Aluspinna temperatuurirežiim. Maapinna ja atmosfääri soojusrežiim

Soojusenergia siseneb atmosfääri alumistesse kihtidesse peamiselt selle all olevalt pinnalt. Nende kihtide soojusrežiim

on tihedalt seotud maapinna soojusrežiimiga, mistõttu on selle uurimine ka meteoroloogia üks olulisi ülesandeid.

Peamised füüsikalised protsessid, mille käigus pinnas soojust vastu võtab või välja annab, on: 1) kiirgussoojusülekanne; 2) turbulentne soojusvahetus aluspinna ja atmosfääri vahel; 3) molekulaarne soojusvahetus mullapinna ja alumise fikseeritud külgneva õhukihi vahel; 4) soojusvahetus pinnasekihtide vahel; 5) faasisoojusülekanne: soojuskulu vee aurustamiseks, jää ja lume sulamiseks pinnase pinnal ja sügavuses või selle vabanemiseks pöördprotsesside käigus.

Maapinna ja veekogude soojusrežiimi määravad nende termofüüsikalised omadused. Erilist tähelepanu ettevalmistamisel tuleks tähelepanu pöörata pinnase soojusjuhtivuse võrrandi (Fourier' võrrandi) tuletamisele ja analüüsile. Kui muld on vertikaalselt ühtlane, siis selle temperatuur t sügavusel z ajahetkel t saab määrata Fourier' võrrandist

kus a- pinnase termiline difusioon.

Selle võrrandi tagajärg on pinnases temperatuurikõikumiste levimise põhiseadused:

1. Võnkeperioodi muutumatuse seadus sügavusega:

T(z) = konst(2)

2. Sügavusega võnkumiste amplituudi vähenemise seadus:

(3)

kus ja on amplituudid sügavustel a- sügavuste vahel paikneva mullakihi termiline difusioon;

3. Sügavusega võnkumiste faasinihke seadus (viivituse seadus):

(4)

kus on hilinemine, st. erinevus sama faasi võnkumiste (näiteks maksimumi) alguse hetkede vahel sügavustel ja temperatuurikõikumiste vahel, mis tungivad pinnasesse sügavusele znp määratletud suhtega:

(5)

Lisaks on vaja pöörata tähelepanu mitmetele tagajärgedele, mis tulenevad sügavusega võnkumiste amplituudi vähenemise seadusest:

a) millisel sügavusel erinevates muldades ( ) temperatuurikõikumiste amplituudid sama perioodiga ( = T 2) vähenemine sama arv kordi on üksteisega seotud kui nende muldade termilise difusiooni ruutjuured

b) sügavused, mille juures samas pinnases ( a= const) erinevate perioodide temperatuurikõikumiste amplituudid ( ) väheneb sama palju =konst, on omavahel seotud võnkeperioodide ruutjuurtena

(7)

On vaja selgelt mõista pinnasesse soojusvoo moodustumise füüsilist tähendust ja tunnuseid.

Soojusvoo pinnatihedus mullas määratakse järgmise valemiga:

kus λ on mulla vertikaalse temperatuurigradiendi soojusjuhtivuse koefitsient.

Vahetu väärtus R väljendatakse kW/m täpsusega sajandiku täpsusega, summad R - MJ / m 2 (tunnis ja päevas - kuni sajandikku, kuus - kuni ühikut, aastas - kuni kümneid).

Pinna keskmist soojusvoo tihedust läbi mullapinna ajavahemikul t kirjeldatakse valemiga

kus C on pinnase mahuline soojusmahtuvus; intervall; z „lk- temperatuurikõikumiste läbitungimissügavus; ∆tcp- mullakihi ja sügavuse keskmiste temperatuuride vahe znp intervalli m lõpus ja alguses Toome peamised näited ülesannetest teemal “Pullase soojusrežiim”.

1. ülesanne. Millises sügavuses see väheneb e korda päevaste kõikumiste amplituud mullas termilise difusioonikoefitsiendiga a\u003d 18,84 cm 2 / h?

Otsus. Võrrandist (3) järeldub, et tingimusele vastaval sügavusel väheneb ööpäevaste kõikumiste amplituud teguri e võrra.

2. ülesanne. Leia ööpäevaste temperatuurikõikumiste läbitungimissügavus graniidis ja kuivas liivas, kui külgnevate alade äärmuslikud pinnatemperatuurid graniitpinnasega on 34,8 °C ja 14,5 °C ning kuiva liivase pinnasega 42,3 °C ja 7,8 °C . graniidi termiline difusioon a g \u003d 72,0 cm 2 / h, kuiv liiv a n \u003d 23,0 cm 2 / h.

Otsus. Temperatuuri amplituud graniidi ja liiva pinnal on võrdne:

Sissetungimise sügavust arvestatakse valemiga (5):

Tänu graniidi suuremale termilisele difusioonile saavutasime ka päevaste temperatuurikõikumiste suurema läbitungimissügavuse.

3. ülesanne. Eeldusel, et ülemise mullakihi temperatuur muutub lineaarselt sügavusega, tuleks arvutada pinnasoojusvoo tihedus kuivas liivas, kui selle pinnatemperatuur on 23,6 "KOOS, ja temperatuur 5 cm sügavusel on 19,4 °C.

Otsus. Pinnase temperatuurigradient on sel juhul võrdne:

Kuiva liiva soojusjuhtivus λ= 1,0 W/m*K. Soojusvoog pinnasesse määratakse järgmise valemiga:

P = -λ - = 1,0 84,0 10 "3 \u003d 0,08 kW / m 2

Atmosfääri pinnakihi termilise režiimi määrab peamiselt turbulentne segunemine, mille intensiivsus sõltub dünaamilistest teguritest (maapinna karedus ja tuule kiiruse gradiendid erinevatel tasanditel, liikumise ulatus) ja termilistest teguritest (kütte ebahomogeensus). pinna erinevatest osadest ja vertikaalsest temperatuurijaotusest).

Turbulentse segunemise intensiivsuse iseloomustamiseks kasutatakse turbulentset vahetuskordajat AGA ja turbulentsustegur TO. Neid seostatakse suhtega

K \u003d A / p(10)

kus R -õhu tihedus.

Turbulentsustegur To mõõdetuna m 2 / s, täpsusega sajandik. Tavaliselt kasutatakse atmosfääri pinnakihis turbulentsitegurit TO] kõrgel G"= 1 m. Pinnakihi sees:

kus z- kõrgus (m).

Peate teadma määramise põhimeetodeid TO\.

1. ülesanne. Arvutage vertikaalse soojusvoo pinnatihedus atmosfääri pinnakihis läbi ala, kus õhutihedus on normaalne, turbulentsustegur on 0,40 m 2 /s ja vertikaalne temperatuurigradient on 30,0 °C/100m.

Otsus. Vertikaalse soojusvoo pinnatiheduse arvutame valemiga

L=1,3*1005*0,40*

Uurida atmosfääri pinnakihi soojusrežiimi mõjutavaid tegureid, samuti vaba atmosfääri temperatuuri perioodilisi ja mitteperioodilisi muutusi. Maapinna ja atmosfääri soojusbilansi võrrandid kirjeldavad Maa aktiivse kihi poolt vastuvõetud energia jäävuse seadust. Mõelge soojabilansi päeva- ja aastakäigule ning selle muutumise põhjustele.

Kirjandus

Peatükk Sh, ptk. 2, § 1 -8.

Küsimused enesekontrolliks

1. Millised tegurid määravad pinnase ja veekogude soojusrežiimi?

2. Mis on termofüüsikaliste karakteristikute füüsikaline tähendus ja kuidas need mõjutavad pinnase, õhu, vee temperatuurirežiimi?

3. Millest ja kuidas sõltuvad mullapinna temperatuuri ööpäevaste ja aastaste kõikumiste amplituudid?

4. Sõnasta temperatuurikõikumiste jaotumise põhiseadused mullas?

5. Millised on temperatuurikõikumiste pinnase jaotumise põhiseaduste tagajärjed?

6. Millised on ööpäevaste ja aastaste temperatuurikõikumiste keskmised läbitungimissügavused pinnases ja veekogudes?

7. Milline on taimestiku ja lumikatte mõju pinnase soojusrežiimile?

8. Millised on veekogude soojusrežiimi tunnused, erinevalt pinnase soojusrežiimist?

9. Millised tegurid mõjutavad turbulentsi intensiivsust atmosfääris?

10. Milliseid turbulentsi kvantitatiivseid tunnuseid te teate?

11. Millised on peamised turbulentsiteguri määramise meetodid, nende eelised ja puudused?

12. Joonistage ja analüüsige turbulentsiteguri igapäevast kulgu maa- ja veepinnal. Mis on nende erinevuse põhjused?

13. Kuidas määratakse vertikaalse turbulentse soojusvoo pindtihedus atmosfääri pinnakihis?

Muld on kliimasüsteemi komponent, mis on kõige aktiivsem maapinnale siseneva päikesesoojuse akumulaator.

Aluspinna temperatuuri igapäevasel kulgemisel on üks maksimum ja üks miinimum. Miinimum saabub päikesetõusu paiku, maksimum pärastlõunal. Ööpäevase tsükli faas ja selle päevane amplituud sõltuvad aastaajast, aluspinna seisundist, sademete hulgast ja sademete hulgast ning jaamade asukohast ka pinnase tüübist ja selle mehaanilisest koostisest.

Mehaanilise koostise järgi jagunevad mullad liiv-, liivsavi- ja savimuldadeks, mis erinevad soojusmahtuvuse, termilise difusiooni ja geneetiliste omaduste (eriti värvuse) poolest. Tumedad mullad neelavad rohkem päikesekiirgust ja soojenevad seetõttu rohkem kui heledad. Liiv- ja liivsavimullad, mida iseloomustab väiksem, soojem kui savine.

Aluspinna temperatuuri aastane kulg näitab lihtsat perioodilisust, mille miinimum on talvel ja maksimaalne suvel. Suuremal osal Venemaa territooriumist täheldatakse kõrgeimat mulla temperatuuri juulis Kaug-Ida Okhotski mere rannikuribal, juulis - augustis, Primorski krai lõunaosas - augustis.

Aluspinna maksimaalsed temperatuurid suurema osa aastast iseloomustavad pinnase äärmuslikku termilist seisundit ja ainult kõige külmematel kuudel - pinnast.

Aluspinna maksimaalse temperatuuri saavutamiseks soodsad ilmastikutingimused on: pilves ilm, mil päikesekiirguse sissevool on maksimaalne; madal tuulekiirus või tuulevaikus, kuna tuule kiiruse suurenemine suurendab niiskuse aurustumist pinnasest; väike sademete hulk, kuna kuivale pinnasele on iseloomulik madalam soojus- ja termiline difusioon. Lisaks kulub kuivas pinnases aurumiseks vähem soojust. Seega täheldatakse absoluutseid temperatuuri maksimume tavaliselt kõige selgematel päikesepaistelistel päevadel kuival pinnasel ja tavaliselt pärastlõunastel tundidel.

Aluspinna temperatuuri absoluutsest aastasest maksimumist lähtuvate keskmiste geograafiline jaotus on sarnane mullapinna kuu keskmiste temperatuuride isogeotermide jaotumisega. suvekuud. Isogeotermid on peamiselt laiuskraadised. Merede mõju mullapinna temperatuurile väljendub selles, et Jaapani läänerannikul ning Sahhalinil ja Kamtšatkal isogeotermide laiussuund on häiritud ja muutub meridionaali lähedaseks (kordab rannajoon). Venemaa Euroopa-osas varieeruvad põhjapinna temperatuuri absoluutsete aastaste maksimumide keskmised väärtused 30–35°C-st põhjamere rannikul kuni 60-62°C-ni Rostovi lõunaosas. Piirkond Krasnodari ja Stavropoli territooriumil, Kalmõkkia Vabariigis ja Dagestani Vabariigis. Piirkonnas on mullapinna temperatuuri absoluutsete aastamaksimumiste keskmine 3–5°C madalam kui lähialadel, mis on seotud tõusu mõjuga piirkonna sademete hulga ja mulla niiskuse suurenemisele. Valitsevatest tuultest küngastega suletud tasandikke iseloomustab vähenenud sademete hulk ja madalam tuulekiirus ning sellest tulenevalt ka mullapinna äärmuslike temperatuuride tõus.

