L'énergie thermique pénètre dans les couches inférieures de l'atmosphère principalement à partir de la surface sous-jacente. Le régime thermique de ces couches
est étroitement liée au régime thermique de la surface terrestre, son étude est donc également l'une des tâches importantes de la météorologie.
Les principaux processus physiques au cours desquels le sol reçoit ou dégage de la chaleur sont : 1) le transfert de chaleur rayonnante ; 2) échange de chaleur turbulent entre la surface sous-jacente et l'atmosphère ; 3) échange de chaleur moléculaire entre la surface du sol et la couche d'air adjacente fixe inférieure ; 4) échange de chaleur entre les couches de sol ; 5) transfert de chaleur de phase : consommation de chaleur pour l'évaporation de l'eau, la fonte de la glace et de la neige à la surface et dans la profondeur du sol, ou sa libération lors de processus inverses.
Le régime thermique de la surface de la terre et des masses d'eau est déterminé par leurs caractéristiques thermophysiques. Attention particulière en préparation, il convient de prêter attention à la dérivation et à l'analyse de l'équation de conductivité thermique du sol (équation de Fourier). Si le sol est uniforme verticalement, alors sa température tà une profondeur zà l'instant t peut être déterminé à partir de l'équation de Fourier
où un- diffusivité thermique du sol.
La conséquence de cette équation sont les lois fondamentales de la propagation des fluctuations de température dans le sol :
1. La loi d'invariance de la période d'oscillation avec la profondeur :
T(z) = constante(2)
2. La loi de décroissance de l'amplitude des oscillations avec la profondeur :
(3)
où et sont les amplitudes aux profondeurs 
un- diffusivité thermique de la couche de sol située entre les profondeurs ;
3. La loi du déphasage des oscillations avec la profondeur (la loi du retard):
(4)
où est le retard, c'est-à-dire la différence entre les moments du début de la même phase d'oscillations (par exemple, maximale) à des profondeurs et les fluctuations de température pénètrent dans le sol à une profondeur znp défini par le rapport :
(5)
De plus, il faut faire attention à un certain nombre de conséquences de la loi de diminution de l'amplitude des oscillations avec la profondeur :
a) les profondeurs auxquelles dans différents sols ( ) amplitudes des fluctuations de température avec la même période ( = T 2) diminuent du même nombre de fois liées entre elles comme racines carrées de la diffusivité thermique de ces sols
b) les profondeurs auxquelles dans le même sol ( un= const) amplitudes des fluctuations de température avec différentes périodes ( ) diminuer du même montant =const, sont liés les uns aux autres comme les racines carrées des périodes d'oscillations
(7)
Il est nécessaire de bien comprendre la signification physique et les caractéristiques de la formation du flux de chaleur dans le sol.
La densité surfacique du flux de chaleur dans le sol est déterminée par la formule :
où λ est le coefficient de conductivité thermique du gradient vertical de température du sol.
Valeur instantanée R sont exprimées en kW/m au centième près, les sommes R- en MJ / m 2 (horaire et quotidien - jusqu'aux centièmes, mensuel - jusqu'aux unités, annuel - jusqu'aux dizaines).
La densité moyenne du flux de chaleur de surface à travers la surface du sol sur un intervalle de temps t est décrite par la formule
où C est la capacité calorifique volumétrique du sol; intervalle; z „ p- profondeur de pénétration des fluctuations de température ; ∆tcp- la différence entre les températures moyennes de la couche de sol à la profondeur znpà la fin et au début de l'intervalle m. Donnons les principaux exemples de tâches sur le thème "Régime thermique du sol".
Tache 1. A quelle profondeur diminue-t-elle e fois l'amplitude des fluctuations diurnes dans le sol avec un coefficient de diffusivité thermique un\u003d 18,84 cm2/h?
Décision. Il résulte de l'équation (3) que l'amplitude des fluctuations diurnes diminuera d'un facteur e à une profondeur correspondant à la condition
Tâche 2. Trouvez la profondeur de pénétration des fluctuations de température quotidiennes dans le granit et le sable sec, si les températures de surface extrêmes des zones adjacentes avec un sol granitique sont de 34,8 °C et 14,5 °C, et avec un sol sablonneux sec de 42,3 °C et 7,8 °C . diffusivité thermique du granit un g \u003d 72,0 cm 2 / h, sable sec un n \u003d 23,0 cm 2 / h.
Décision. L'amplitude de température à la surface du granit et du sable est égale à :
La profondeur de pénétration est considérée par la formule (5) :
En raison de la plus grande diffusivité thermique du granit, nous avons également obtenu une plus grande profondeur de pénétration des fluctuations de température quotidiennes.
Tâche 3. En supposant que la température de la couche supérieure du sol change linéairement avec la profondeur, il faut calculer la densité de flux de chaleur de surface dans le sable sec si sa température de surface est de 23,6 "AVEC, et la température à une profondeur de 5 cm est de 19,4 °C.
