioksidit të karbonit, avullit të ujit dhe aerosoleve në atmosferë.[ ...]

Nën veprimin e fluksit të rënë diellor, si rezultat i përthithjes së tij, sipërfaqja e tokës nxehet dhe bëhet burim i rrezatimit me valë të gjata (LW) të drejtuar drejt atmosferës. Atmosfera, nga ana tjetër, është gjithashtu një burim i rrezatimit DW i drejtuar drejt Tokës (i ashtuquajturi kundër-rrezatim atmosferik). Në këtë rast, shkëmbimi i ndërsjellë i nxehtësisë ndodh midis sipërfaqes së tokës dhe atmosferës. Dallimi midis rrezatimit HF të përthithur nga sipërfaqja e tokës dhe rrezatimit efektiv quhet bilanci i rrezatimit. Shndërrimi i energjisë së rrezatimit diellor HF kur përthithet nga sipërfaqja e tokës dhe atmosfera, shkëmbimi i nxehtësisë ndërmjet tyre përbëjnë ekuilibrin e nxehtësisë së Tokës.[ ...]

Karakteristika kryesore e regjimit të rrezatimit të atmosferës është efekti serë, i cili konsiston në faktin se rrezatimi me valë të shkurtër më së shumti arrin në sipërfaqen e tokës, duke bërë që ajo të nxehet, dhe rrezatimi LW nga Toka vonohet nga atmosfera, ndërsa duke reduktuar transferimin e nxehtësisë së Tokës në hapësirë. Atmosfera është një lloj guaskë izoluese e nxehtësisë që parandalon ftohjen e Tokës. Një rritje në përqindjen e CO2, avullit H20, aerosoleve, etj. do të rrisë efektin serë, i cili çon në një rritje të temperaturës mesatare të atmosferës së ulët dhe ngrohjen e klimës. Burimi kryesor i rrezatimit termik të atmosferës është sipërfaqja e tokës.[ ...]

Intensiteti i rrezatimit diellor të thithur nga sipërfaqja e tokës dhe atmosfera është 237 W/m2, nga të cilat 157 W/m2 absorbohet nga sipërfaqja e tokës, dhe 80 W/m2 nga atmosfera. Bilanci i nxehtësisë së Tokës është paraqitur në formë të përgjithshme në Fig. 6.15.[ ...]

Bilanci i rrezatimit të sipërfaqes së tokës është 105 W/m2, dhe rrezatimi efektiv prej tij është i barabartë me diferencën midis rrezatimit të absorbuar dhe bilancit të rrezatimit dhe është 52 W/m2. Energjia e bilancit të rrezatimit harxhohet në shkëmbimin e turbullt të nxehtësisë së Tokës me atmosferën, që është 17 W/m2 dhe në procesin e avullimit të ujit, që është 88 W/m2.[ ...]

Skema e transferimit të nxehtësisë së atmosferës është paraqitur në fig. 6.16. Siç shihet nga ky diagram, atmosfera merr energji termike nga tre burime: nga Dielli, në formën e rrezatimit HF të absorbuar me një intensitet afërsisht 80 W/m2; nxehtësia nga kondensimi i avullit të ujit që vjen nga sipërfaqja e tokës dhe e barabartë me 88 W/m2; Shkëmbimi i turbullt i nxehtësisë midis Tokës dhe atmosferës (17 W/m2).[ ...]

Shuma e komponentëve të transferimit të nxehtësisë (185 W/m) është e barabartë me humbjet e nxehtësisë së atmosferës në formën e rrezatimit DW në hapësirën e jashtme. Një pjesë e parëndësishme e rrezatimit diellor të rënë, i cili është dukshëm më i vogël se komponentët e dhënë të bilancit të nxehtësisë, shpenzohet në procese të tjera që ndodhin në atmosferë.[ ...]

Dallimi në avullim nga kontinentet dhe sipërfaqet e deteve dhe oqeaneve kompensohet nga proceset e transferimit masiv të avullit të ujit përmes rrymave të ajrit dhe rrjedhës së lumenjve që derdhen në zonat ujore të globit.

Për të vlerësuar saktë shkallën e ngrohjes dhe ftohjes së sipërfaqeve të ndryshme të tokës, llogaritjen e avullimit për , përcaktimin e ndryshimeve në përmbajtjen e lagështisë në tokë, zhvillimin e metodave për parashikimin e ngrirjes, si dhe vlerësimin e ndikimit të punës së bonifikimit në kushtet klimatike të shtresa ajrore sipërfaqësore, nevojiten të dhëna për ekuilibrin e nxehtësisë së sipërfaqes së tokës.