Äärmuslike temperatuuride kiireim tõus põhjast lõunasse toimub metsast ja vöönditest vööndisse ülemineku tsoonis, mis on seotud sademete vähenemisega stepivööndis ja mulla koostise muutumisega. Lõuna pool, kus mulla niiskusesisaldus on üldiselt madal, vastavad samadele mulla niiskuse muutustele mehaaniliselt koostiselt erinevate muldade temperatuuride olulisemad erinevused.

Samuti on Venemaa Euroopa osa põhjapoolsetes piirkondades järsult vähenenud aluspinna temperatuuri absoluutsed aasta maksimumid lõunast põhja poole, üleminekul metsavööndist tsoonidele ja tundratele - liigne niiskus. Venemaa Euroopa osa põhjapoolsed piirkonnad erinevad muu hulgas aktiivse tsüklonaalse aktiivsuse tõttu lõunapoolsetest piirkondadest suurenenud pilvisusega, mis vähendab järsult päikesekiirguse jõudmist maapinnale.

Venemaa Aasia osas esinevad madalaimad keskmised absoluutsed maksimumid saartel ja põhjaosas (12–19°С). Lõuna poole liikudes tõusevad äärmuslikud temperatuurid ning Venemaa Euroopa ja Aasia osade põhjaosas on see tõus järsem kui ülejäänud territooriumil. Minimaalse sademetehulgaga piirkondades (näiteks Lena ja Aldani jõgede vahelised alad) eristatakse kõrgendatud äärmuslike temperatuuride kohti. Kuna piirkonnad on väga keerulised, erinevad pinnase pinna äärmuslikud temperatuurid erinevates reljeefivormides (mägipiirkonnad, vesikonnad, madalikud, suurte Siberi jõgede orud) asuvate jaamade pinnase äärmuslikud temperatuurid. Aluspinna aasta absoluutsete maksimumtemperatuuride keskmised väärtused ulatuvad kõrgeimatele väärtustele Venemaa Aasia lõunaosas (välja arvatud rannikualad). Primorsky krai lõunaosas on aasta absoluutsete maksimumide keskmine madalam kui samal laiuskraadil asuvates mandripiirkondades. Siin ulatuvad nende väärtused 55–59 °C-ni.

Aluspinna miinimumtemperatuure jälgitakse ka üsna spetsiifilistes tingimustes: kõige külmematel öödel, päikesetõusu lähedasel tunnil, antitsüklonaalsete ilmastikuolude ajal, mil madal pilvisus soosib maksimaalset efektiivset kiirgust.

Keskmiste isogeotermide jaotus aluseks oleva pinnatemperatuuri aasta absoluutsetest miinimumidest on sarnane minimaalsete õhutemperatuuride isotermide jaotusele. Suuremal osal Venemaa territooriumist, välja arvatud lõuna- ja põhjapiirkonnad, omandavad aluspinna aasta absoluutsete miinimumtemperatuuride keskmised isogeotermid meridionaalse orientatsiooni (langedes läänest itta). Venemaa Euroopa-osas varieerub aluspinna aasta keskmine absoluutne miinimumtemperatuur lääne- ja lõunapiirkondades -25 °C-st kuni -40 ... -45 °C-ni ida- ja eriti kirdepiirkondades. (Timan Ridge ja Bolšemelskaja tundra). Aasta absoluutsete temperatuurimiinimumide kõrgeimad keskmised väärtused (–16…–17°C) esinevad Musta mere rannikul. Suuremas osas Venemaa Aasia osas on absoluutsete aastaste miinimumide keskmine vahemikus -45 ... -55 ° С. Selline ebaoluline ja üsna ühtlane temperatuurijaotus suurel territooriumil on seotud minimaalse temperatuuri kujunemise tingimuste ühtsusega Siberi mõju all olevates piirkondades.

Ida-Siberi keerulise reljeefiga piirkondades, eriti Sahha Vabariigis (Jakuutias), on reljeefsetel omadustel koos kiirgusteguritega oluline mõju minimaalse temperatuuri langusele. Siin tekivad nõgudes ja nõgudes mägise riigi keerulistes tingimustes eriti soodsad tingimused aluspinna jahutamiseks. Sahha Vabariigis (Jakuutias) on Venemaa pinnatemperatuuri absoluutse aastase miinimumi madalaimad keskmised väärtused (kuni –57…–60°С).

Rannikul Arktika mered, siinse aktiivse talvise tsüklonaalse aktiivsuse arengu tõttu on minimaalsed temperatuurid kõrgemad kui sisemaal. Isogeotermid on peaaegu laiussuunalise suunaga ning aasta absoluutsete miinimumide keskmise langus põhjast lõunasse toimub üsna kiiresti.

Rannikul kordavad isogeotermid kallaste piirjooni. Aleuudi miinimumi mõju avaldub aasta absoluutsete miinimumide keskmise suurenemises rannikuvööndis võrreldes sisemaa aladega, eriti Primorski krai lõunarannikul ja Sahhalinil. Aasta absoluutsete miinimumide keskmine on siin –25…–30°С.

Pinnase külmumine sõltub negatiivsete õhutemperatuuride suurusest külmal aastaajal. Kõige olulisem mulla külmumist takistav tegur on lumikatte olemasolu. Selle omadused, nagu moodustumise aeg, võimsus, esinemise kestus, määravad mulla külmumise sügavuse. Lumikatte hiline tekkimine aitab kaasa mulla suuremale külmumisele, kuna talve esimesel poolel on mulla külmumise intensiivsus kõige suurem ja vastupidiselt takistab lumikatte varajane tekkimine mulla olulist külmumist. Lumikatte paksuse mõju on kõige tugevam madala õhutemperatuuriga piirkondades.

Samal sügavusel külmumine sõltub pinnase tüübist, selle mehaanilisest koostisest ja niiskusest.

Näiteks põhjapoolsetes piirkondades Lääne-Siber madala ja paksu lumikattega on mulla külmumise sügavus väiksem kui lõunapoolsemates ja soojemates piirkondades, kus on väike. Omapärane pilt leiab aset ebastabiilse lumikattega piirkondades (Venemaa Euroopa osa lõunapoolsed piirkonnad), kus see võib kaasa aidata mulla külmumise sügavuse suurenemisele. Põhjuseks on asjaolu, et pakase ja sula sagedastel muutustel tekib õhukese lumikatte pinnale jääkoorik, mille soojusjuhtivuse koefitsient on mitu korda suurem kui lume ja vee soojusjuhtivus. Sellise kooriku juuresolekul pinnas jahtub ja külmub palju kiiremini. Taimkatte olemasolu aitab kaasa mulla külmumise sügavuse vähenemisele, kuna see hoiab ja kogub lund.

ALUSPINNA JA ATmosfääri SOOJUSREŽIIM

Päikesekiirte poolt otseselt kuumutatud pinda, mis annab soojust selle all olevatele kihtidele ja õhule, nimetatakse aktiivne. Aktiivse pinna temperatuur, selle väärtus ja muutus (päevane ja aastane kõikumine) määratakse soojusbilansi järgi.

Peaaegu kõigi soojusbilansi komponentide maksimumväärtust täheldatakse keskpäevastel tundidel. Erandiks on maksimaalne soojusvahetus pinnases, mis langeb hommikutundidele.

Soojusbilansi komponentide ööpäevase kõikumise maksimaalsed amplituudid täheldatakse suvel, minimaalsed - talvel. Kuival ja taimestikuvabal pinnatemperatuuri ööpäevases kulgemises saabub selgel päeval maksimum pärast kella 13.00, miinimum aga päikesetõusu paiku. Pilvisus häirib pinnatemperatuuri regulaarset kulgu ning põhjustab maksimumide ja miinimumide momentide nihke. Niiskus ja taimkate mõjutavad oluliselt pinnatemperatuuri. Päevane pinnatemperatuuri maksimum võib olla +80°C või rohkem. Igapäevased kõikumised ulatuvad 40°-ni. Nende väärtus sõltub koha laiuskraadist, aastaajast, pilvisusest, pinna soojuslikest omadustest, värvist, karedusest, taimkattest ja kallakutest.

Aktiivse kihi temperatuuri aastane kulg on erinevatel laiuskraadidel erinev. Maksimaalne temperatuur keskmistel ja kõrgetel laiuskraadidel on tavaliselt juunis, minimaalne - jaanuaris. Aktiivse kihi temperatuuri iga-aastaste kõikumiste amplituudid madalatel laiuskraadidel on väga väikesed, maismaa keskmistel laiuskraadidel ulatuvad need 30°-ni. Maapinna temperatuuri iga-aastaseid kõikumisi parasvöötmetel ja kõrgetel laiuskraadidel mõjutab tugevalt lumikate.

Soojuse ülekandmine kihist kihti võtab aega ning päevase maksimum- ja miinimumtemperatuuri saabumise hetked hilinevad iga 10 cm võrra umbes 3 tunni võrra. Kui kõrgeim temperatuur pinnal oli umbes kell 13:00, siis 10 cm sügavusel saavutab temperatuur maksimumi umbes kell 16:00 ja 20 cm sügavusel - umbes kell 19:00 jne. all olevate kihtide kuumutamisel ülemistest kihtidest neelab iga kiht teatud koguse soojust. Mida sügavam on kiht, seda vähem soojust see saab ja seda nõrgemad temperatuurikõikumised selles. Päevaste temperatuurikõikumiste amplituud sügavusega väheneb 2 korda iga 15 cm kohta. See tähendab, et kui pinnal on amplituud 16°, siis 15 cm sügavusel on see 8° ja 30 cm sügavusel 4°.

Keskmiselt umbes 1 m sügavusel pinnase temperatuuri igapäevased kõikumised "kaovad". Kihti, milles need võnkumised praktiliselt peatuvad, nimetatakse kihiks püsiv ööpäevane temperatuur.

Mida pikem on temperatuurikõikumiste periood, seda sügavamale need levivad. Keskmistel laiuskraadidel paikneb püsiva aastatemperatuuri kiht 19-20 m sügavusel, suurtel laiuskraadidel 25 m sügavusel Troopilistel laiuskraadidel on aasta temperatuuride amplituudid väikesed ja püsiva aastaamplituudiga kiht on asub vaid 5-10 m sügavusel ja miinimumtemperatuurid hilinevad keskmiselt 20-30 päeva meetri kohta. Seega, kui madalaim temperatuur pinnal täheldati jaanuaris, siis 2 m sügavusel toimub see märtsi alguses. Vaatlused näitavad, et temperatuur püsiva aastatemperatuuri kihis on lähedane aasta keskmisele õhutemperatuurile pinna kohal.

Vesi, millel on suurem soojusmahtuvus ja madalam soojusjuhtivus kui maismaal, soojeneb aeglasemalt ja eraldab soojust aeglasemalt. Osa veepinnale langevatest päikesekiirtest neeldub kõige ülemisse kihti ja osa neist tungib üsna sügavale, soojendades otse osa selle kihist.

Vee liikuvus teeb võimalikuks soojusülekande. Turbulentse segunemise tõttu toimub soojusülekanne sügavuses 1000–10 000 korda kiiremini kui soojusjuhtivuse kaudu. Kui vee pinnakihid jahtuvad, toimub termiline konvektsioon, millega kaasneb segunemine. Päevased temperatuurikõikumised ookeani pinnal on kõrgetel laiuskraadidel keskmiselt vaid 0,1°, parasvöötme laiuskraadidel - 0,4°, troopilistel laiuskraadidel - 0,5°. Nende vibratsioonide läbitungimissügavus on 15-20m. Aastased temperatuuriamplituudid ookeani pinnal ulatuvad 1°-st ekvatoriaallaiuskraadidel kuni 10,2°-ni parasvöötme laiuskraadidel. Aastased temperatuurikõikumised tungivad 200-300 m sügavusele.Veekogudes jäävad maksimumtemperatuuri hetked maismaaga võrreldes hiljaks. Maksimum saabub umbes 15-16 tundi, minimaalne - 2-3 tundi pärast päikesetõusu.