Décision. Le gradient de température du sol dans ce cas est égal à:
Conductivité thermique du sable sec λ= 1,0 W/m*K. Le flux de chaleur dans le sol est déterminé par la formule :
P = -λ - = 1,0 84,0 10 "3 \u003d 0,08 kW / m 2
Le régime thermique de la couche superficielle de l'atmosphère est déterminé principalement par un mélange turbulent, dont l'intensité dépend de facteurs dynamiques (rugosité de la surface terrestre et gradients de vitesse du vent à différents niveaux, échelle de mouvement) et thermiques (inhomogénéité du chauffage de diverses parties de la surface et répartition verticale de la température).
Pour caractériser l'intensité du mélange turbulent, on utilise le coefficient d'échange turbulent MAIS et coefficient de turbulence POUR. Ils sont liés par le rapport
K \u003d A / p(10)
où R- densité de l'air.
Coefficient de turbulence Pour mesuré en m 2 / s, précis au centième. Habituellement, dans la couche superficielle de l'atmosphère, le coefficient de turbulence est utilisé POUR] en haut G"= 1 m. Dans la couche de surface :
où z- hauteur (m).
Vous devez connaître les méthodes de base pour déterminer POUR\.
Tache 1. Calculez la densité surfacique du flux de chaleur vertical dans la couche superficielle de l'atmosphère à travers la zone dans laquelle la densité de l'air est normale, le coefficient de turbulence est de 0,40 m 2 /s et le gradient de température vertical est de 30,0 °C/100 m.
Décision. Nous calculons la densité surfacique du flux de chaleur vertical par la formule
L=1.3*1005*0.40*
Étudiez les facteurs affectant le régime thermique de la couche superficielle de l'atmosphère, ainsi que les changements périodiques et non périodiques de la température de l'atmosphère libre. Les équations du bilan thermique de la surface terrestre et de l'atmosphère décrivent la loi de conservation de l'énergie reçue par la couche active de la Terre. Considérez l'évolution quotidienne et annuelle du bilan thermique et les raisons de ses changements.
Littérature
Chapitre Ch, ch. 2, § 1 -8.
Questions pour l'auto-examen
1. Quels facteurs déterminent le régime thermique du sol et des masses d'eau ?
2. Quelle est la signification physique des caractéristiques thermophysiques et comment affectent-elles le régime de température du sol, de l'air, de l'eau ?
3. De quoi dépendent les amplitudes des fluctuations quotidiennes et annuelles de la température de surface du sol et comment dépendent-elles ?
4. Formuler les lois de base de la distribution des fluctuations de température dans le sol ?
5. Quelles sont les conséquences des lois fondamentales de la distribution des fluctuations de température dans le sol ?
6. Quelles sont les profondeurs moyennes de pénétration des fluctuations de température quotidiennes et annuelles dans le sol et dans les masses d'eau ?
7. Quel est l'effet de la végétation et de l'enneigement sur le régime thermique du sol ?
8. Quelles sont les caractéristiques du régime thermique des masses d'eau, par opposition au régime thermique du sol ?
9. Quels facteurs influencent l'intensité de la turbulence dans l'atmosphère ?
10. Quelles caractéristiques quantitatives de la turbulence connaissez-vous ?
11. Quelles sont les principales méthodes de détermination du coefficient de turbulence, leurs avantages et leurs inconvénients ?
12. Dessinez et analysez l'évolution quotidienne du coefficient de turbulence sur les surfaces terrestres et aquatiques. Quelles sont les raisons de leur différence ?
13. Comment la densité surfacique du flux de chaleur turbulent vertical dans la couche superficielle de l'atmosphère est-elle déterminée ?
Le sol est un composant du système climatique, qui est l'accumulateur le plus actif de chaleur solaire pénétrant à la surface de la terre.
L'évolution quotidienne de la température de surface sous-jacente a un maximum et un minimum. Le minimum se produit autour du lever du soleil, le maximum se produit dans l'après-midi. La phase du cycle diurne et son amplitude journalière dépendent de la saison, de l'état de la surface sous-jacente, de la quantité et des précipitations, mais aussi, de la localisation des stations, du type de sol et de sa composition mécanique.
Selon la composition mécanique, les sols sont divisés en sols sableux, limoneux sableux et limoneux, qui diffèrent par leur capacité calorifique, leur diffusivité thermique et leurs propriétés génétiques (en particulier la couleur). Les sols foncés absorbent plus de rayonnement solaire et se réchauffent donc plus que les sols légers. Sols sableux et limoneux sablonneux, caractérisés par un plus petit, plus chaud que limoneux.