Sipërfaqja e tokës vazhdimisht merr dhe humb nxehtësi si rezultat i ekspozimit ndaj një sërë rrjedhash të rrezatimit me valë të shkurtra dhe të gjata. Duke thithur në një masë më të madhe ose më të vogël rrezatimin total dhe kundër rrezatimit, sipërfaqja e tokës nxehet dhe lëshon rrezatim me valë të gjata, që do të thotë se humbet nxehtësinë. Vlera që karakterizon humbjen e nxehtësisë së tokës
Sipërfaqja është rrezatimi efektiv. Është e barabartë me diferencën midis rrezatimit vetjak të sipërfaqes së tokës dhe kundër-rrezatimit të atmosferës. Meqenëse kundër-rrezatimi i atmosferës është gjithmonë disi më i vogël se ai i tokës, ky ndryshim është pozitiv. Gjatë ditës, rrezatimi efektiv bllokohet nga rrezatimi i absorbuar me valë të shkurtër. Natën, në mungesë të rrezatimit diellor me valë të shkurtër, rrezatimi efektiv ul temperaturën e sipërfaqes së tokës. Në mot me re, për shkak të rritjes së kundër-rrezatimit të atmosferës, rrezatimi efektiv është shumë më i vogël se në mot të kthjellët. Ftohje më e vogël dhe gjatë natës e sipërfaqes së tokës. Në gjerësi të mesme, sipërfaqja e tokës humbet përmes rrezatimit efektiv rreth gjysmën e sasisë së nxehtësisë që marrin nga rrezatimi i përthithur.

Ardhja dhe konsumi i energjisë rrezatuese vlerësohet nga vlera e bilancit të rrezatimit të sipërfaqes së tokës. Është e barabartë me ndryshimin midis rrezatimit të zhytur dhe efektiv, gjendja termike e sipërfaqes së tokës varet nga ajo - ngrohja ose ftohja e saj. Gjatë ditës, pothuajse gjatë gjithë kohës është pozitiv, d.m.th., futja e nxehtësisë tejkalon konsumin. Gjatë natës, bilanci i rrezatimit është negativ dhe i barabartë me rrezatimin efektiv. Vlerat vjetore të bilancit të rrezatimit të sipërfaqes së tokës, me përjashtim të gjerësive gjeografike më të larta, janë kudo pozitive. Kjo nxehtësi e tepërt shpenzohet për ngrohjen e atmosferës nga përcjellja e turbullt e nxehtësisë, në avullim dhe në shkëmbimin e nxehtësisë me shtresa më të thella të tokës ose ujit.

Nëse marrim parasysh kushtet e temperaturës për një periudhë të gjatë (një vit ose më mirë një numër vitesh), atëherë sipërfaqja e tokës, atmosfera veçmas dhe sistemi "Toka-atmosferë" janë në një gjendje ekuilibri termik. Temperatura mesatare e tyre ndryshon pak nga viti në vit. Në përputhje me ligjin e ruajtjes së energjisë, mund të supozojmë se shuma algjebrike e flukseve të nxehtësisë që vijnë në sipërfaqen e tokës dhe e lënë atë është e barabartë me zero. Ky është ekuacioni për balancën e nxehtësisë së sipërfaqes së tokës. Kuptimi i tij është se bilanci i rrezatimit të sipërfaqes së tokës balancohet nga transferimi i nxehtësisë jo-rrezatuese. Ekuacioni i bilancit të nxehtësisë, si rregull, nuk merr parasysh (për shkak të vogëlësisë së tyre) rrjedha të tilla si nxehtësia e transferuar nga reshjet, konsumi i energjisë për fotosintezën, fitimi i nxehtësisë nga oksidimi i biomasës, si dhe konsumi i nxehtësisë për shkrirjen e akullit ose borës, fitimi i nxehtësisë nga ngrirja e ujit.

Bilanci termik i sistemit "Toka-atmosferë" për një periudhë të gjatë është gjithashtu i barabartë me zero, d.m.th., Toka si planet është në ekuilibër termik: rrezatimi diellor që arrin në kufirin e sipërm të atmosferës balancohet nga rrezatimi që largohet. atmosfera nga kufiri i sipërm i atmosferës.

Nëse marrim ajrin që vjen në kufirin e sipërm si 100%, atëherë 32% e kësaj sasie shpërndahet në atmosferë. Nga këto, 6% kthehen në hapësirën botërore. Për rrjedhojë, 26% vjen në sipërfaqen e tokës në formën e rrezatimit të shpërndarë; 18% e rrezatimit absorbohet nga ozoni, aerosolet dhe përdoret për të ngrohur atmosferën; 5% përthithet nga retë; 21% e rrezatimit ikën në hapësirë ​​si rezultat i reflektimit nga retë. Kështu, rrezatimi që vjen në sipërfaqen e tokës është 50%, nga të cilat rrezatimi direkt përbën 24%; 47% absorbohet nga sipërfaqja e tokës dhe 3% e rrezatimit hyrës reflektohet përsëri në hapësirë. Si rezultat, 30% e rrezatimit diellor ikën nga kufiri i sipërm i atmosferës në hapësirën e jashtme. Kjo vlerë quhet albedo planetare e Tokës. Për sistemin Tokë-atmosferë, 30% e rrezatimit diellor të reflektuar dhe të shpërndarë, 5% e rrezatimit tokësor dhe 65% e rrezatimit atmosferik, d.m.th., vetëm 100%, kthehen në hapësirë ​​përmes kufirit të sipërm të atmosferës.