Atmosfääri alumise kihi soojusrežiim.

Õhku soojendatakse peamiselt mitte otse päikesekiirte toimel, vaid soojuse ülekandmise tõttu selle aluspinna kaudu (kiirguse ja soojusjuhtivuse protsessid). Kõige olulisemat rolli soojuse ülekandmisel pinnalt troposfääri katvatele kihtidele mängib soojusvahetus ja varjatud aurustumissoojuse ülekanne. Õhuosakeste juhuslikku liikumist, mis on põhjustatud selle ebaühtlaselt kuumutatud aluspinna kuumenemisest, nimetatakse termiline turbulents või termiline konvektsioon.

Kui väikeste kaootiliste liikuvate keeriste asemel hakkavad domineerima võimsad tõusev (termilised) ja vähem võimsad laskuvad õhu liikumised, nimetatakse konvektsiooni. korrastatud. Pinna lähedal soojenev õhk tormab ülespoole, kandes üle soojust. Termiline konvektsioon saab areneda ainult seni, kuni õhu temperatuur on kõrgem selle keskkonna temperatuurist, kus see tõuseb (atmosfääri ebastabiilne seisund). Kui tõusva õhu temperatuur on võrdne ümbritseva õhu temperatuuriga, siis tõus peatub (atmosfääri ükskõikne seisund); kui õhk muutub keskkonnast külmemaks, hakkab see vajuma (atmosfääri püsiseisund).

Õhu turbulentsel liikumisel saavad üha enam selle pinnaga kokkupuutes olevaid osakesi soojust ning tõustes ja segunedes annavad selle teistele osakestele. Õhu poolt pinnalt turbulentsi kaudu vastuvõetud soojushulk on 400 korda suurem kui soojushulk, mis ta saab kiirguse tulemusena ja molekulaarse soojusjuhtivuse teel ülekandumise tulemusena - peaaegu 500 000 korda. Soojus kandub pinnalt atmosfääri koos sellelt aurustunud niiskusega ja eraldub seejärel kondenseerumisprotsessi käigus. Iga gramm veeauru sisaldab 600 kalorit latentset aurustumissoojust.

Tõusvas õhus muutub temperatuur tänu adiabaatiline protsessi, st ilma soojusvahetuseta keskkond, muutes gaasi siseenergia tööks ja töö siseenergiaks. Kuna siseenergia on võrdeline gaasi absoluutse temperatuuriga, muutub temperatuur. Tõusev õhk paisub, teeb tööd, milleks kulutab siseenergiat, ja selle temperatuur langeb. Laskuv õhk, vastupidi, surutakse kokku, paisumiseks kulutatud energia vabaneb ja õhutemperatuur tõuseb.

Kuiv või veeauru sisaldav, kuid nendega küllastamata õhk, tõusev, jahtub adiabaatiliselt 1 ° iga 100 m kohta. Veeauruga küllastunud õhk jahtub alla 1 °, kui see tõuseb 100 m kõrgusele, kuna selles tekib kondenseerumine, millega kaasneb soojuse vabastamise teel, kompenseerides osaliselt paisumisele kulunud soojuse.

Küllastunud õhu jahtumise hulk selle tõusmisel 100 m sõltub õhutemperatuurist ja edasi atmosfääri rõhk ja on väga erinev. Küllastumata laskuv õhk soojeneb 1 ° 100 m kohta, küllastatakse väiksema kogusega, kuna selles toimub aurustumine, mille jaoks soojust kulutatakse. Tõusev küllastunud õhk kaotab tavaliselt sademete ajal niiskust ja muutub küllastumata. Langetamisel soojeneb selline õhk 1 ° 100 m kohta.

Selle tulemusena on temperatuuri langus tõusu ajal väiksem kui selle tõus langemise ajal ning õhk, mis on tõusnud ja seejärel langenud samal tasemel sama rõhu juures erinev temperatuur- lõpptemperatuur on kõrgem kui algne. Sellist protsessi nimetatakse pseudoadiabaatiline.

Kuna õhku soojendatakse peamiselt aktiivselt pinnalt, langeb temperatuur madalamas atmosfääris reeglina kõrgusega. Troposfääri vertikaalne gradient on keskmiselt 0,6° 100 m kohta. Seda peetakse positiivseks, kui temperatuur langeb kõrgusega, ja negatiivseks, kui see tõuseb. Alumises pinnakihis (1,5-2 m) võivad vertikaalsed kalded olla väga suured.

Temperatuuri tõusu kõrgusega nimetatakse inversioon ja õhukiht, mille temperatuur tõuseb kõrgusega, - inversioonikiht. Atmosfääris võib peaaegu alati täheldada inversioonikihte. Maa pinnal, kui see on kiirguse tagajärjel tugevalt jahtunud, kiirguse inversioon(kiirguse inversioon) . See ilmub selgetel suveöödel ja võib katta mitmesajameetrise kihi. Talvel selge ilmaga püsib inversioon mitu päeva ja isegi nädalat. Talvised inversioonid võivad katta kuni 1,5 km pikkuse kihi.

Reljeefsed tingimused aitavad kaasa inversiooni tugevnemisele: külm õhk voolab alla depressiooni ja jääb seal seisma. Selliseid inversioone nimetatakse orograafiline. Võimsad inversioonid kutsutakse juhuslik, moodustatud kui suhteliselt soe õhk tuleb külmale pinnale, jahutades selle alumisi kihte. Päevased advektiivsed inversioonid on nõrgalt väljendunud, öösel võimendavad neid kiirgusjahutus. Kevadel soodustab selliste inversioonide teket veel sulamata lumikate.

Külmad on seotud temperatuuri inversiooni nähtusega pinnapealses õhukihis. külmutada -õhutemperatuuri langus öösel 0 °-ni ja alla selle ajal, mil ööpäeva keskmine temperatuur on üle 0 ° (sügis, kevad). Võib ka juhtuda, et külmad tekivad mullal vaid siis, kui õhutemperatuur selle kohal on üle nulli.

Atmosfääri termiline seisund mõjutab valguse levikut selles. Juhtudel, kui temperatuur muutub järsult kõrgusega (tõuseb või väheneb), on olemas miraažid.

Miraaž - kujutluspilt objektist, mis ilmub selle kohale (ülemine miraaž) või selle alla (alumine miraaž). Vähem levinud on külgmised miraažid (pilt paistab küljelt). Miraažide tekkepõhjuseks on objektilt vaatleja silma tulevate valguskiirte trajektoori kõverus, mis tuleneb nende murdumise tulemusena erineva tihedusega kihtide piiril.

Päevane ja aastane temperatuurimuutus madalamas troposfääris kuni 2 km kõrguseni peegeldab üldiselt pinnatemperatuuri kõikumisi. Pinnast kaugenedes vähenevad temperatuurikõikumiste amplituudid ning maksimum- ja miinimummomendid hilinevad. Igapäevased õhutemperatuuri kõikumised talvel on märgatavad kuni 0,5 km kõrguseni, suvel - kuni 2 km.

Ööpäevaste temperatuurikõikumiste amplituud väheneb laiuskraadi suurenedes. Suurim päevane amplituud on subtroopilistel laiuskraadidel, väikseim - polaarsetel. Parasvöötme laiuskraadidel on ööpäevased amplituudid erinevad erinevad ajad aasta. Kõrgetel laiuskraadidel on suurim päevane amplituud kevadel ja sügisel, parasvöötme laiuskraadidel - suvel.

Õhutemperatuuri aastane kulg sõltub eelkõige paiga laiuskraadist. Ekvaatorist poolustele suureneb õhutemperatuuri kõikumise aastane amplituud.

Vastavalt amplituudi suurusele ja äärmuslike temperatuuride alguse ajale on aastased temperatuuri kõikumised nelja tüüpi.

ekvatoriaalne tüüp mida iseloomustavad kaks maksimumi (pärast pööripäevi) ja kaks miinimumi (pärast pööripäeva). Amplituud ookeani kohal on umbes 1°, maismaa kohal - kuni 10°. Temperatuur on aastaringselt positiivne.

Troopiline tüüp -üks maksimum (pärast suvist pööripäeva) ja üks miinimum (pärast Talvine pööripäev). Amplituud ookeani kohal on umbes 5°, maismaal - kuni 20°. Temperatuur on aastaringselt positiivne.

Mõõdukas tüüp -üks maksimum (juulis põhjapoolkeral maismaa kohal, augustis ookeani kohal) ja üks miinimum (jaanuaris põhjapoolkeral maismaa kohal, veebruaris ookeani kohal). Selgelt eristuvad neli aastaaega: soe, külm ja kaks üleminekuperioodi. Aastane temperatuuri amplituud suureneb nii laiuskraadi kui ka ookeanist kaugenemisega: rannikul 10°, ookeanist eemal - kuni 60° ja rohkem (Jakutskis -62,5°). Külma aastaajal on temperatuur negatiivne.

polaarne tüüp - talv on väga pikk ja külm, suvi lühike ja jahe. Aastased amplituudid on 25° ja rohkem (maal kuni 65°). Temperatuur on suurema osa aastast negatiivne. Üldpilti õhutemperatuuri aastakäigust raskendab tegurite mõju, mille hulgas on erilise tähtsusega aluspind. Veepinna kohal on aastane temperatuurimuutus ühtlustunud, maismaal, vastupidi, tugevam. Lumi ja jääkate vähendavad oluliselt aastatemperatuuri. Samuti mõjutavad koha kõrgus ookeani tasemest, reljeef, kaugus ookeanist ja pilvisus. Aastase õhutemperatuuri sujuvat kulgu segavad külma või vastupidi sooja õhu sissetungist põhjustatud häired. Näiteks võib tuua kevadise külma ilma (külmalained), sügisese soojuse taastumise, talvised sulad parasvöötme laiuskraadidel.

Õhutemperatuuri jaotus aluspinnal.

Kui maa pind oleks homogeenne ning atmosfäär ja hüdrosfäär paigal, määraks soojuse jaotumise üle maapinna ainult päikesekiirguse sissevool ning õhutemperatuur langeks järk-järgult ekvaatorilt poolustele, jäädes sama igal paralleelil (päikese temperatuurid). Tõepoolest, aasta keskmised õhutemperatuurid on määratud soojusbilansi järgi ja sõltuvad aluspinna olemusest ja pidevast laiustevahelisest soojusvahetusest, mis toimub ookeani õhu ja vee liikumisel, ning seetõttu erinevad need oluliselt päikese omadest.

Tegelikud aasta keskmised õhutemperatuurid maapinna lähedal madalatel laiuskraadidel on madalamad, kõrgetel laiuskraadidel, vastupidi, kõrgemad kui päikese omadel. Lõunapoolkeral on tegelik aasta keskmine temperatuur kõigil laiuskraadidel madalam kui põhjapoolkeral. Jaanuari keskmine õhutemperatuur maapinna lähedal põhjapoolkeral on +8°C, juulis +22°C; lõunas - juulis +10° C, jaanuaris +17° C. Aasta keskmine õhutemperatuur maapinnal on tervikuna +14 ° C.

Kui märkida erinevatele meridiaanidele kõrgeimad aasta- või kuu keskmised temperatuurid ja need omavahel ühendada, saame joone termiline maksimum, nimetatakse sageli termiliseks ekvaatoriks. Tõenäoliselt on õigem pidada termiliseks ekvaatoriks paralleeli (laiuskraadiringi) aasta või mis tahes kuu kõrgeimate normaalsete keskmiste temperatuuridega. Termiline ekvaator ei lange kokku geograafilisega ja on "nihutatud" põhja poole. Aasta jooksul liigub see 20° põhjalaiust. sh. (juulis) kuni 0° (jaanuaris). Termilise ekvaatori põhja poole nihkumisel on mitu põhjust: maa ülekaal põhjapoolkera troopilistel laiuskraadidel, Antarktika külmapoolus ja võib-olla ka suve kestus (lõunapoolkeral on suvi lühem ).

Termilised rihmad.