L'évolution annuelle de la température de surface sous-jacente montre une périodicité simple avec un minimum en hiver et un maximum en été. Sur la majeure partie du territoire de la Russie, la température du sol la plus élevée est observée en juillet, le Extrême Orient dans la bande côtière de la mer d'Okhotsk, le et - en juillet - août, dans le sud du Primorsky Krai - en août.
Les températures maximales de la surface sous-jacente pendant la majeure partie de l'année caractérisent l'état thermique extrême du sol, et uniquement pendant les mois les plus froids - la surface.
Les conditions météorologiques favorables pour que la surface sous-jacente atteigne des températures maximales sont : un temps légèrement nuageux, lorsque l'apport de rayonnement solaire est maximal ; des vents faibles ou calmes, car une augmentation de la vitesse du vent augmente l'évaporation de l'humidité du sol; une petite quantité de précipitations, car un sol sec se caractérise par une chaleur et une diffusivité thermique plus faibles. De plus, dans un sol sec, il y a moins de consommation de chaleur pour l'évaporation. Ainsi, les maxima absolus de température sont généralement observés les jours ensoleillés les plus clairs sur un sol sec et généralement dans l'après-midi.
La distribution géographique des moyennes des maxima annuels absolus de la température de surface sous-jacente est similaire à la distribution des isogéothermes des températures mensuelles moyennes de la surface du sol en mois d'été. Les isogéothermes sont principalement latitudinales. L'influence des mers sur la température de la surface du sol se manifeste par le fait que sur la côte ouest du Japon et, sur Sakhaline et le Kamtchatka, la direction latitudinale des isogéotermes est perturbée et se rapproche du méridien (répète les contours de le littoral). Dans la partie européenne de la Russie, les valeurs de la moyenne des maxima annuels absolus de la température de surface sous-jacente varient de 30 à 35 ° C sur la côte des mers du nord à 60 à 62 ° C au sud de Rostov. Région, dans les territoires de Krasnodar et de Stavropol, dans la République de Kalmoukie et la République du Daghestan. Dans la zone, la moyenne des maxima annuels absolus de la température de la surface du sol est inférieure de 3 à 5 °C à celle des zones plates voisines, ce qui est associé à l'influence de l'altitude sur l'augmentation des précipitations dans la zone et de l'humidité du sol. Les territoires de plaine, fermés par des collines des vents dominants, se caractérisent par une quantité réduite de précipitations et des vitesses de vent plus faibles, et, par conséquent, des valeurs accrues de températures extrêmes de la surface du sol.
L'augmentation la plus rapide des températures extrêmes du nord au sud se produit dans la zone de transition de la forêt et des zones à la zone, qui est associée à une diminution des précipitations dans la zone steppique et à une modification de la composition du sol. Au sud, avec un taux d'humidité du sol généralement faible, les mêmes variations d'humidité du sol correspondent à des différences plus importantes de température de sols de composition mécanique différente.
Il y a également une forte diminution de la moyenne des maximums annuels absolus de la température de la surface sous-jacente du sud au nord dans les régions du nord de la partie européenne de la Russie, lors de la transition de la zone forestière aux zones et à la toundra - zones de humidité excessive. Les régions du nord de la partie européenne de la Russie, en raison de l'activité cyclonique active, entre autres, diffèrent des régions du sud par une nébulosité accrue, ce qui réduit considérablement l'arrivée du rayonnement solaire à la surface de la terre.
Dans la partie asiatique de la Russie, les maxima absolus moyens les plus bas se produisent sur les îles et dans le nord (12–19°C). Au fur et à mesure que nous nous dirigeons vers le sud, il y a une augmentation des températures extrêmes, et dans le nord des parties européenne et asiatique de la Russie, cette augmentation se produit plus fortement que dans le reste du territoire. Dans les zones où les précipitations sont minimales (par exemple, les zones situées entre les rivières Lena et Aldan), on distingue des poches de températures extrêmes accrues. Les régions étant très complexes, les températures extrêmes de la surface du sol pour les stations situées dans diverses formes de relief (régions montagneuses, bassins, plaines, vallées des grands fleuves sibériens) diffèrent fortement. Les valeurs moyennes des maxima annuels absolus de la température de surface sous-jacente atteignent les valeurs les plus élevées dans le sud de la partie asiatique de la Russie (à l'exception des zones côtières). Dans le sud du Primorsky Krai, la moyenne des maxima annuels absolus est inférieure à celle des régions continentales situées à la même latitude. Ici, leurs valeurs atteignent 55–59°С.
Les températures minimales de la surface sous-jacente sont également observées dans des conditions bien particulières : les nuits les plus froides, à des heures proches du lever du soleil, lors de conditions météorologiques anticycloniques, lorsque la faible nébulosité favorise le rayonnement effectif maximum.