Koncepti i fushës termobarike të Tokës

Luhatjet sezonale në bilancin e rrezatimit

Luhatjet sezonale në regjimin e rrezatimit të Tokës në tërësi korrespondojnë me ndryshimet në rrezatimin e hemisferave veriore dhe jugore gjatë revolucionit vjetor të Tokës rreth Diellit.

Në brezin ekuatorial nuk ka luhatje sezonale të nxehtësisë diellore: si në dhjetor ashtu edhe në korrik, bilanci i rrezatimit është 6-8 kcal/cm 2 në tokë dhe 10-12 kcal/cm 2 në det në muaj.

Në zonat tropikale luhatjet sezonale tashmë janë shprehur mjaft qartë. Në hemisferën veriore - në Afrikën e Veriut, Azinë Jugore dhe Amerikën Qendrore - në dhjetor, bilanci i rrezatimit është 2-4 kcal / cm 2, dhe në qershor 6-8 kcal / cm 2 në muaj. E njëjta pamje vërehet në hemisferën jugore: bilanci i rrezatimit është më i lartë në dhjetor (verë), më i ulët në qershor (dimër).

Në të gjithë zonën e butë në dhjetor, në veri të subtropikëve (linja e bilancit zero kalon nëpër Francë, Azinë Qendrore dhe ishullin Hokkaido), bilanci është negativ. Në qershor, edhe pranë Rrethit Arktik, bilanci i rrezatimit është 8 kcal/cm2 në muaj. Amplituda më e madhe e bilancit të rrezatimit është karakteristikë e hemisferës veriore kontinentale.

Regjimi termik i troposferës përcaktohet si nga fluksi i nxehtësisë diellore ashtu edhe nga dinamika e masave ajrore, të cilat kryejnë ngjitjen e nxehtësisë dhe të ftohtit. Nga ana tjetër, vetë lëvizja e ajrit shkaktohet nga një gradient i temperaturës (një rënie në temperaturë për njësi distancë) midis gjerësive gjeografike ekuatoriale dhe polare dhe midis oqeaneve dhe kontinenteve. Si rezultat i këtyre proceseve dinamike komplekse, u formua fusha termobarike e Tokës. Të dy elementët e tij - temperatura dhe presioni - janë aq të ndërlidhura, saqë në gjeografi është zakon të flitet për një fushë të vetme termobarike të Tokës.

Nxehtësia e marrë nga sipërfaqja e tokës konvertohet dhe rishpërndahet nga atmosfera dhe hidrosfera. Nxehtësia shpenzohet kryesisht në avullim, shkëmbim të turbullt të nxehtësisë dhe në rishpërndarjen e nxehtësisë midis tokës dhe oqeanit.

Sasia më e madhe e nxehtësisë shpenzohet në avullimin e ujit nga oqeanet dhe kontinentet. Në gjerësinë gjeografike tropikale të oqeaneve, avullimi konsumon afërsisht 100-120 kcal / cm 2 në vit, dhe në zonat ujore me rryma të ngrohta deri në 140 kcal / cm 2 në vit, që korrespondon me avullimin e një shtrese uji prej 2 m. trashë. Në rripin ekuatorial, harxhohet shumë më pak energji për avullim, domethënë afërsisht 60 kcal / cm 2 në vit; kjo është e barabartë me avullimin e një shtrese uji prej një metër.

Në kontinente, konsumi maksimal i nxehtësisë për avullim ndodh në zonën ekuatoriale me klimën e saj të lagësht. Në gjerësinë gjeografike tropikale të tokës ka shkretëtira me avullim të papërfillshëm. Në gjerësi të butë, kostoja e nxehtësisë për avullimin në oqeane është 2.5 herë më e madhe se në tokë. Sipërfaqja e oqeanit thith nga 55 deri në 97% të të gjithë rrezatimit që bie mbi të. Në të gjithë planetin, 80% e rrezatimit diellor shpenzohet në avullim, dhe rreth 20% në transferim të turbullt të nxehtësisë.

Nxehtësia e shpenzuar për avullimin e ujit transferohet në atmosferë gjatë kondensimit të avullit në formën e nxehtësisë latente të avullimit. Ky proces luan një rol të madh në ngrohjen e ajrit dhe lëvizjen e masave ajrore.