Isotermid võetakse termiliste (temperatuuri) vööde piiridest väljapoole. Seal on seitse termilist tsooni:

kuum vöö, mis asub põhja- ja lõunapoolkera aastase isotermi + 20 ° vahel; kaks parasvöötme vööndit, mida piiravad ekvaatori küljelt aastane isoterm + 20 °, poolustest isoterm + 10 ° soe kuu;

Kaks külmad vööd, mis asub isotermi + 10 ° ja ja kõige soojema kuu vahel;

Kaks külmavööd asub pooluste lähedal ja on piiratud soojema kuu 0° isotermiga. Põhjapoolkeral on see Gröönimaa ja põhjapooluse lähedal asuv ruum, lõunapoolkeral - ala paralleeli 60 ° S sees. sh.

Temperatuurivööndid on kliimavööndite aluseks. Igas vöös on suur valik temperatuurid olenevalt aluspinnast. Maal on reljeefi mõju temperatuurile väga suur. Temperatuuri muutus kõrgusega iga 100 m kohta ei ole erinevates temperatuurivööndites sama. Vertikaalne gradient troposfääri alumises kilomeetrikihis varieerub 0°-st Antarktika jääpinna kohal kuni 0,8°-ni suvel troopiliste kõrbete kohal. Seetõttu võib temperatuuri merepinnale viimise meetod keskmise gradiendi (6°/100 m) abil mõnikord põhjustada suuri vigu. Temperatuuri muutus kõrgusega on vertikaalse kliimavööndi põhjus.

Atmosfääri termiline režiim

kohalik temperatuur

Kogu temperatuurimuutus fikseeritud
geograafiline punkt, olenevalt inimesest
õhuseisundi muutusi ja advektsioonist tulenevaid muutusi nimetatakse
kohalik (kohalik) muutus.
Ükskõik milline meteoroloogiajaam, mis ei muutu
selle asukoht maapinnal,
pidada selliseks punktiks.
Meteoroloogilised instrumendid - termomeetrid ja
termograafid, mis on kindlalt paigutatud ühte või teise
koht, registreerige täpselt kohalikud muudatused
õhu temperatuur.
Termomeeter tuules lendaval õhupallil ja
jäädes seega samasse massi
õhk, näitab individuaalset muutust
temperatuur selles massis.

Atmosfääri termiline režiim

Õhutemperatuuri jaotus sisse
ruum ja selle muutumine ajas
Atmosfääri termiline seisund
määratletud:
1. Soojusvahetus keskkonnaga
(aluspinnaga, külgnev
õhumassid ja avakosmos).
2. Adiabaatilised protsessid
(seotud õhurõhu muutustega,
eriti vertikaalselt liikudes
3. Advektsiooniprotsessid
(sooja või külma õhu ülekanne, mis mõjutab sisetemperatuuri
antud punkt)

Soojusvahetus

Soojusülekande teed
1) Kiirgus
imendumisel
päikese ja maa õhukiirgus
pinnad.
2) Soojusjuhtivus.
3) Aurustumine või kondenseerumine.
4) Jää ja lume teke või sulamine.

Kiirgussoojusülekande tee

1. Otsene imendumine
troposfääris on vähe päikesekiirgust;
see võib põhjustada tõusu
õhutemperatuur vaid
umbes 0,5° päevas.
2. Mõnevõrra olulisem on
soojuse kadu õhust
pikalaineline kiirgus.

B = S + D + Ea – Rk – Rd – Ez, kW/m2
kus
S - otsene päikesekiirgus sisse lülitatud
horisontaalne pind;
D - hajutatud päikesekiirgus sisse
horisontaalne pind;
Ea on atmosfääri vastukiirgus;
Rk ja Rd – peegelduvad aluspinnalt
lühi- ja pikalainekiirgus;
Ez - aluspinna pikalaineline kiirgus
pinnad.

Aluspinna kiirgusbilanss

B = S + D + Ea– Rk – Rd – Ez, kW/m2
Pööra tähelepanu:
Q = S + D See on kogukiirgus;
Rd on väga väike väärtus ja tavaliselt mitte
arvesse võtma;
Rk =Q *Ak, kus A on pinna albeedo;
Eef \u003d Ez - Ea
Saame:
B \u003d Q (1 - Ak) - Eef

Aluspinna termiline tasakaal

B \u003d Lt-f * Mp + Lzh-g * Mk + Qa + Qp-p
kus Lt-zh ja Lzh-g - eriline sulamissoojus
ja vastavalt aurustumine (kondensatsioon);
Mn ja Mk on seotud vee massid
vastavad faasisiirded;
Qa ja Qp-p – soojusvoog atmosfääri ja läbi
aluspind aluskihtideks
muld või vesi.

pind ja aktiivne kiht

Aluse temperatuuri režiim

Aluspind on
maapind (muld, vesi, lumi ja
jne), suhtlemine atmosfääriga
soojuse ja niiskuse vahetuse protsessis.
Aktiivne kiht on mullakiht (sh
taimestik ja lumikate) või vesi,
osalemine soojusvahetuses keskkonnaga,
mille sügavusele igapäevane ja
aastased temperatuurikõikumised.

10. Aluspinna ja aktiivkihi temperatuurirežiim

Aluse temperatuuri režiim
pind ja aktiivne kiht
Pinnases päikesekiirgus, läbitungiv
kümnendiku mm sügavusele,
muundatakse soojuseks, mis
edastatakse aluskihtidele
molekulaarne soojusjuhtivus.
Vees tungib päikesekiirgus
sügavused kuni kümned meetrid ja ülekanne
all olevatesse kihtidesse tekib kuumus
rahutu
segamine, termiline
konvektsioon ja aurustamine

11. Aluspinna ja aktiivkihi temperatuurirežiim

Aluse temperatuuri režiim
pind ja aktiivne kiht
Päevased temperatuurikõikumised
rakendada:
vees - kuni kümneid meetrit,
mullas - vähem kui meeter
Aastased temperatuurikõikumised
rakendada:
vees - kuni sadu meetrit,
pinnases - 10-20 meetrit

12. Aluspinna ja aktiivkihi temperatuurirežiim

Aluse temperatuuri režiim
pind ja aktiivne kiht
Päeval ja suvel veepinnale tulev soojus tungib läbi
märkimisväärsele sügavusele ja soojendab suurt veesammast.
Ülemise kihi ja veepinna temperatuur
see tõuseb vähe.
Pinnas jaotub sissetulev soojus õhukeses pealises
kiht, mis muutub seega väga kuumaks.
Öösel ja talvel kaotab vesi pinnakihist soojust, kuid
selle asemel tuleb aluskihtidest kogunenud soojus.
Seetõttu langeb temperatuur veepinnal
aeglaselt.
Mulla pinnal temperatuur soojuse vabanemisel langeb
kiire:
õhukesesse ülemisse kihti kogunenud soojus lahkub sealt kiiresti
ilma täiendamiseta altpoolt.

13. Aluspinna ja aktiivkihi temperatuurirežiim

Aluse temperatuuri režiim
pind ja aktiivne kiht
Päeval ja suvel on mullapinna temperatuur kõrgem kui temperatuur
veepind; madalam öösel ja talvel.
Päevased ja aastased temperatuurikõikumised mullapinnal on suuremad,
pealegi palju rohkem kui veepinnal.
Soojal aastaajal koguneb vesikond üsna paksu kihina
vesi, suur hulk soojust, mis külmaga atmosfääri eraldub
hooaeg.
Muld eraldab soojal aastaajal suurema osa soojusest öösel,
mis saab päeva jooksul ja talveks kogub seda vähe.
Keskmistel laiuskraadidel on soojal poolaastal 1,5-3
kcal soojust pinna ruutsentimeetri kohta.
Külma ilmaga annab pinnas selle soojuse atmosfääri. Väärtus ±1,5-3
kcal/cm2 aastas on mulla aastane soojustsükkel.
Suvel lumikatte ja taimestiku mõjul iga-aastane
mulla soojusringlus väheneb; näiteks Leningradi lähedal 30%.
Troopikas on aastane soojuskäive väiksem kui parasvöötme laiuskraadidel, alates
aastased erinevused päikesekiirguse sissevoolus on väiksemad.

14. Aluspinna ja aktiivkihi temperatuurirežiim

Aluse temperatuuri režiim
pind ja aktiivne kiht
Suurte reservuaaride aastane soojuskäive on umbes 20
korda rohkem kui aastane soojuskäive
mulda.
Läänemeri annab külma ilmaga õhku 52
kcal / cm2 ja koguneb sama palju soojal aastaajal.
Musta mere aastane soojuskäive ±48 kcal/cm2,
Nende erinevuste tulemusena on õhutemperatuur üle
suvel merel madalam ja talvel kõrgem kui maismaal.

15. Aluspinna ja aktiivkihi temperatuurirežiim

Aluse temperatuuri režiim
pind ja aktiivne kiht
Maa soojeneb kiiresti ja
jahtub maha.
Vesi soojeneb aeglaselt ja aeglaselt
jahtub maha
(vee erisoojusmaht sisse
3-4 korda rohkem mulda)
Taimestik vähendab amplituudi
ööpäevased temperatuurikõikumised
mulla pind.
Lumikate kaitseb mulda
intensiivne soojuskadu (talvel pinnas
külmub vähem)

16.

võtmeroll loomisel
troposfääri temperatuurirežiim
soojusvahetus mängib
õhk maapinnaga
juhtivuse järgi

17. Atmosfääri soojusülekannet mõjutavad protsessid

Soojusülekannet mõjutavad protsessid
õhkkond
1).Turbulents
(segamine
õhk korratutega
kaootiline liikumine).
2).Soojus
konvektsioon
(õhutransport vertikaalselt
suund, mis tekib siis, kui
all oleva kihi kuumutamine)

18. Õhutemperatuuri muutused

Õhutemperatuuri muutused
1).
Perioodiline
2). Mitteperioodiline
Mitteperioodilised muutused
õhutemperatuur
Seotud õhumasside advektsiooniga
teistest maakera osadest
Sellised muutused on sagedased ja olulised
parasvöötme laiuskraadid,
neid seostatakse tsüklonitega
tegevused, väikestes
kaalud - kohalike tuultega.

19. Õhutemperatuuri perioodilised muutused

Päevased ja aastased temperatuurimuutused on
perioodiline iseloom.
Igapäevased muutused
Õhutemperatuur muutub sisse
päevane kursus, järgides temperatuuri
maapind, millest
õhk soojendatakse

20. Päevane temperatuurimuutus

Päevane temperatuuri kõikumine
Mitmeaastased ööpäevased kõverad
temperatuurid on sujuvad kõverad,
sarnane sinusoididega.
Klimatoloogias peetakse seda
õhutemperatuuri ööpäevane muutus,
aastate keskmisena.

21. mullapinnal (1) ja õhus 2m kõrgusel (2). Moskva (MSU)

Keskmine ööpäevane temperatuurimuutus pinnal
muld (1) ja
õhus 2 m kõrgusel (2). Moskva (MSU)

22. Keskmine ööpäevane temperatuurikõikumine

Keskmine päevane temperatuuri kõikumine
Mullapinna temperatuur varieerub ööpäevas.
Selle miinimumi täheldatakse umbes pool tundi pärast seda
päikesetõus.
Selleks ajaks on mullapinna kiirgusbilanss
muutub võrdseks nulliga - soojusülekanne ülemisest kihist
mulla efektiivne kiirgus on tasakaalustatud
suurenenud kogukiirguse sissevool.
Mittekiirguslik soojusvahetus sel ajal on tühine.

23. Keskmine ööpäevane temperatuurikõikumine

Keskmine päevane temperatuuri kõikumine
Mullapinna temperatuur tõuseb kuni 13-14 tundi,
kui see saavutab oma maksimumi igapäevasel kursusel.
Pärast seda hakkab temperatuur langema.
Kiirgusbilanss pärastlõunatundidel aga
jääb positiivseks; aga
soojusülekanne päevasel ajal mulla pealmisest kihist kuni
atmosfäär toimub mitte ainult tõhusa
kiirgust, aga ka suurenenud soojusjuhtivuse kaudu ja
ka vee suurenenud aurustumisega.
Samuti jätkub soojuse ülekanne mulla sügavusse.
Seetõttu temperatuur mulla pinnal ja langeb
13-14 tunnist hommikuni.

24.