La distribution des isogéothermes moyennes à partir des minima annuels absolus de la température de surface sous-jacente est similaire à la distribution des isothermes des températures minimales de l'air. Sur la majeure partie du territoire de la Russie, à l'exception des régions du sud et du nord, les isogéothermes moyens des températures minimales annuelles absolues de la surface sous-jacente prennent une orientation méridienne (diminuant d'ouest en est). Dans la partie européenne de la Russie, la moyenne des températures minimales annuelles absolues de la surface sous-jacente varie de -25°C dans les régions de l'ouest et du sud à -40 ... -45°C dans les régions de l'est et, surtout, du nord-est. (Timan Ridge et toundra Bolshezemelskaya). Les valeurs moyennes les plus élevées des minima de température annuels absolus (–16…–17°C) se produisent sur la côte de la mer Noire. Dans la majeure partie de la partie asiatique de la Russie, la moyenne des minimums annuels absolus varie entre -45 ... -55 ° С. Une répartition aussi insignifiante et assez uniforme de la température sur un vaste territoire est associée à l'uniformité des conditions de formation des températures minimales dans les zones soumises à l'influence de la Sibérie.
Dans les régions de la Sibérie orientale au relief complexe, en particulier dans la République de Sakha (Yakoutie), ainsi que les facteurs de rayonnement, les caractéristiques du relief ont un effet significatif sur la diminution des températures minimales. Ici, dans les conditions difficiles d'un pays montagneux dans les dépressions et les bassins, des conditions particulièrement favorables sont créées pour refroidir la surface sous-jacente. La République de Sakha (Yakoutie) a les valeurs moyennes les plus basses des minimums annuels absolus de la température de surface sous-jacente en Russie (jusqu'à –57…–60°С).
Sur la côte Mers arctiques, en raison du développement de l'activité cyclonique hivernale active ici, les températures minimales sont plus élevées qu'à l'intérieur. Les isogéothermes ont une direction presque latitudinale, et la décroissance de la moyenne des minima annuels absolus du nord au sud se produit assez rapidement.
Sur le littoral, les isogéothermes reprennent les contours des rivages. L'influence du minimum aléoutien se manifeste dans l'augmentation de la moyenne des minimums annuels absolus dans la zone côtière par rapport aux zones intérieures, en particulier sur la côte sud du Primorsky Krai et à Sakhaline. La moyenne des minimums annuels absolus ici est de –25…–30°С.
Le gel du sol dépend de l'ampleur des températures négatives de l'air pendant la saison froide. Le facteur le plus important empêchant le gel du sol est la présence d'une couche de neige. Ses caractéristiques telles que le temps de formation, la puissance, la durée d'occurrence déterminent la profondeur de gel du sol. L'installation tardive de l'enneigement contribue à un gel plus important du sol, puisque dans la première moitié de l'hiver l'intensité du gel du sol est la plus forte et, à l'inverse, l'installation précoce de l'enneigement empêche un gel important du sol. L'influence de l'épaisseur de la couverture de neige est plus prononcée dans les zones où la température de l'air est basse.
A la même profondeur de congélation dépend du type de sol, de sa composition mécanique et de son humidité.
Par exemple, dans les régions du nord Sibérie occidentale avec une couverture de neige faible et épaisse, la profondeur de gel du sol est moindre que dans les régions plus méridionales et plus chaudes avec de petites. Une image particulière se produit dans les zones à couverture de neige instable (régions méridionales de la partie européenne de la Russie), où elle peut contribuer à une augmentation de la profondeur de gel du sol. Cela est dû au fait qu'avec les changements fréquents de gel et de dégel, une croûte de glace se forme à la surface d'une fine couche de neige, dont le coefficient de conductivité thermique est plusieurs fois supérieur à la conductivité thermique de la neige et de l'eau. Le sol en présence d'une telle croûte se refroidit et gèle beaucoup plus rapidement. La présence d'un couvert végétal contribue à diminuer la profondeur de gel du sol, car il retient et accumule la neige.
RÉGIME THERMIQUE DE LA SURFACE ET DE L'ATMOSPHÈRE SOUS-JACENTES
La surface directement chauffée par les rayons du soleil et dégageant de la chaleur aux couches sous-jacentes et à l'air est appelée actif. La température de la surface active, sa valeur et son évolution (variation journalière et annuelle) sont déterminées par le bilan thermique.
La valeur maximale de presque tous les composants du bilan thermique est observée vers midi. L'exception est l'échange de chaleur maximal dans le sol, qui tombe le matin.