Sasia maksimale e nxehtësisë për të gjithë troposferën nga kondensimi i avullit të ujit merret nga gjerësitë ekuatoriale - afërsisht 100-140 kcal / cm 2 në vit. Kjo është për shkak të fluksit të një sasie të madhe lagështie të sjellë këtu nga erërat tregtare nga ujërat tropikale dhe ngritja e ajrit mbi ekuator. Në gjerësi gjeografike tropikale të thata, sasia e nxehtësisë latente të avullimit është natyrshëm e papërfillshme: më pak se 10 kcal/cm2 në vit në shkretëtirat kontinentale dhe rreth 20 kcal/cm2 në vit mbi oqeane. Uji luan një rol vendimtar në regjimin termik dhe dinamik të atmosferës.

Nxehtësia rrezatuese gjithashtu hyn në atmosferë përmes shkëmbimit të nxehtësisë së ajrit të turbullt. Ajri është një përcjellës i dobët i nxehtësisë, prandaj, përçueshmëria termike molekulare mund të sigurojë ngrohjen e vetëm një shtrese të parëndësishme (disa metra) të poshtme të atmosferës. Troposfera nxehet nga përzierja e turbullt, avion, vorbull: ajri i shtresës së poshtme ngjitur me tokën nxehet, ngrihet në avionë dhe ajri i sipërm i ftohtë zbret në vend të tij, i cili gjithashtu nxehet. Në këtë mënyrë nxehtësia kalohet shpejt nga toka në ajër, nga një shtresë në tjetrën.

Rrjedha e turbullt e nxehtësisë është më e madhe mbi kontinente dhe më pak mbi oqeane. Ajo arrin vlerën e saj maksimale në shkretëtirat tropikale, deri në 60 kcal / cm 2 në vit, në zonat ekuatoriale dhe subtropikale zvogëlohet në 30-20 kcal / cm 2, dhe në të butë - 20-10 kcal / cm 2 në vit. Në një zonë më të madhe të oqeaneve, uji lëshon rreth 5 kcal/cm2 në vit në atmosferë, dhe vetëm në gjerësi nënpolare ajri nga Gulf Stream dhe Kuroshivo merr nxehtësi deri në 20-30 kcal/cm2 në vit.

Në kontrast me nxehtësinë latente të avullimit, rrjedha e turbullt mbahet dobët nga atmosfera. Mbi shkretëtirat, ai transmetohet lart dhe shpërndahet, prandaj zonat e shkretëtirës veprojnë si zona të ftohjes së atmosferës.

Regjimi termik i kontinenteve është i ndryshëm për shkak të pozicionit të tyre gjeografik. Kostoja e nxehtësisë për avullimin në kontinentet veriore përcaktohet nga pozicioni i tyre në zonën e butë; në Afrikë dhe Australi - thatësia e zonave të tyre të mëdha. Në të gjithë oqeanet, një pjesë e madhe e nxehtësisë shpenzohet për avullim. Pastaj një pjesë e kësaj nxehtësie transferohet në kontinente dhe izolon klimën e gjerësive gjeografike të larta.

Një analizë e transferimit të nxehtësisë midis sipërfaqes së kontinenteve dhe oqeaneve na lejon të nxjerrim përfundimet e mëposhtme:

1. Në gjerësitë ekuatoriale të të dy hemisferave, atmosfera merr nxehtësi nga oqeanet e nxehta deri në 40 kcal / cm 2 në vit.

2. Pothuajse asnjë nxehtësi nuk hyn në atmosferë nga shkretëtirat tropikale kontinentale.

3. Linja e ekuilibrit zero kalon nëpër subtropikët, afër 40 0 ​​gjerësisë gjeografike.

4. Në gjerësi të butë, konsumi i nxehtësisë nga rrezatimi është më i madh se rrezatimi i absorbuar; kjo do të thotë se temperatura e ajrit klimatik të gjerësive gjeografike të buta përcaktohet jo nga nxehtësia diellore, por nga nxehtësia advektive (e sjellë nga gjerësitë e ulëta).

5. Bilanci i rrezatimit të Tokës-Atmosferës është disimetrik në raport me rrafshin e ekuatorit: në gjerësitë polare të hemisferës veriore arrin në 60, dhe në gjerësinë gjeografike jugore përkatëse - vetëm 20 kcal/cm 2 në vit; nxehtësia transferohet në hemisferën veriore më intensivisht sesa në atë jugore, afërsisht 3 herë. Bilanci i sistemit Tokë-atmosferë përcakton temperaturën e ajrit.