25. Mullapinna temperatuur

Maksimaalsed temperatuurid mullapinnal on tavaliselt kõrgemad
kui õhus meteoroloogiaputka kõrgusel. See on selge:
päeval soojendab päikesekiirgus eelkõige mulda ja juba
see soojendab õhku.
Moskva oblastis suvel palja mulla pinnal
temperatuur on kuni + 55 ° ja kõrbetes isegi kuni + 80 °.
Öised temperatuurimiinimumid ilmnevad vastupidi kell
mulla pind on madalam kui õhus,
kuna esiteks jahutatakse mulda tõhus
kiirgus ja juba sellest õhk jahtub.
Talvel Moskva piirkonnas öised temperatuurid pinnal (praegu
lumega kaetud) võib langeda alla -50 °, suvel (välja arvatud juuli) - nullini. peal
lumepind Antarktika sisemaal, isegi keskmine
juuni kuu temperatuur on umbes -70° ja mõnel juhul võibki
langeb kuni -90°.

26. Päevane temperatuurivahemik

Päevane temperatuurivahemik
See on erinevus maksimumi vahel
ja päevane miinimumtemperatuur.
Päevane temperatuurivahemik
õhuvahetus:
aastaaegade järgi,
laiuskraadi järgi
olenevalt iseloomust
aluspind,
olenevalt maastikust.

27. Muutused päevase temperatuuri amplituudis (Asut)

Muudatused

1. Talvel on Asut vähem kui suvel
2. Laiuskraadi suurenedes A päev. väheneb:
laiuskraadil 20 - 30°
maal A päeva = 12 ° С
laiuskraadil 60° päevas. = 6 °C
3. Avatud ruumid
neid iseloomustab suurem A-päev. :
steppide ja kõrbete jaoks keskmine
Asut \u003d 15-20 ° С (kuni 30 ° С),

28. Muutused päevase temperatuuri amplituudis (Asut)

Muudatused
ööpäevase temperatuuri amplituud (Asut)
4. Veebasseinide lähedus
vähendab päeva.
5. Kumeratel pinnavormidel
(mägede tipud ja nõlvad) Päev. väiksem,
kui tasandikul
6. Nõgusates pinnavormides
(lohud, orud, kuristikud jne. Ja veel päevi.

29. Muldkatte mõju mulla pinnatemperatuurile

Taimkate vähendab mulla öist jahtumist.
Öine kiirgus esineb peamiselt koos
taimestiku enda pind, mida saab kõige rohkem
lahe.
Taimestiku all olev pinnas säilitab kõrgema
temperatuuri.
Päeval aga takistab taimestik kiirgust
mulla soojendamine.
Päevane temperatuurivahemik taimestiku all,
seega vähenenud ja keskmine ööpäevane temperatuur
langetatud.
Niisiis jahutab taimkate mulda üldiselt.
AT Leningradi piirkond põllu all olev mullapind
põllukultuuridel võib päeval olla 15° külmem kui
kesa muld. Päeval on keskmiselt külmem
paljastatud pinnas 6° võrra ja isegi 5-10 cm sügavusel jääb alles
erinevus 3-4°.

30. Muldkatte mõju mulla pinnatemperatuurile

Lumikate kaitseb mulda talvel liigse soojuskao eest.
Kiirgus tuleb lumikatte enda pinnalt ja selle all olevast pinnasest
püsib soojem kui paljas muld. Samal ajal päevane amplituud
temperatuur mullapinnal lume all langeb järsult.
Venemaa Euroopa territooriumi keskmises tsoonis kõrge lumekattega
40-50 cm, selle all oleva mullapinna temperatuur on 6-7 ° kõrgem kui
palja pinnase temperatuur ja 10° kõrgem kui see temperatuur
lumikatte enda pind.
Talvine mulla külmumine lume all ulatub umbes 40 cm sügavusele ja ilma
lumi võib ulatuda üle 100 cm sügavusele.
Seega vähendab taimkate suvel mullapinna temperatuuri ja
talvel lumikate, vastupidi, suurendab seda.
Suvise taimkatte ja talvel lumikatte koosmõju väheneb
aastane temperatuuri amplituud mullapinnal; see vähendamine on
umbes 10° võrreldes palja pinnasega.

31. Soojuse jaotumine sügavale pinnasesse

Mida suurem on mulla tihedus ja niiskusesisaldus, seda
mida paremini soojust juhib, seda kiiremini
levib üha sügavamale
temperatuurikõikumised tungivad.
Olenemata mullatüübist, võnkeperioodist
temperatuur ei muutu sügavusega.
See tähendab, et mitte ainult pinnal, vaid ka peal
sügavused jääb igapäevaseks kursuseks perioodiga 24
tundi iga kahe järjestikuse vahel
tõusud või mõõnad
ja iga-aastane kursus 12-kuulise perioodiga.

32. Soojuse jaotumine sügavale pinnasesse

Võnkumise amplituudid vähenevad sügavusega.
Sügavuse suurendamine aritmeetiline progressioon
viib amplituudi järkjärgulise vähenemiseni
geomeetriline.
Seega, kui pinnal on päevane amplituud 30°, ja
20 cm sügavusel 5 °, siis 40 cm sügavusel on see kitsam
vähem kui 1°.
Mõnel suhteliselt madalal sügavusel igapäevane
amplituud väheneb nii palju, et muutub
praktiliselt võrdne nulliga.
Sellel sügavusel (umbes 70-100 cm, erinevatel juhtudel
erinev) algab kiht konstantset igapäevast
temperatuuri.

33. Päevane temperatuuri kõikumine pinnases erinevatel sügavustel 1 kuni 80 cm Pavlovsk, mai.

34. Aastased temperatuurikõikumised

Aastate temperatuurikõikumiste amplituud väheneb alates
sügavus.
Aastased kõikumised ulatuvad aga suuremani
sügavus, mis on üsna arusaadav: nende levitamiseks
aega on rohkem.
Aastaste kõikumiste amplituudid vähenevad peaaegu kuni
null umbes 30 m sügavusel polaarlaiuskraadidel,
umbes 15-20 m keskmistel laiuskraadidel,
umbes 10 m troopikas
(kus ja mullapinnal on aastased amplituudid väiksemad,
kui keskmistel laiuskraadidel).
Nendel sügavustel algab pidev aastane kiht
temperatuuri.

35.

Maksimaalse ja minimaalse temperatuuri ajastus
nii päeva- kui ka aastakursusel jäävad nad sügavusest maha
proportsionaalselt temaga.
See on arusaadav, sest soojuse levimiseks kulub aega
sügavus.
Iga 10 cm sügavuse igapäevased äärmused lükkuvad edasi
2,5-3,5 tundi.
See tähendab, et näiteks 50 cm sügavusel on päevane maksimum
nähtud pärast südaööd.
Iga-aastased tõusud ja mõõnad hilinevad 20–30 päeva
iga sügavuse meeter.
Niisiis, Kaliningradis 5 m sügavusel minimaalne temperatuur
ei täheldatud mitte jaanuaris, nagu mulla pinnal, vaid mais,
maksimaalne - mitte juulis, vaid oktoobris

36. Aastane temperatuuri kõikumine pinnases erinevatel sügavustel 3–753 cm Kaliningradis.

37. Temperatuuri jaotus pinnases vertikaalselt erinevatel aastaaegadel

Suvel langeb temperatuur mullapinnalt sügavusele.
Kasvab talvel.
Kevadel see kõigepealt kasvab ja seejärel väheneb.
Sügisel see esmalt väheneb ja siis kasvab.
Temperatuuri muutusi pinnases sügavusega päeva või aasta jooksul saab tähistada
kasutades isopleti diagrammi.
X-telg tähistab aega tundides või kuudes aastas.
Y-telg on sügavus mullas.
Iga graafiku punkt vastab kindlale ajale ja teatud sügavusele. peal
graafik kujutab keskmisi temperatuure erinevatel sügavustel erinevatel tundidel või
kuud.
Pärast võrdse temperatuuriga punkte ühendavate isoliinide joonistamist,
näiteks iga kraadi või iga 2 kraadi järel saame pere
termiline isoplet.
Selle graafiku järgi saate määrata temperatuuri väärtuse mis tahes päevahetkel.
või aastapäev ja mis tahes sügavus graafikus.

38. Thbilisi pinnase aastase temperatuurimuutuse isopledid

Aastase temperatuurimuutuse isopletid mullas
Thbilisi

39. Päevane ja aastane temperatuurimuutus reservuaaride pinnal ja ülemistes veekihtides

Küte ja jahutus levib veekogudes enam kui
paks kiht kui mullas ja lisaks sellele suurem
soojusmahtuvus kui pinnas.
Selle temperatuurimuutuse tagajärjel veepinnal
väga väike.
Nende amplituud on suurusjärgus kümnendik kraadi: umbes 0,1-
0,2° parasvöötme laiuskraadidel,
troopikas umbes 0,5°.
NSV Liidu lõunameres on päevane temperatuuri amplituud suurem:
1-2°;
suurte järvede pinnal parasvöötme laiuskraadidel veelgi rohkem:
2-5°.
Ookeani pinnavee temperatuuri ööpäevased kõikumised
maksimaalselt umbes 15-16 tundi ja minimaalselt 2-3 tunni pärast
pärast päikesetõusu.

40. Temperatuuri päevane kõikumine merepinnal (tahke kõver) ja 6 m kõrgusel õhus (katkendlik kõver) troopikas

Atlandi ookean

41. Päevane ja aastane temperatuurimuutus reservuaaride pinnal ja ülemistes veekihtides

Pinnatemperatuuri kõikumiste aastane amplituud
ookean palju rohkem kui igapäevane.
Kuid see on väiksem kui mullapinna aastane amplituud.
Troopikas on see umbes 2–3 °, alla 40 ° N. sh. umbes 10 ° ja 40 ° S juures.
sh. umbes 5°.
Sisemeredel ja süvamerejärvedel,
oluliselt suured aastased amplituudid - kuni 20° või rohkem.
Vees levivad nii päeva- kui ka aastased kõikumised
(ka muidugi hilinemisega) suuremale sügavusele kui mullas.
Igapäevaseid kõikumisi leidub meres sügavusel kuni 15
20 m ja rohkem ning aastane - kuni 150-400 m.

42. Õhutemperatuuri ööpäevane kõikumine maapinna lähedal

Õhutemperatuur muutub iga päev
järgides maapinna temperatuuri.
Kuna õhku soojendab ja jahutab
Maa pind, ööpäevase kõikumise amplituud
temperatuur meteoroloogiakabiinis on madalam,
kui mullapinnal, keskmiselt umbes
kolmandiku võrra.

43. Õhutemperatuuri päevane kõikumine maapinna lähedal

Õhutemperatuuri tõus algab temperatuuri tõusuga
mulla temperatuur (15 minutit hiljem) hommikul,
pärast päikesetõusu. 13-14 tunni jooksul mulla temperatuur,
hakkab langema.
14-15 tunniga ühtlustub see õhutemperatuuriga;
Edaspidi temperatuuri edasise langusega
pinnas hakkab langema ja õhutemperatuur.
Seega minimaalne temperatuuri igapäevases kulgemises
õhk maapinnal langeb õigel ajal
varsti pärast päikesetõusu,
ja maksimaalselt 14-15 tundi.

44. Õhutemperatuuri päevane kõikumine maapinna lähedal

Õhutemperatuuri päevane kurss on üsna õige
avaldub ainult stabiilse selge ilmaga.
See tundub suurelt keskmiselt isegi loogilisem
vaatluste arv: pikaajalised ööpäevased kõverad
temperatuur - siledad kõverad, sarnased sinusoididega.
Kuid mõnel päeval võib õhutemperatuuri ööpäevane kõikumine
olla väga vale.
See sõltub pilvsuse muutustest, mis muudavad kiirgust
tingimustest maapinnal, samuti advektsioonist, s.o. alates
erineva temperatuuriga õhumasside sissevool.
Nendel põhjustel võib temperatuuri miinimum nihkuda
isegi päevasel ajal ja maksimaalselt öösel.
Ööpäevane temperatuurimuutus võib üldse kaduda või kõver
ööpäevased muutused on keerulised ja ebaregulaarsed.