Les amplitudes maximales de la variation diurne des composants du bilan thermique sont observées en été, le minimum - en hiver. Dans le cours diurne de la température de surface, sèche et dépourvue de végétation, par temps clair, le maximum se produit après 13h00 et le minimum se produit vers l'heure du lever du soleil. La nébulosité perturbe l'évolution régulière de la température de surface et provoque un décalage des moments de maxima et de minima. L'humidité et la couverture végétale influencent grandement la température de surface. Les maxima de température diurne en surface peuvent être de + 80°C ou plus. Les fluctuations journalières atteignent 40°. Leur valeur dépend de la latitude du lieu, de la période de l'année, de la nébulosité, des propriétés thermiques de la surface, de sa couleur, de la rugosité, de la couverture végétale et de l'exposition des pentes.
L'évolution annuelle de la température de la couche active est différente selon les latitudes. La température maximale aux latitudes moyennes et élevées est généralement observée en juin, la minimale - en janvier. Les amplitudes des fluctuations annuelles de la température de la couche active aux basses latitudes sont très faibles ; aux latitudes moyennes terrestres, elles atteignent 30°. Les fluctuations annuelles de la température de surface aux latitudes tempérées et élevées sont fortement influencées par l'enneigement.
Il faut du temps pour transférer la chaleur d'une couche à l'autre, et les moments d'apparition des températures maximales et minimales pendant la journée sont retardés tous les 10 cm d'environ 3 heures. Si la température la plus élevée à la surface était vers 13h00, à une profondeur de 10 cm, la température atteindra un maximum vers 16h00, et à une profondeur de 20 cm - vers 19h00, etc. Avec des échauffement des couches sous-jacentes à partir des couches sus-jacentes, chaque couche absorbe une certaine quantité de chaleur. Plus la couche est profonde, moins elle reçoit de chaleur et plus les fluctuations de température y sont faibles. L'amplitude des fluctuations de température quotidiennes avec la profondeur diminue de 2 fois tous les 15 cm. Cela signifie que si en surface l'amplitude est de 16°, alors à une profondeur de 15 cm elle est de 8° et à une profondeur de 30 cm elle est de 4°.
À une profondeur moyenne d'environ 1 m, les fluctuations quotidiennes de la température du sol "s'estompent". La couche dans laquelle ces oscillations s'arrêtent pratiquement s'appelle la couche température quotidienne constante.
Plus la période de fluctuations de température est longue, plus elles se propagent profondément. Aux latitudes moyennes, la couche de température annuelle constante est située à une profondeur de 19-20 m, aux hautes latitudes à une profondeur de 25 m. Aux latitudes tropicales, les amplitudes de température annuelles sont faibles et la couche d'amplitude annuelle constante est situé à une profondeur de seulement 5-10 m et les températures minimales sont retardées en moyenne de 20-30 jours par mètre. Ainsi, si la température la plus basse en surface a été observée en janvier, à 2 m de profondeur elle se produit début mars. Les observations montrent que la température dans la couche de température annuelle constante est proche de la température annuelle moyenne de l'air au-dessus de la surface.
L'eau, ayant une capacité calorifique plus élevée et une conductivité thermique plus faible que la terre, se réchauffe plus lentement et dégage de la chaleur plus lentement. Certains des rayons du soleil tombant à la surface de l'eau sont absorbés par la couche supérieure, et certains d'entre eux pénètrent à une profondeur considérable, chauffant directement une partie de sa couche.
La mobilité de l'eau rend possible le transfert de chaleur. En raison du mélange turbulent, le transfert de chaleur en profondeur se produit 1 000 à 10 000 fois plus rapidement que par conduction thermique. Lorsque les couches superficielles d'eau se refroidissent, une convection thermique se produit, accompagnée d'un mélange. Les fluctuations quotidiennes de température à la surface de l'océan aux hautes latitudes ne sont en moyenne que de 0,1°, aux latitudes tempérées - 0,4°, aux latitudes tropicales - 0,5°. La profondeur de pénétration de ces vibrations est de 15 à 20 m. Les amplitudes annuelles de température à la surface de l'Océan vont de 1° aux latitudes équatoriales à 10,2° aux latitudes tempérées. Les fluctuations annuelles de température pénètrent jusqu'à une profondeur de 200 à 300 m.Les moments de température maximale dans les masses d'eau sont en retard par rapport à la terre. Le maximum se produit vers 15-16 heures, le minimum - 2-3 heures après le lever du soleil.
Régime thermique de la couche inférieure de l'atmosphère.
L'air est chauffé principalement non pas directement par les rayons du soleil, mais en raison du transfert de chaleur par la surface sous-jacente (les processus de rayonnement et de conduction thermique). Le rôle le plus important dans le transfert de chaleur de la surface vers les couches sus-jacentes de la troposphère est joué par échange de chaleur et transfert de chaleur latente de vaporisation. Le mouvement aléatoire des particules d'air causé par son chauffage d'une surface sous-jacente inégalement chauffée est appelé turbulence thermique ou alors convection thermique.