8.16 Ngrohja dhe ftohja e atmosferës në procesin e ndërveprimit të sistemit "oqean-atmosferë-kontinent"

Thithja e rrezeve diellore nga ajri i jep jo më shumë se 0,1 0 C nxehtësi në shtresën e poshtme kilometrike të troposferës. Atmosfera merr jo më shumë se 1/3 e nxehtësisë direkt nga dielli, dhe ajo thith 2/3 nga sipërfaqja e tokës dhe, mbi të gjitha, nga hidrosfera, e cila transferon nxehtësinë tek ajo përmes avullit të ujit të avulluar nga sipërfaqja e guaskë uji.

Rrezet e diellit që kanë kaluar nëpër mbështjellësin e gazit të planetit takohen me ujin në shumicën e vendeve në sipërfaqen e tokës: në oqeane, në trupat ujorë dhe kënetat tokësore, në tokë të lagësht dhe në gjethet e bimëve. Energjia termike e rrezatimit diellor shpenzohet kryesisht në avullim. Sasia e nxehtësisë së shpenzuar për njësi të ujit që avullohet quhet nxehtësia latente e avullimit. Kur avulli kondensohet, nxehtësia e avullimit hyn në ajër dhe e ngroh atë.

Asimilimi i nxehtësisë diellore nga trupat ujorë ndryshon nga ngrohja e tokës. Kapaciteti termik i ujit është rreth 2 herë më i madh se ai i tokës. Me të njëjtën sasi nxehtësie, uji nxehet dy herë më dobët se toka. Me ftohje, raporti është i kundërt. Nëse një masë ajri e ftohtë depërton në një sipërfaqe të ngrohtë të oqeanit, atëherë nxehtësia depërton në një shtresë deri në 5 km. Ngrohja e troposferës është për shkak të nxehtësisë latente të avullimit.

Përzierja e turbullt e ajrit (e rastësishme, e pabarabartë, kaotike) krijon rryma konvekcioni, intensiteti dhe drejtimi i të cilave varen nga natyra e terrenit dhe nga qarkullimi planetar i masave ajrore.

Koncepti i një procesi adiabatik. Një rol të rëndësishëm në regjimin termik të ajrit i takon procesit adiabatik.

Koncepti i një procesi adiabatik. Roli më i rëndësishëm në regjimin termik të atmosferës i përket procesit adiabatik. Ngrohja dhe ftohja adiabatike e ajrit ndodh në të njëjtën masë, pa shkëmbim nxehtësie me media të tjera.

Kur ajri zbret nga shtresat e sipërme ose të mesme të troposferës ose përgjatë shpateve të maleve, ai hyn në shtresa më të dendura nga shtresa të rralla, molekulat e gazit afrohen me njëra-tjetrën, përplasjet e tyre intensifikohen dhe energjia kinetike e lëvizjes së molekulave të ajrit shndërrohet në nxehtësi. . Ajri nxehet pa marrë nxehtësi as nga masat e tjera ajrore dhe as nga sipërfaqja e tokës. Ngrohja adiabatike ndodh, për shembull, në zonën tropikale, mbi shkretëtira dhe mbi oqeane në të njëjtat gjerësi gjeografike. Ngrohja adiabatike e ajrit shoqërohet me tharjen e tij (që është arsyeja kryesore e formimit të shkretëtirave në zonën tropikale).

Në rrymat ngjitëse, ajri ftohet në mënyrë adiabatike. Nga troposfera e poshtme e dendur, ajo ngrihet në troposferën e mesme dhe të sipërme të rrallë. Në të njëjtën kohë, densiteti i tij zvogëlohet, molekulat largohen nga njëra-tjetra, përplasen më rrallë, energjia termike e marrë nga ajri nga sipërfaqja e nxehtë kthehet në energji kinetike, shpenzohet në punë mekanike për të zgjeruar gazin. Kjo shpjegon ftohjen e ajrit ndërsa ngrihet.

Ajri i thatë ftohet në mënyrë adiabatike me 1 0 C për 100 m lartësi, ky është një proces adiabatik. Megjithatë, ajri natyror përmban avull uji, i cili kondensohet për të çliruar nxehtësinë. Prandaj, në fakt, temperatura bie me 0,6 0 C për 100 m (ose 6 0 C për 1 km lartësi). Ky është një proces adiabatik i lagësht.

Kur ulet, ajri i thatë dhe i lagësht nxehen në mënyrë të barabartë, pasi në këtë rast nuk ndodh kondensimi i lagështirës dhe nxehtësia latente e avullimit nuk lëshohet.

Karakteristikat tipike të regjimit termik të tokës manifestohen më qartë në shkretëtira: një pjesë e madhe e rrezatimit diellor reflektohet nga sipërfaqja e tyre e ndritshme, nxehtësia nuk shpenzohet për avullim dhe shkon për të ngrohur shkëmbinjtë e thatë. Prej tyre gjatë ditës ajri nxehet në temperatura të larta. Në ajrin e thatë, nxehtësia nuk zgjatet dhe rrezatohet lirshëm në atmosferën e sipërme dhe hapësirën ndërplanetare. Shkretëtirat shërbejnë gjithashtu si dritare ftohëse për atmosferën në shkallë planetare.