45. Õhutemperatuuri päevane kõikumine maapinna lähedal

Tavaline päevane kulg on kattuv või maskeeritud
mitteperioodilised temperatuurimuutused.
Näiteks Helsingis on jaanuaris 24%.
tõenäosus, et ööpäevane temperatuur on maksimaalne
olla kesköö ja ühe vahel öösel ja
ainult 13% tõenäosus, et see kukub
ajavahemik 12 kuni 14 tundi.
Isegi troopikas, kus mitteperioodilised temperatuurimuutused on nõrgemad kui parasvöötme laiuskraadidel, on maksimaalne
temperatuurid on pärastlõunal
ainult 50% juhtudest.

46. ​​Õhutemperatuuri päevane kõikumine maapinna lähedal

Klimatoloogias arvestatakse tavaliselt ööpäevast muutumist
pika perioodi keskmine õhutemperatuur.
Sellise keskmise päevakursuse korral muutuvad mitteperioodilised
temperatuurid, mis langevad enam-vähem ühtlaselt
kõik kellaajad tühistavad üksteist.
Selle tulemusena on pikaajalise ööpäevase variatsiooni kõver
siinuskujule lähedane lihtmärk.
Mõelge näiteks õhutemperatuuri ööpäevasele kõikumisele
Moskva jaanuaris ja juulis, arvutatuna mitme aasta kaupa
andmeid.
Mitmeaastane keskmine temperatuur iga tunni eest
jaanuari või juuli päevad ja siis vastavalt saadud keskmisele
tunniväärtused konstrueeriti pikaajalised kõverad
jaanuari ja juuli päevane kursus.

47. Õhutemperatuuri igapäevane kurss Moskvas jaanuaris ja juulis. Arvud näitavad jaanuari ja juuli kuu keskmisi temperatuure.

48. Õhutemperatuuri amplituudi igapäevased muutused

Õhutemperatuuri ööpäevane amplituud on aastaaegade lõikes erinev,
laiuskraad, samuti olenevalt pinnase iseloomust ja
maastik.
Talvel on see väiksem kui suvel, samuti amplituud
aluspinna temperatuur.
Laiuskraadi suurenedes päevane temperatuuri amplituud
õhk väheneb, kui päikese keskpäeva kõrgus väheneb
üle silmapiiri.
Laiuskraadidel 20-30 ° maismaal, aasta keskmine päevane
temperatuuri amplituud umbes 12°,
laiuskraadil 60° umbes 6°,
laiuskraadi all 70° ainult 3°.
Kõrgeimatel laiuskraadidel, kus päike ei tõuse või
tuleb mitu päeva järjest, tavaline päevakursus
temperatuuri pole üldse.

49. Pinnase iseloomu ja muldkatte mõju

Mida suurem on ööpäevane temperatuurivahemik ise
mulla pind, seda suurem on päevane amplituud
õhutemperatuur sellest kõrgemal.
Steppides ja kõrbetes keskmine päevane amplituud
ulatub 15-20°, mõnikord 30°.
See on rikkaliku taimkatte kohal väiksem.
Veeallikate lähedus mõjutab ka ööpäevast amplituudi.
basseinid: rannikualadel on see madalam.

50. Leevendusmõju

Kumeratel pinnavormidel (tippudel ja edasi
mägede ja küngaste nõlvad) päevane temperatuurivahemik
õhk väheneb võrreldes tasase maastikuga.
Nõgusates pinnavormides (orgudes, kuristikes ja lohkudes)
suurenenud.
Põhjus on selles, et kumeratel pinnavormidel
õhuga kokkupuuteala on vähenenud
aluspind ja eemaldatakse sellelt kiiresti, asendades
uued õhumassid.
Nõgusates pinnavormides soojeneb õhk tugevamalt alates
pinnale ja stagneerub rohkem päeval ja öösel
jahtub tugevamini ja voolab nõlvadest alla. Aga kitsalt
kurud, kus nii kiirguse sissevool kui ka efektiivne kiirgus
vähendatud, on ööpäevased amplituudid väiksemad kui laias
orud

51. Merede ja ookeanide mõju

Väikesed ööpäevased temperatuuriamplituudid pinnal
meredel on ka väikesed ööpäevased amplituudid
õhutemperatuur mere kohal.
Need viimased on aga siiski suuremad kui igapäevane
amplituudid merepinnal endal.
Ööpäevased amplituudid avaookeani pinnal
mõõdetuna vaid kümnendikku kraadides;
kuid alumises õhukihis ookeani kohal ulatuvad nad 1 -
1,5°),
ja rohkemgi üle sisemere.
Temperatuuri amplituudid õhus on suurenenud, kuna
neid mõjutab õhumasside advektsioon.
Oma osa mängib ka otsene imendumine.
päikesekiirgus alumiste õhukihtide poolt päeva jooksul ja
kiirgus nendest öösel.

52. Päevase temperatuuri amplituudi muutus kõrgusega

Päevased temperatuurikõikumised atmosfääris ulatuvad kuni
võimsam kiht kui ookeani ööpäevased kõikumised.
300 m kõrgusel maapinnast ööpäevase temperatuurikõikumise amplituud
umbes 50% amplituudist maapinnal ja äärmuslikud väärtused
temperatuur saabub 1,5-2 tundi hiljem.
1 km kõrgusel on ööpäevane õhutemperatuur maismaa kohal 1-2°,
2-5 km kõrgusel 0,5-1 ° ja päevane maksimum nihkub
õhtul.
Mere kohal päevatemperatuuri amplituud veidi tõuseb
madalatel kilomeetritel kõrge, kuid jääb siiski väikeseks.
Väikesed ööpäevased temperatuurikõikumised tuvastatakse isegi
ülemises troposfääris ja madalamas stratosfääris.
Kuid seal määravad need juba neeldumis- ja emissiooniprotsessid
kiirgus õhust, mitte maapinna mõjudest.

53. Maastiku mõju

Mägedes, kus aluspinna mõju on suurem kui peal
vastavad kõrgused vabas atmosfääris, iga päev
amplituud väheneb kõrgusega aeglasemalt.
Üksikutel mäetippudel 3000 m ja kõrgemal,
päevane amplituud võib ikka olla 3-4°.
Kõrgetel suurtel platoodel ööpäevane temperatuurivahemik
sama järgu õhk nagu madalikul: neeldunud kiirgus
ja efektiivne kiirgus on siin suur, nagu ka pind
õhu kokkupuude pinnasega.
Õhutemperatuuri ööpäevane vahemik Murghabi jaamas kl
Pamiiris on aasta keskmine 15,5°, Taškendis aga 12°.

54.

55. Maapinna kiirgus

Pealmised mulla- ja veekihid, lumised
kate ja taimestik ise kiirgavad
pikalaine kiirgus; seda maist
kiirgust nimetatakse sageli sisemiseks
kiirgus maapinnalt.

56. Maapinna kiirgus

Maapinna absoluutsed temperatuurid
on vahemikus 180 kuni 350°.
Nendel temperatuuridel eralduv kiirgus
peitub praktiliselt sees
4-120 mikronit,
ja selle energia maksimum langeb lainepikkustele
10-15 mikronit.
Seetõttu kogu see kiirgus
infrapuna, silmale nähtamatu.

57.

58. Atmosfäärikiirgus

Atmosfäär soojeneb, neelates mõlemat päikesekiirgust
(kuigi suhteliselt väikeses osas, umbes 15% selle koguarvust
kogus Maale) ja oma
kiirgus maapinnalt.
Lisaks saab ta soojust maapinnalt.
soojuse juhtimisel, samuti aurustumisel ja
järgnev veeauru kondenseerumine.
Kuumutades kiirgab atmosfäär ennast.
Nii nagu maa pind, kiirgab see nähtamatut
infrapunakiirgus samas vahemikus
lainepikkused.

59. Vastukiirgus

Enamik (70%) atmosfääri kiirgusest pärineb
maapinnale, ülejäänu läheb maailma
ruumi.
Maa pinnale jõudvat atmosfäärikiirgust nimetatakse vastukiirguseks.
Vastutulev, sest see on suunatud
maapinna isekiirgus.
Maa pind neelab selle vastukiirguse
peaaegu täielikult (90–99%). Seega on
Maapinna jaoks on see oluline soojusallikas
Lisaks neeldunud päikesekiirgusele.

60. Vastukiirgus

Vastukiirgus suureneb koos pilvisusega,
sest pilved ise kiirgavad tugevalt.
Parasvöötme laiuskraadide tasaste jaamade puhul keskmine
vastukiirguse intensiivsus (iga
ruutsentimeetrit horisontaalset maad
pind minutis)
umbes 0,3-0,4 kalorit,
mägijaamades - umbes 0,1-0,2 cal.
See on vastukiirguse vähenemine koos kõrgusega
veeauru sisalduse vähenemise tõttu.
Suurim vastukiirgus on ekvaatoril, kus
atmosfäär on kõige kuumem ja veeaururikkaim.
Ekvaatoril keskmiselt 0,5-0,6 cal/cm2 min,
Polaarsetel laiuskraadidel kuni 0,3 cal/cm2 min.

61. Vastukiirgus

Peamine aine atmosfääris, mis neelab
maapealne kiirgus ja vastutuleva kiirguse saatmine
kiirgus, on veeaur.
See neelab infrapunakiirgust suurel hulgal
spektripiirkond - 4,5 kuni 80 mikronit, välja arvatud
intervall 8,5 ja 11 mikroni vahel.
Keskmise veeauru sisaldusega atmosfääris
kiirgus lainepikkusega 5,5–7,0 mikronit või rohkem
imendub peaaegu täielikult.
Ainult vahemikus 8,5-11 mikronit maapealset kiirgust
läbib atmosfääri kosmosesse.

62.

63.

64. Efektiivne kiirgus

Vastukiirgus on alati mõnevõrra väiksem kui maapealne.
Öösel, kui päikesekiirgust pole, tuleb maapind
ainult kiirguse vastu.
Maa pind kaotab soojust positiivse erinevuse tõttu
oma ja vastukiirgus.
Erinevus Maa enda kiirguse vahel
atmosfääri pinna- ja vastukiirgus
nimetatakse efektiivseks kiirguseks

65. Efektiivne kiirgus

Tõhus kiirgus on
kiirgusenergia puhaskadu ja
siit ka maapinna soojus
öösel

66. Efektiivne kiirgus

Pilvesuse suurenemisega suureneb
vastukiirgus, efektiivne kiirgus
väheneb.
Pilves ilmaga efektiivne kiirgus
palju vähem kui selges;
Pilves ilmaga vähem ja öösel
maapinna jahutamine.

67. Efektiivne kiirgus

Tõhus kiirgus muidugi
eksisteerib ka päeval.
Kuid päeval see kattub või osaliselt
kompenseerib neeldunud päikeseenergia
kiirgust. Seega maa pind
päeval soojem kui öösel, mistõttu
muuhulgas ja efektiivne kiirgus
rohkem päeva jooksul.

68. Efektiivne kiirgus

Maakiirguse neelamine ja vastutuleva kiirguse saatmine
kiirgus maapinnale, atmosfäär
enamik vähendab viimaste jahutamist
öine aeg.
Päeval ei takista see maa kuumenemist vähe.
pinnale päikesekiirguse toimel.
See on atmosfääri mõju Maa soojusrežiimile
pinda nimetatakse kasvuhooneefektiks.
välise analoogia tõttu prillide toimega
kasvuhooned.

69. Efektiivne kiirgus

Üldjuhul Maa pind keskmises
laiuskraadid kaotavad efektiivsed
kiirgus umbes poole väiksem
soojushulk, mida ta saab
neeldunud kiirgusest.

70. Maapinna kiirgusbilanss

Erinevus neeldunud kiirguse ja maapinna kiirgusbilansi vahel Lumikatte olemasolul kiirgusbilanss
läheb positiivsetele väärtustele ainult kõrgusel
päike on umbes 20-25 °, kuna suure lumega albedo
selle kogukiirguse neeldumine on väike.
Päeval tõuseb kiirgusbilanss kõrguse kasvades.
päike ja väheneb koos selle vähenemisega.
Öösel, kui täielikku kiirgust pole,
negatiivne kiirgusbilanss on
efektiivne kiirgus
ja seetõttu muutub öö jooksul vähe, välja arvatud juhul
pilvetingimused jäävad samaks.