Si au lieu de petits tourbillons mobiles chaotiques, de puissants mouvements d'air ascendants (thermiques) et moins puissants d'air descendant commencent à prédominer, la convection est appelée ordonné. Le réchauffement de l'air près de la surface se précipite vers le haut, transférant la chaleur. La convection thermique ne peut se développer que tant que l'air a une température supérieure à la température du milieu dans lequel il s'élève (état instable de l'atmosphère). Si la température de l'air ascendant est égale à la température de son environnement, l'ascension s'arrêtera (état indifférent de l'atmosphère) ; si l'air devient plus froid que l'environnement, il commencera à couler (l'état stable de l'atmosphère).
Avec le mouvement turbulent de l'air, de plus en plus de ses particules, en contact avec la surface, reçoivent de la chaleur, et s'élevant et se mélangeant, la donnent à d'autres particules. La quantité de chaleur reçue par l'air de la surface par turbulence est 400 fois supérieure à la quantité de chaleur qu'elle reçoit à la suite du rayonnement et à la suite du transfert par conduction thermique moléculaire - près de 500 000 fois. La chaleur est transférée de la surface vers l'atmosphère avec l'humidité qui en est évaporée, puis libérée pendant le processus de condensation. Chaque gramme de vapeur d'eau contient 600 calories de chaleur latente de vaporisation.
Dans l'air ascendant, la température change en raison de adiabatique processus, c'est-à-dire sans échange de chaleur avec environnement, en convertissant l'énergie interne du gaz en travail et le travail en énergie interne. Puisque l'énergie interne est proportionnelle à la température absolue du gaz, la température change. L'air ascendant se dilate, effectue un travail pour lequel il dépense de l'énergie interne et sa température diminue. L'air descendant, au contraire, est comprimé, l'énergie dépensée pour la détente est libérée et la température de l'air augmente.
Sec ou contenant de la vapeur d'eau, mais non saturé d'eux, l'air, montant, se refroidit adiabatiquement de 1 ° tous les 100 m.L'air saturé de vapeur d'eau se refroidit de moins de 1 ° lorsqu'il monte à 100 m, car la condensation s'y produit, accompagnée par dégagement de chaleur, compensant partiellement la chaleur dépensée pour la dilatation.
La quantité de refroidissement de l'air saturé lorsqu'il s'élève de 100 m dépend de la température de l'air et de pression atmosphérique et varie largement. L'air non saturé, descendant, se réchauffe de 1 ° par 100 m, saturé d'une quantité moindre, car une évaporation s'y produit, pour laquelle de la chaleur est dépensée. L'air saturé ascendant perd généralement de l'humidité pendant les précipitations et devient insaturé. Lorsqu'il est abaissé, cet air se réchauffe de 1 ° par 100 m.
De ce fait, la diminution de température lors de la montée est inférieure à son augmentation lors de la descente, et l'air qui est monté puis redescendu au même niveau à la même pression aura température différente- la température finale sera supérieure à la température initiale. Un tel processus est appelé pseudoadiabatique.
Étant donné que l'air est chauffé principalement à partir de la surface active, la température dans la basse atmosphère diminue généralement avec la hauteur. Le gradient vertical de la troposphère est en moyenne de 0,6° par 100 m, il est considéré comme positif si la température diminue avec l'altitude et négatif si elle augmente. Dans la couche d'air superficielle inférieure (1,5 à 2 m), les gradients verticaux peuvent être très importants.
L'augmentation de la température avec l'altitude est appelée renversement, et une couche d'air dans laquelle la température augmente avec l'altitude, - couche d'inversion. Dans l'atmosphère, des couches d'inversion peuvent presque toujours être observées. A la surface de la terre, lorsqu'elle est fortement refroidie, sous l'effet du rayonnement, inversion radiative(inversion de rayonnement) . Il apparaît les nuits claires d'été et peut recouvrir une couche de plusieurs centaines de mètres. En hiver, par temps clair, l'inversion persiste plusieurs jours voire plusieurs semaines. Les inversions hivernales peuvent couvrir une couche jusqu'à 1,5 km.
Les conditions de relief contribuent au renforcement de l'inversion : air froid coule dans la dépression et y stagne. De telles inversions sont appelées orographique. Des inversions puissantes appelées adventice, formé quand relativement air chaud vient à une surface froide, refroidissant ses couches inférieures. Les inversions advectives diurnes sont faiblement exprimées, la nuit elles sont renforcées par le refroidissement radiatif. Au printemps, la formation de telles inversions est facilitée par le manteau neigeux qui n'a pas encore fondu.
Les gelées sont associées au phénomène d'inversion de température dans la couche d'air de surface. Geler - une diminution de la température de l'air la nuit jusqu'à 0° et en dessous à un moment où les températures moyennes quotidiennes sont supérieures à 0° (automne, printemps). Il se peut également que des gelées ne soient observées que sur le sol lorsque la température de l'air au-dessus de celui-ci est supérieure à zéro.