Bilanci i nxehtësisë së Tokës, atmosferës dhe sipërfaqes së tokës Gjatë një periudhe të gjatë kohore, ekuilibri i nxehtësisë është zero, domethënë Toka është në ekuilibër termik. I - rrezatim me valë të shkurtër, II - rrezatim me valë të gjatë, III - shkëmbim jo-rrezatues.

Rrezatimi elektromagnetik Rrezatimi ose rrezatimi është një formë e materies ndryshe nga materia. Një rast i veçantë i rrezatimit është drita e dukshme; por rrezatimi përfshin gjithashtu rrezet gama që nuk perceptohen nga syri, rrezet x, rrezatimi ultravjollcë dhe infra të kuqe, valët e radios, duke përfshirë valët televizive.

Karakteristikat e valëve elektromagnetike Rrezatimi përhapet në të gjitha drejtimet nga burimi emetues në formën e m valëve elektromagnetike me shpejtësinë e dritës në vakum rreth 300.000 km/s. Gjatësia e valës është distanca midis maksimumeve (ose minimaleve) ngjitur. m Frekuenca e lëkundjeve është numri i lëkundjeve për sekondë.

Gjatësia e valës Rrezatimi ultravjollcë - gjatësia e valës nga 0,01 deri në 0,39 mikron. Është e padukshme, pra nuk perceptohet me sy. Drita e dukshme e perceptuar nga syri, gjatësi vale 0,40 0,76 mikron. Valët rreth 0,40 µm janë të purpurta, valët rreth 0,76 µm janë të kuqe. Mes 0,40 dhe 0,76 mikron është drita e të gjitha ngjyrave të spektrit të dukshëm. Rrezatimi infra i kuq - valët > 0,76 mikron dhe deri në disa qindra mikronë janë të padukshme për syrin e njeriut. Në meteorologji, është zakon të dallojmë rrezatimin me valë të shkurtra dhe të gjata. Vala e shkurtër quhet rrezatim në intervalin e gjatësisë së valës nga 0.1 deri në 4 mikron. P

Gjatësia e valës Kur drita e bardhë zbërthehet nga një prizëm në një spektër të vazhdueshëm, ngjyrat në të kalojnë gradualisht njëra në tjetrën. Në përgjithësi pranohet se brenda kufijve të caktuar të gjatësive valore (nm) rrezatimi ka këto ngjyra: 390-440 - vjollcë 440-480 blu 480-510 - blu 510-550 - jeshile 550-575 e verdhë-jeshile 575-585 e verdhë 585- 620 - portokalli 630-770 - e kuqe

Perceptimi i gjatësisë valore Syri i njeriut është më i ndjeshëm ndaj rrezatimit të verdhë-jeshile me një gjatësi vale prej rreth 555 nm. Ekzistojnë tre zona rrezatimi: blu-vjollcë (gjatësia vale 400-490 nm), jeshile (gjatësia 490-570 nm) e kuqe (gjatësia 580-720 nm). Këto zona spektrale janë gjithashtu zonat e ndjeshmërisë spektrale mbizotëruese të marrësve të syrit dhe tre shtresave të filmit fotografik me ngjyra.

ABORBIMI I RREZATIMIT DIELLOR NË ATMOSFERË Rreth 23% e rrezatimit të drejtpërdrejtë diellor absorbohet në atmosferë. e Absorbimi është selektiv: gazra të ndryshëm thithin rrezatimin në pjesë të ndryshme të spektrit dhe në shkallë të ndryshme. Azoti thith R gjatësi vale shumë të vogla në pjesën ultravjollcë të spektrit. Energjia e rrezatimit diellor në këtë pjesë të spektrit është krejtësisht e papërfillshme, kështu që thithja nga azoti praktikisht nuk ka asnjë efekt në fluksin e rrezatimit diellor. Oksigjeni thith më shumë, por edhe shumë pak - në dy seksione të ngushta të pjesës së dukshme të spektrit dhe në pjesën ultravjollcë. Ozoni thith rrezatimin diellor ultravjollcë dhe të dukshëm. Ka shumë pak prej tij në atmosferë, por thith rrezatimin ultravjollcë në shtresat e sipërme të atmosferës aq fort sa valët më të shkurtra se 0,29 mikron nuk vërehen fare në spektrin diellor pranë sipërfaqes së tokës. Thithja e tij e rrezatimit diellor nga ozoni arrin në 3% të rrezatimit të drejtpërdrejtë diellor.