76. Maapinna kiirgusbilanss

Keskmised keskpäeva väärtused
kiirgusbilanss Moskvas:
suvel selge taevaga - 0,51 kW / m2,
talvel selge taevaga - 0,03 kW / m2
suvi keskmistes tingimustes
pilvisus - 0,3 kW / m2,
talvel keskmistes tingimustes
pilvisus on umbes 0 kW/m2.

77.

78.

79. Maapinna kiirgusbilanss

Kiirgusbilanss määratakse tasakaalumõõturiga.
Sellel on üks mustaks muutunud vastuvõtuplaat
osutab taeva poole
ja teine ​​- kuni maapinnani.
Plaatkütte erinevus võimaldab
määrata kiirgusbilansi väärtus.
Öösel on see võrdne efektiivse väärtusega
kiirgust.

80. Kiirgus maailmaruumi

Suurem osa maapinna kiirgusest
neeldub atmosfääri.
Läbib ainult lainepikkuste vahemikus 8,5-11 mikronit
atmosfäär maailmaruumis.
See väljaminev summa on vaid 10%.
päikesekiirguse sissevool atmosfääri piirile.
Kuid lisaks sellele kiirgab maailma ka atmosfäär ise
ruumi umbes 55% sissetulevast energiast
päikesekiirgus,
st mitu korda suurem kui maapind.

81. Kiirgus maailmaruumi

Atmosfääri alumiste kihtide kiirgus neeldub
selle ülemised kihid.
Maapinnast eemaldudes aga sisu
veeaur, peamine kiirguse neelaja,
väheneb ja on vaja järjest paksemat õhukihti,
sealt tuleva kiirguse neelamiseks
all olevad kihid.
Alustades üldiselt mingist veeauru kõrgusest
ei piisa kogu kiirguse neelamiseks,
tulevad alt ja nendest ülemistest kihtidest osa
atmosfääri kiirgus läheb maailma
ruumi.
Arvutused näitavad, et kõige tugevamalt kiirgab sisse
Atmosfääri kosmosekihid asuvad 6-10 km kõrgusel.

82. Kiirgus maailmaruumi

Maapinna pikalaineline kiirgus ja
nimetatakse kosmosesse minevat atmosfääri
väljuv kiirgus.
See on umbes 65 ühikut, kui võtta 100 ühikut
päikesekiirguse sissevool atmosfääri. Koos
peegeldunud ja hajutatud lühilaineline päike
kiirgus, mis pääseb atmosfäärist välja
kogus umbes 35 ühikut (Maa planeedi albeedo),
see väljuv kiirgus kompenseerib päikese sissevoolu
kiirgust maale.
Seega kaotab Maa koos atmosfääriga
nii palju kiirgust kui ta saab, s.t.
on kiirgavas olekus (kiirgus)
tasakaalu.

83. Kiirgusbilanss

Qincoming = Qväljund
Qincoming \u003d I * S projektsioonid * (1-A)
σ
1/4
T =
Q vool = S maandus * * T4
T=
0
252 tuhat

84. Füüsikalised konstandid

I - Päikesekonstant - 1378 W/m2
R(Maa) - 6367 km.
A - Maa keskmine albeedo - 0,33.
Σ - Stefan-Boltzmanni konstant -5,67 * 10 -8
W/m2K4

B - rõõmus. Bilanss, P- molekis saadud soojus. soojusvahetus pinnaga Maa. Len - saadud kondensidest. niiskust.

Atmosfääri soojusbilanss:

B - rõõmus. Bilanss, P- soojuskulu molekuli kohta. soojusvahetus atmosfääri alumiste kihtidega. Gn – soojuskulu molekuli kohta. soojusvahetus alumiste mullakihtidega Len on niiskuse aurustamiseks kuluv soojus.

Puhka kaardil

10) Aluspinna soojusrežiim:

Aktiivseks pinnaks nimetatakse pinda, mida päikesekiirgus otseselt soojendab ja annab soojust selle all olevatele mullakihtidele ja õhule.

Aktiivse pinna temperatuur määratakse soojusbilansi järgi.

Aktiivpinna ööpäevane temperatuurikursus ulatub maksimaalselt 13 tunnini, miinimumtemperatuur on päikesetõusu hetke paiku. Maxim. ja min. Päevased temperatuurid võivad pilvisuse, mulla niiskuse ja taimkatte tõttu muutuda.

Temperatuuri väärtus sõltub:

1. Piirkonna geograafiliselt laiuskraadilt
2. Alates aastaajast
3. Pilvesusest
4. Pinna soojuslikest omadustest
5. Taimestik
6. Särituse nõlvadelt

Temperatuuride aastakäigus saavutatakse põhjapoolkeral keskmise ja kõrge jahu maksimum juulis, miinimum aga jaanuaris. Madalatel laiuskraadidel on temperatuurikõikumiste aastased amplituudid väikesed.

Temperatuuri jaotus sügavuses oleneb soojusmahtuvusest ja selle soojusjuhtivusest Soojuse ülekandmine kihist kihti võtab aega, iga 10 meetri järjestikuse kihtide kuumutamise kohta neelab iga kiht osa soojusest, seega mida sügavam on kiht , mida vähem soojust ta saab ja seda väiksem on temperatuuri kõikumine selles.keskmiselt 1 m sügavusel päevane temperatuurikõikumine peatub, aastane kõikumine madalatel laiuskraadidel lõpeb 5-10 m sügavusel keskmistel laiuskraadidel üles kuni 20 m kõrgusel 25 m. Konstantse temperatuuriga kihti ehk pinnasekihti, mis asub aktiivse pinna ja püsiva temperatuuriga kihi vahel, nimetatakse aktiivseks kihiks.

Jaotusfunktsioonid. Fourier oli seotud maa temperatuuriga, ta sõnastas pinnases soojuse levimise seadused ehk "Fourier' seadused":

1))) Mida suurem on pinnase tihedus ja niiskus, seda paremini juhib see soojust, seda kiiremini jaotub sügavus ja seda sügavamale soojus tungib. Temperatuur ei sõltu mullatüübist. Võnkeperiood ei muutu sügavusega

2))). Aritmeetilise progressiooni sügavuse suurenemine viib temperatuuri amplituudi vähenemiseni geomeetrilises progressioonis.

3))) Maksimaalsete ja minimaalsete temperatuuride alguse aeg nii päevase kui ka aasta temperatuuride käigus väheneb sügavusega proportsionaalselt sügavuse suurenemisega.

11.Atmosfääri soojendamine. Advektsioon.. Peamine elu ja paljude looduslike protsesside allikas Maal on Päikese kiirgusenergia ehk päikesekiirguse energia. Iga minut siseneb Maale 2,4 x 10 18 cal päikeseenergiat, kuid see on vaid üks kahemiljardik sellest. Eristada otsest kiirgust (otse Päikeselt tulev) ja difuusset (õhuosakeste poolt kiirgavat igas suunas). Nende kogumit, mis saabub horisontaalsele pinnale, nimetatakse kogukiirguseks. Kogukiirguse aastane väärtus sõltub eelkõige päikesekiirte langemisnurgast maapinnale (mis on määratud geograafilise laiuskraadiga), atmosfääri läbipaistvusest ja valgustuse kestusest. Üldjuhul väheneb summaarne kiirgus ekvatoriaal-troopilistest laiuskraadidest pooluste suunas. See on maksimaalne (umbes 850 J / cm 2 aastas ehk 200 kcal / cm 2 aastas) - troopilistes kõrbetes, kus otsene päikesekiirgus on Päikese kõrge kõrguse ja pilvitu taeva tõttu kõige intensiivsem.

Päike soojendab peamiselt Maa pinda, ta soojendab sellelt õhku. Soojus kandub õhku kiirguse ja juhtivuse teel. Maapinnalt kuumutatud õhk paisub ja tõuseb üles – nii tekivad konvektiivsed voolud. Maapinna võimet peegeldada päikesekiiri nimetatakse albeedoks: lumi peegeldab kuni 90% päikesekiirgusest, liiv - 35% ja märg mullapind umbes 5%. Seda osa kogukiirgusest, mis jääb järele pärast selle kulutamist peegeldumisele ja maapinna soojuskiirgusele, nimetatakse kiirgusbilansiks (jääkkiirgus). Kiirgusbilanss langeb regulaarselt ekvaatorilt (350 J/cm 2 aastas ehk ca 80 kcal/cm 2 aastas) poolustele, kus see on nullilähedane. Ekvaatorist subtroopikani (neljakümnendad) on kiirgusbilanss aastaringselt positiivne, parasvöötme laiuskraadidel talvel negatiivne. Õhutemperatuur langeb ka pooluste suunas, mida peegeldavad hästi isotermid – sama temperatuuriga punkte ühendavad jooned. Kõige soojema kuu isotermid on seitsme termilise tsooni piirid. Kuuma tsooni piiravad isotermid +20 °c kuni +10 °c, ulatuvad kaks mõõdukat poolust, +10 °c kuni 0 °c - külm. Kaks subpolaarset külmapiirkonda on piiritletud nullisotermiga - siin jää ja lumi praktiliselt ei sula. Mesosfäär ulatub kuni 80 km, milles õhu tihedus on 200 korda väiksem kui pinnal ja temperatuur langeb jälle kõrgusega (kuni -90 °). Sellele järgneb laetud osakestest koosnev ionosfäär (siin esinevad aurorad), selle teine ​​nimetus on termosfäär – see kest sai kätte ülikõrgete temperatuuride (kuni 1500°) tõttu. Üle 450 km kõrgusi kihte nimetavad mõned teadlased eksosfääriks, siit pääsevad osakesed avakosmosesse.

Atmosfäär kaitseb Maad liigse ülekuumenemise eest päeval ja jahtumise eest öösel, kaitseb kogu elu Maal ultraviolettkiirguse, meteoriitide, korpuskulaarsete voogude ja kosmiliste kiirte eest.

advektsioon- õhu liikumine horisontaalsuunas ja selle omaduste ülekandmine sellega: temperatuur, niiskus ja muud. Selles mõttes räägitakse näiteks kuuma ja külma advektsioonist. Külma ja sooja, kuiva ja niiske õhumassi advektsioon mängib meteoroloogilistes protsessides olulist rolli ja mõjutab seega ilmastikuolukorda.

Konvektsioon- soojusülekande nähtus vedelikes, gaasides või granuleeritud keskkonnas aine enda voolude kaudu (pole vahet, kas see on sunnitud või spontaanne). On olemas nn. loomulik konvektsioon, mis tekib aines spontaanselt, kui seda kuumutatakse gravitatsiooniväljas ebaühtlaselt. Sellise konvektsiooni korral alumised ainekihid soojenevad, muutuvad kergemaks ja hõljuvad üles, ülemised aga jahtuvad, muutuvad raskemaks ja vajuvad alla, misjärel protsess kordub ikka ja jälle. Teatud tingimustel organiseerub segamisprotsess ise üksikute keeriste struktuuriks ja saadakse enam-vähem korrapärane konvektsioonirakkude võre.

Eristage laminaarset ja turbulentset konvektsiooni.

Looduslik konvektsioon võlgneb paljudele atmosfäärinähtustele, sealhulgas pilvede tekkele. Tänu samale nähtusele liiguvad tektoonilised plaadid. Konvektsioon vastutab graanulite ilmumise eest Päikesele.

adiabaatiline protsess -õhu termodünaamilise oleku muutus, mis kulgeb adiabaatiliselt (isentroopiliselt), st ilma selle ja keskkonna (maapinna, ruumi, muude õhumasside) vahelise soojusvahetuseta.