L'état thermique de l'atmosphère affecte la propagation de la lumière dans celle-ci. Dans les cas où la température change brusquement avec l'altitude (augmente ou diminue), il y a mirages.
Mirage - une image imaginaire d'un objet qui apparaît au-dessus (mirage supérieur) ou en dessous (mirage inférieur). Les mirages latéraux sont moins courants (l'image apparaît de côté). La cause des mirages est la courbure de la trajectoire des rayons lumineux provenant d'un objet vers l'œil de l'observateur, du fait de leur réfraction à la limite de couches de densités différentes.
La variation de température quotidienne et annuelle dans la basse troposphère jusqu'à une hauteur de 2 km reflète généralement la variation de température de surface. Avec la distance de la surface, les amplitudes des fluctuations de température diminuent et les moments de maximum et de minimum sont retardés. Les fluctuations quotidiennes de la température de l'air en hiver sont perceptibles jusqu'à une hauteur de 0,5 km, en été - jusqu'à 2 km.
L'amplitude des fluctuations diurnes de température diminue avec l'augmentation de la latitude. La plus grande amplitude quotidienne se situe aux latitudes subtropicales, la plus petite aux latitudes polaires. Aux latitudes tempérées, les amplitudes diurnes sont différentes des moments différents de l'année. Aux latitudes élevées, la plus grande amplitude quotidienne se situe au printemps et en automne, aux latitudes tempérées - en été.
L'évolution annuelle de la température de l'air dépend principalement de la latitude du lieu. De l'équateur aux pôles, l'amplitude annuelle des fluctuations de la température de l'air augmente.
Il existe quatre types de variation annuelle de température selon l'ampleur de l'amplitude et le moment de l'apparition des températures extrêmes.
type équatorial caractérisé par deux maxima (après les équinoxes) et deux minima (après les solstices). L'amplitude au-dessus de l'océan est d'environ 1°, sur terre - jusqu'à 10°. La température est positive toute l'année.
Type tropical - un maximum (après le solstice d'été) et un minimum (après solstice d'hiver). L'amplitude au-dessus de l'océan est d'environ 5°, sur terre - jusqu'à 20°. La température est positive toute l'année.
Type modéré - un maximum (dans l'hémisphère nord au-dessus de la terre en juillet, au-dessus de l'océan en août) et un minimum (dans l'hémisphère nord au-dessus de la terre en janvier, au-dessus de l'océan en février). Quatre saisons sont clairement distinguées : chaude, froide et deux transitoires. L'amplitude annuelle de la température augmente avec l'augmentation de la latitude, ainsi qu'avec la distance de l'océan: sur la côte 10 °, loin de l'océan - jusqu'à 60 ° et plus (à Iakoutsk - -62,5 °). La température pendant la saison froide est négative.
Répartition de la température de l'air à la surface sous-jacente.
Si la surface de la Terre était homogène et que l'atmosphère et l'hydrosphère étaient stationnaires, la répartition de la chaleur sur la surface de la Terre ne serait déterminée que par l'afflux de rayonnement solaire, et la température de l'air diminuerait progressivement de l'équateur aux pôles, restant la même à chaque parallèle (températures solaires). En effet, les températures annuelles moyennes de l'air sont déterminées par le bilan thermique et dépendent de la nature de la surface sous-jacente et de l'échange de chaleur interlatitudinal continu réalisé par le déplacement de l'air et des eaux de l'Océan, et diffèrent donc sensiblement des solaires.
Les températures annuelles moyennes réelles de l'air près de la surface de la Terre sont inférieures aux basses latitudes et, au contraire, supérieures aux températures solaires aux hautes latitudes. Dans l'hémisphère sud, les températures annuelles moyennes réelles à toutes les latitudes sont inférieures à celles du nord. La température moyenne de l'air près de la surface de la terre dans l'hémisphère nord en janvier est de +8°C, en juillet de +22°C ; au sud - +10° C en juillet, +17° C en janvier. La température moyenne de l'air pour l'année à la surface de la terre est de +14 ° C dans son ensemble.
Si nous marquons les températures annuelles ou mensuelles moyennes les plus élevées sur différents méridiens et les connectons, nous obtenons une ligne maximale thermique, souvent appelé l'équateur thermique. Il est probablement plus correct de considérer le parallèle (cercle latitudinal) avec les températures moyennes normales les plus élevées de l'année ou de n'importe quel mois comme l'équateur thermique. L'équateur thermique ne coïncide pas avec l'équateur géographique et est "décalé" vers le nord. Au cours de l'année, il se déplace de 20° N. sh. (en juillet) à 0° (en janvier). Plusieurs raisons expliquent le déplacement de l'équateur thermique vers le nord : la prédominance des terres sous les latitudes tropicales de l'hémisphère nord, le pôle froid antarctique et, peut-être, la durée des questions estivales (l'été dans l'hémisphère sud est plus court ).