ABORBIMI I RREZATIMIT DIELLOR NË ATMOSFERË CO 2 absorbohet fuqishëm në spektrin infra të kuq, por përmbajtja e tij në atmosferë është shumë e vogël, kështu që thithja e rrezatimit të drejtpërdrejtë diellor në përgjithësi është e vogël. Avulli i ujit është absorbuesi kryesor i rrezatimit, i përqendruar në troposferë. Thith rrezatimin në rajonet e dukshme dhe afër infra të kuqe të spektrit. Retë dhe papastërtitë atmosferike (grimcat e aerosolit) thithin rrezatimin diellor në pjesë të ndryshme të spektrit, në varësi të përbërjes së papastërtive. Avujt e ujit dhe aerosolet thithin rreth 15%, retë 5% të rrezatimit.

Bilanci i nxehtësisë i Tokës Rrezatimi i shpërndarë kalon nëpër atmosferë dhe shpërndahet nga molekulat e gazit. Një rrezatim i tillë është 70% në gjerësi polare dhe 30% në tropikët.

Bilanci i nxehtësisë së Tokës 38% e rrezatimit të shpërndarë kthehet në hapësirë. Ai i jep ngjyrën blu qiellit dhe shpërndan dritën para dhe pas perëndimit të diellit.

Bilanci i nxehtësisë së Tokës Direkt + difuz = totali R 4% reflektohet nga atmosfera 10% reflektohet nga sipërfaqja e tokës 20% shndërrohet në energji termike 24% shpenzohet për ngrohjen e ajrit Humbja totale e nxehtësisë përmes atmosferës është 58% e të gjitha të marra

Avekcioni i ajrit Lëvizja e ajrit në drejtim horizontal. Mund të flasim për adveksionin: masat e ajrit, nxehtësinë, avujt e ujit, momentin e lëvizjes, vorbullën e shpejtësisë etj. Dukuritë atmosferike që ndodhin si rezultat i adveksionit quhen advektive: mjegulla advektive, stuhitë advektive, ngricat advektive etj.

ALBEDO 1. Në kuptimin e gjerë reflektimi i sipërfaqes: uji, bimësia (pylli, stepa), toka e punueshme, retë etj. Për shembull, Albedoja e kurorave të pyjeve është 10 - 15%, bari - 20 - 25%, rërë - 30 - 35%, borë e sapo rënë - 50 - 75% ose më shumë. 2. Albedo e Tokës - përqindja e rrezatimit diellor të reflektuar nga globi së bashku me atmosferën përsëri në hapësirën botërore, ndaj rrezatimit diellor që mbërriti në kufirin e atmosferës. A= O/P Kthimi i rrezatimit nga Toka ndodh nga reflektimi nga sipërfaqja e tokës dhe retë e rrezatimit me valë të gjata, si dhe shpërndarja e rrezatimit të drejtpërdrejtë me valë të shkurtër nga atmosfera. Sipërfaqja e borës ka reflektueshmërinë më të lartë (85%). Albedo e Tokës është rreth 42%

Pasojat e përmbysjes Kur procesi normal i konvekcionit ndalon, shtresa e poshtme e atmosferës ndotet Tymi i dimrit në qytetin e Shangait, kufiri i shpërndarjes vertikale të ajrit është qartë i dukshëm

Përmbysja e temperaturës Mbytja e ajrit të ftohtë krijon një gjendje të qëndrueshme të atmosferës. Tymi nga oxhaku nuk mund të kapërcejë masën e ajrit në zbritje

Ecuria e presionit të ajrit atmosferik. 760 mm tr. Art. = 1033 g Pa Ndryshim ditor i presionit atmosferik

Uji në atmosferë Vëllimi i përgjithshëm është 12 - 13 mijë km 3 avull uji. Avullimi nga sipërfaqja e oqeanit 86% Avullimi nga sipërfaqja e kontinenteve 14% Sasia e avullit të ujit zvogëlohet me lartësinë, por intensiteti i këtij procesi varet nga: temperatura dhe lagështia e sipërfaqes, shpejtësia e erës dhe presioni atmosferik.

Karakteristikat e lagështisë atmosferike Lagështia e ajrit është sasia e avullit të ujit në ajër. Lagështia absolute e ajrit - përmbajtja e avullit të ujit (g) për 1 m 3 ajër ose presioni i tij (mm Hg) Lagështia relative - shkalla e ngopjes së ajrit me avujt e ujit (%)

Karakteristikat e lagështisë atmosferike Ngopja maksimale e lagështisë është kufiri i përmbajtjes së avullit të ujit në ajër në një temperaturë të caktuar. Pika e vesës - temperatura në të cilën avulli i ujit që gjendet në ajër e ngop atë (τ)

Karakteristikat e lagështisë atmosferike Avullimi - avullimi aktual nga një sipërfaqe e caktuar në një temperaturë të caktuar Avullimi - avullimi maksimal i mundshëm në një temperaturë të caktuar

Karakteristikat e lagështisë atmosferike Avullimi është i barabartë me avullimin mbi sipërfaqen e ujit dhe shumë më pak mbi tokë. Në temperatura të larta, lagështia absolute rritet, lagështia relative mbetet e njëjtë nëse nuk ka ujë të mjaftueshëm.