12. Temperatuuri inversioonid atmosfääris õhutemperatuuri tõus koos kõrgusega tavapärase asemel troposfäär tema allakäik. Temperatuuri inversioonid leidub ka maapinna lähedal (pinnal Temperatuuri inversioonid) ja vabas õhkkonnas. Pind Temperatuuri inversioonid moodustub kõige sagedamini vaiksetel öödel (talvel, mõnikord ka päeval) maapinna intensiivse soojuskiirguse tagajärjel, mis toob kaasa nii enda kui ka külgneva õhukihi jahtumise. Pinna paksus Temperatuuri inversioonid on kümneid kuni sadu meetreid. Temperatuuri tõus inversioonikihis ulatub kümnendikest kraadidest kuni 15-20 °C ja rohkemgi. Kõige võimsam talvemaa Temperatuuri inversioonid Ida-Siberis ja Antarktikas.
Troposfääris, maapinnast kõrgemal, Temperatuuri inversioonid sagedamini moodustuvad need antitsüklonites õhu settimise tõttu, millega kaasneb selle kokkusurumine ja sellest tulenevalt kuumenemine (setistumise inversioon). Tsoonides atmosfääri frondid Temperatuuri inversioonid tekivad sooja õhu sissevoolu tagajärjel selle all olevale külmale. Ülemine atmosfäär (stratosfäär, mesosfäär, termosfäär) Temperatuuri inversioonid päikesekiirguse tugeva neeldumise tõttu. Niisiis, kõrgustel 20-30 kuni 50-60 km asub Temperatuuri inversioonid seotud päikese ultraviolettkiirguse neeldumisega osooni poolt. Selle kihi põhjas on temperatuur -50 kuni -70°C, selle ülemisel piiril tõuseb -10 - +10°C. Võimas Temperatuuri inversioonid, alustades 80-90 kõrguselt km ja ulatub sadadeni kmüles, on tingitud ka päikesekiirguse neeldumisest.
Temperatuuri inversioonid on atmosfääri viivitavad kihid; takistavad vertikaalsete õhuliikumiste teket, mille tagajärjel kogunevad nende alla veeauru, tolmu ja kondensatsioonituumad. See soodustab udu, udu, pilvede kihtide teket. Valguse anomaalse murdumise tõttu Temperatuuri inversioonid mõnikord tekkida miraažid. AT Temperatuuri inversioonid samuti moodustuvad atmosfääri lainejuhid, soodne kaugele raadiolainete levik.

13.Aastase temperatuuri kõikumise liigid.Gõhutemperatuuri aastane kulg erinevates geograafilistes piirkondades vaheldusrikas. Vastavalt amplituudi suurusele ja äärmuslike temperatuuride alguse ajale eristatakse nelja tüüpi õhutemperatuuri iga-aastast kõikumist.

ekvatoriaalne tüüp. Ekvatoriaalvööndis kaks

maksimaalne temperatuur - pärast kevadet ja sügisene pööripäev, millal

Päike ekvaatori kohal on keskpäeval oma seniidis ja kaks miinimumi on pärast

talvised ja suvised pööripäevad, mil päike on kõige madalamal

kõrgus. Aastase kõikumise amplituudid on siin väikesed, mis on seletatav väikesega

soojuskasu muutus aasta jooksul. Ookeanide kohal on amplituudid

umbes 1 °С ja mandrite kohal 5-10 °С.

Troopiline tüüp. Troopilistel laiuskraadidel on lihtne aastane tsükkel

õhutemperatuur maksimumiga pärast suve ja miinimumiga pärast talve

pööripäev. Aastatsükli amplituudid kaugusega ekvaatorist

suurenemine talvel. Aastatsükli keskmine amplituud üle mandrite

on 10–20 °C, ookeanide kohal 5–10 °C.

Parasvöötme tüüp. Parasvöötme laiuskraadidel on ka aastane kõikumine

temperatuur on maksimaalne pärast suve ja miinimum pärast talve

pööripäev. Põhjapoolkera mandrite kohal maksimum

kuu keskmine temperatuur juulis täheldatud merede ja ranniku kohal - in

August. Aastased amplituudid suurenevad koos laiuskraadiga. üle ookeanide ja

rannikul on nende keskmine temperatuur 10–15 ° C ja ulatub 60 ° laiuskraadini

polaarne tüüp. Polaaraladele on iseloomulik pikaajaline külm

talvel ja suhteliselt lühikestel jahedatel suvedel. Aastased amplituudid läbi

Ookeanil ja polaarmere rannikul on temperatuur 25–40 °C ning maismaal

ületada 65 ° C. Maksimaalne temperatuur täheldatakse augustis, minimaalne - in

Vaadeldavad õhutemperatuuri aastase kõikumise tüübid ilmnevad

pikaajalised andmed ja esindavad regulaarseid perioodilisi kõikumisi.

Mõnel aastal sooja ja külma massi sissetungi mõjul,

kõrvalekalded etteantud tüüpidest.

14. Õhuniiskuse omadused.

Õhu niiskus, veeauru sisaldus õhus; ilmastiku ja kliima üks olulisemaid omadusi. V. sisse. omab suurt tähtsust teatud tehnoloogilistes protsessides, mitmete haiguste ravis, kunstiteoste, raamatute jne säilitamisel.

V. omadused sisse. serveerida: 1) elastsus (või osarõhk) e veeaur, väljendatuna n/m 2 (in mmHg Art. või sisse mb), 2) absoluutne niiskus a - veeauru kogus sees g/m 3; 3) eriniiskus q- veeauru kogus sees G peal kg niiske õhk; 4) segu suhe w, määratakse veeauru koguse järgi G peal kg kuiv õhk; 5) suhteline õhuniiskus r- elastsuse suhe eõhus sisalduv veeaur maksimaalse elastsuse saavutamiseks E veeaur, mis küllastab ruumi puhta vee tasapinna kohal (küllastuselastsus) antud temperatuuril, väljendatuna protsentides; 6) niiskusepuudus d- veeauru maksimaalse ja tegeliku elastsuse erinevus antud temperatuuril ja rõhul; 7) kastepunkt τ - temperatuur, mille õhk võtab, kui see jahutatakse isobaariliselt (konstantsel rõhul) selles oleva veeauru küllastumise olekuni.

V. sisse. maa atmosfäär kõigub laias vahemikus. Seega on maapinna lähedal veeauru sisaldus õhus keskmiselt 0,2 mahuprotsendist kõrgetel laiuskraadidel kuni 2,5 protsendini troopikas. Vastavalt sellele aururõhk e polaarsetel laiuskraadidel talvel alla 1 mb(mõnikord vaid sajandikuid mb) ja suvel alla 5 mb; troopikas tõuseb see 30-ni mb ja mõnikord rohkemgi. Subtroopilistes kõrbetes e langetatud 5-10-ni mb (1 mb = 10 2 n/m 2). Suhteline niiskus r väga kõrge ekvatoriaalvööndis (aastane keskmine kuni 85% või rohkem), samuti polaarsetel laiuskraadidel ja talvel keskmiste laiuskraadide mandritel - siin madala õhutemperatuuri tõttu. Suvel iseloomustab mussoonpiirkondi kõrge suhteline õhuniiskus (India - 75–80%). Madalad väärtused r täheldatakse subtroopilistes ja troopilistes kõrbetes ning talvel mussoonpiirkondades (kuni 50% ja alla selle). Koos kõrgusega r, a ja q vähenevad kiiresti. Kõrgusel 1,5-2 km aururõhk on keskmiselt poole väiksem kui maapinnal. Troposfääri (alumine 10-15 km) moodustab 99% atmosfääri veeaurust. Keskmiselt üle iga m 2 maapinnast õhus sisaldab umbes 28,5 kg veeaur.

Aururõhu ööpäevane kulg mere kohal ja rannikualadel on paralleelne õhutemperatuuri ööpäevase kulgemisega: niiskusesisaldus tõuseb päeva jooksul koos aurustumise suurenemisega. See on sama igapäevane rutiin. e mandrite keskpiirkondades külmal aastaajal. Suvel täheldatakse kontinentide sügavustes keerukamat ööpäevast varieeruvust kahe maksimumiga – hommikul ja õhtul. Suhtelise õhuniiskuse päevane kõikumine r on pöördvõrdeline temperatuuri ööpäevase kõikumise suhtes: päeval koos temperatuuri tõusuga ja sellest tulenevalt küllastuselastsuse suurenemisega E suhteline õhuniiskus väheneb. Aururõhu aastane käik on paralleelne õhutemperatuuri aastakäiguga; Suhteline õhuniiskus muutub aasta jooksul pöördvõrdeliselt temperatuuriga. V. sisse. mõõdetud hügromeetrid ja psühromeetrid.

15. Aurustumine- füüsikaline protsess aine üleminekul vedeliku pinnalt vedelast olekust gaasilisse olekusse (auru). Aurustumisprotsess on kondenseerumisprotsessi (üleminek aurust vedelikuks) vastupidine protsess.

Aurustumise protsess sõltub molekulide soojusliikumise intensiivsusest: mida kiiremini molekulid liiguvad, seda kiiremini toimub aurustumine. Pealegi, olulised tegurid Aurustumise protsessi mõjutavad välise (aine suhtes) difusiooni kiirus, aga ka aine enda omadused. Lihtsamalt öeldes toimub tuulega aurustumine palju kiiremini. Mis puutub aine omadustesse, siis näiteks alkohol aurustub palju kiiremini kui vesi. Oluline tegur on ka vedeliku pindala, millest aurustub: kitsast karahvinist toimub see aeglasemalt kui laialt plaadilt.

Aurustumine- maksimaalne võimalik aurustumine antud meteoroloogilistes tingimustes piisavalt niiskelt aluspinnalt, st piiramatu niiskusevarude tingimustes. Aurumist väljendatakse aurustunud vee millimeetrites ja see erineb oluliselt tegelikust aurustumisest, eriti kõrbes, kus aurumine on nullilähedane ja aurumine 2000 mm aastas või rohkem.

16.kondenseerumine ja sublimatsioon. Kondensatsioon seisneb vee kuju muutmises gaasiline olek(veeaur) vedelaks veeks või jääkristallideks. Kondensatsioon tekib atmosfääris peamiselt siis, kui soe õhk tõuseb üles, jahtub ja kaotab oma võime veeauru sisaldada (küllastusseisund). Selle tulemusena kondenseerub liigne veeaur tilkpilvede kujul. Pilvede tekkiv ülesliikumine võib olla põhjustatud jätkusuutmatult kihistunud õhu konvektsioonist, tsüklonitega seotud konvergentsist, frontide poolt tõusvast õhust ja kõrgemast topograafiast, näiteks mägedest.

Sublimatsioon- jääkristallide (külma) moodustumine veeaurust vahetult ilma neid vette suunamata või nende kiire jahtumine alla 0 °C ajal, mil õhutemperatuur on veel kõrgem sellest kiirgusjahtumisest, mis toimub vaiksetel selgetel öödel külmas osas aasta.

Kaste- vaade sademed tekkinud maa pinnal, taimed, objektid, hoonete katused, autod ja muud objektid.

Õhu jahtumise tõttu kondenseerub veeaur maapinna lähedal asuvatele objektidele ja muutub veepiiskadeks. Tavaliselt juhtub see öösel. Kõrbepiirkondades on kaste taimestiku jaoks oluline niiskuse allikas. Alumiste õhukihtide piisavalt tugev jahtumine toimub siis, kui pärast päikeseloojangut jahtub maa pind kiiresti soojuskiirguse toimel. Soodsad tingimused selleks on selge taevas ja kergesti soojust eraldav pinnakate, näiteks muru. Eriti tugev kaste moodustumine toimub troopilistes piirkondades, kus pinnakihi õhk sisaldab palju veeauru ja on maa intensiivse öise soojuskiirguse tõttu oluliselt jahtunud. Madalatel temperatuuridel tekib härmatis.

Õhutemperatuuri, millest allapoole kaste langeb, nimetatakse kastepunktiks.

härmatis- sademete liik, mis on õhuke kiht jääkristalle, mis on moodustunud atmosfääri veeaurust. Sageli kaasneb sellega udu, nagu kastegi, tekib see pinna jahtumisel õhutemperatuurist madalamale negatiivsele temperatuurile ja veeauru desublimatsioonil alla 0 °C jahtunud pinnal. Härmaosakesed meenutavad kuju poolest lumehelbeid, kuid erinevad neist vähem korrapärasuse poolest, kuna nad sünnivad mõne objekti pinnale vähem tasakaalus tingimustes.

härmatis- sademete tüüp.

Härmatis on jääladestused õhukestele ja pikkadele objektidele (puuoksad, traadid) udus.