Karakteristikat e Lagështisë Atmosferike Në ajrin e ftohtë, me lagështi të ulët absolute, lagështia relative mund të arrijë 100%. Reshjet bien kur arrihet pika e vesës. Në klimat e ftohta, edhe me lagështi relative shumë të ulët.

Shkaqet e ndryshimeve të lagështisë së ajrit 1. ZONALITET Lagështia absolute zvogëlohet nga ekuatori (20 - 30 mm) në polet (1 - 2 mm). Lagështia relative ndryshon pak (70 - 80%).

Shkaqet e ndryshimeve të lagështisë së ajrit 2. Kursi vjetor i lagështisë absolute korrespondon me rrjedhën e temperaturave: sa më e ngrohtë, aq më e lartë

KLASIFIKIMI NDËRKOMBËTAR I REVE Retë ndahen në 10 forma (gjini) kryesore sipas pamjes së tyre. Në gjinitë kryesore dallohen: speciet, varietetet dhe veçoritë e tjera; si dhe format e ndërmjetme. g Vranësia matet në pikë: 0 - pa re; 10 - qielli është plotësisht i mbuluar me re.

KLASIFIKIMI NDËRKOMBËTAR I REVE Emërtimi rus i gjinisë së resë I Cirrus Cirrus (Ci) II Cirrocumulus Cirrocumulus (Cc) III Cirrostratus Cirrostratus (Cs) IV Altocumulus Altocumulus (Ac) V Altostratus Altostratus (Strambostramulus (Nittocu) Sc) VIII Stratocumulus Stratus (St) IX Cumulus Cumulus (Cu) X Cumulonimbus Cumulonimbus (Cb) Lartësia e skenës H = 7 – 18 km H = 2 – 8 km H = deri në 2 km

Retë e nivelit të poshtëm. Retë Stratostratus kanë të njëjtën origjinë si Altostratus. Megjithatë, shtresa e tyre është disa kilometra. Këto re janë në nivelet e poshtme, të mesme dhe shpesh të sipërme. Në pjesën e sipërme ato përbëhen nga pika të vogla dhe fjolla dëbore, në pjesën e poshtme ato mund të përmbajnë pika të mëdha dhe flokë bore. Prandaj, shtresa e këtyre reve ka një ngjyrë gri të errët. Dielli dhe hëna nuk shkëlqejnë përmes tij. Si rregull, shiu i vranët ose bora bie nga retë stratocinimbus, duke arritur në sipërfaqen e tokës.

Retë e nivelit të mesëm Retë Altocumulus janë shtresa resh ose kreshta me ngjyrë të bardhë ose gri (ose të dyja). Këto janë re mjaft të holla, pak a shumë që errësojnë diellin. Shtresat ose kreshtat përbëhen nga boshte të sheshta, disqe, pllaka, shpesh të rregulluara në rreshta. Në to shfaqen dukuri optike - kurora, ylbertë - ngjyrosje e ylbertë e skajeve të reve të drejtuara drejt diellit. Irisa tregon se retë altokumulus përbëhen nga pika shumë të vogla, uniforme, zakonisht të ftohta.

Retë e nivelit të mesëm Fenomenet optike në retë Altocumulus Retë Kurora në re E ylbertë e reve Halo

Retë e sipërme Këto janë retë më të larta në troosferë, formohen në temperaturat më të ulëta dhe përbëhen nga kristale akulli, janë të bardha, të tejdukshme dhe të pakta të errëta nga rrezet e diellit.

Përbërja fazore e reve Retë ujore (pikake), të përbëra vetëm nga pika. Ato mund të ekzistojnë jo vetëm në temperatura pozitive, por edhe në ato negative (-100 C dhe më poshtë). Në këtë rast, pikat janë në një gjendje super të ftohur, gjë që është mjaft e zakonshme në kushte atmosferike. c Retë e përziera që përbëhen nga një përzierje resh të ftohta dhe kristalesh akulli. Ato mund të ekzistojnë, si rregull, në temperatura nga -10 në -40 ° C. Retë akulli (kristalore), të përbëra vetëm nga akulli dhe kristale. Ata mbizotërojnë, si rregull, në temperatura nën 30°C.

Artikulli i mëparshëm: Nëse produkti ndahet me një nga faktorët, atëherë do të merret një faktor tjetër Artikulli vijues: Format bazë të përshëndetjes (përkthyer nga Nihao)