Ceintures thermiques.
Les isothermes sont prises au-delà des limites des ceintures thermiques (de température). Il existe sept zones thermiques :
ceinture chaude, située entre l'isotherme annuelle + 20° des hémisphères nord et sud ; deux zones tempérées, délimitées du côté de l'équateur par l'isotherme annuelle + 20°, des pôles par l'isotherme + 10° de la mois chaud;
Deux ceintures froides, situé entre l'isotherme + 10° et et le mois le plus chaud ;
Deux ceintures de givre situé près des pôles et délimité par l'isotherme 0° du mois le plus chaud. Dans l'hémisphère nord, c'est le Groenland et l'espace près du pôle nord, dans l'hémisphère sud - la zone à l'intérieur du parallèle 60 ° S. sh.
Les zones de température sont à la base des zones climatiques. Dans chaque ceinture, il y a grande variété températures en fonction de la surface sous-jacente. Sur terre, l'influence du relief sur la température est très grande. Le changement de température avec l'altitude tous les 100 m n'est pas le même dans les différentes zones de température. Le gradient vertical dans la couche kilométrique inférieure de la troposphère varie de 0° sur la surface de glace de l'Antarctique à 0,8° en été sur les déserts tropicaux. Ainsi, la méthode d'amener les températures au niveau de la mer à l'aide d'un gradient moyen (6°/100 m) peut parfois conduire à des erreurs grossières. Le changement de température avec l'altitude est la cause de la zonalité climatique verticale.
Régime thermique de l'atmosphèretempérature locale
La variation totale de température dans lepoint géographique, selon l'individu
les changements de l'état de l'air, et de l'advection, sont appelés
changement local (local).
Quelconque station météorologique, qui ne change pas
sa position à la surface de la terre,
être considéré comme un tel point.
Instruments météorologiques - thermomètres et
thermographes, placés fixement dans l'un ou l'autre
lieu, enregistrez exactement les changements locaux
température de l'air.
Un thermomètre sur un ballon volant au vent et,
restant donc dans la même masse
air, montre un changement individuel
température dans cette masse.
Régime thermique de l'atmosphère
Répartition de la température de l'air dansl'espace et son évolution dans le temps
Etat thermique de l'atmosphère
défini :
1. Échange de chaleur avec l'environnement
(avec surface sous-jacente, adjacente
masses d'air et espace extra-atmosphérique).
2. Processus adiabatiques
(associé aux changements de pression atmosphérique,
surtout lors d'un déplacement vertical
3. Processus d'advection
(le transfert d'air chaud ou froid qui affecte la température dans
point donné)
Échange de chaleur
Chemins de transfert de chaleur1) Rayonnement
en absorption
rayonnement atmosphérique du soleil et de la terre
surfaces.
2) Conductivité thermique.
3) Évaporation ou condensation.
4) Formation ou fonte de la glace et de la neige.
Chemin de transfert de chaleur radiatif
1. Absorption directeil y a peu de rayonnement solaire dans la troposphère ;
cela peut provoquer une augmentation
température de l'air juste
environ 0,5° par jour.
2. Un peu plus important est
perte de chaleur de l'air
rayonnement à ondes longues.
B = S + D + Ea – Rk – Rd – Ez, kW/m2
où
S - rayonnement solaire direct sur
surface horizontale;
D - rayonnement solaire diffusé sur
surface horizontale;
Ea est le contre-rayonnement de l'atmosphère ;
Rk et Rd - réfléchis par la surface sous-jacente
rayonnement à ondes courtes et longues;
Ez - rayonnement à ondes longues du sous-jacent
surfaces.
Bilan radiatif de la surface sous-jacente
B = S + D + Ea– Rk – Rd – Ez, kW/m2Faire attention à:
Q = S + D C'est le rayonnement total ;
Rd est une très petite valeur et n'est généralement pas
prendre en compte;
Rk =Q *Ak, où A est l'albédo de la surface ;
Eef \u003d Ez - Ea
On a:
B \u003d Q (1 - Ak) - Eef
Bilan thermique de la surface sous-jacente
B \u003d Lt-f * Mp + Lzh-g * Mk + Qa + Qp-poù Lt-zh et Lzh-g - chaleur spécifique de fusion
et vaporisation (condensation), respectivement;
Mn et Mk sont les masses d'eau impliquées dans
les transitions de phase correspondantes ;
Qa et Qp-p - flux de chaleur dans l'atmosphère et à travers
surface sous-jacente aux couches sous-jacentes
le sol ou l'eau.
surface et couche active
Le régime de température du sous-jacentLa surface sous-jacente est
surface du sol (sol, eau, neige et
etc.), en interaction avec l'atmosphère
dans le processus d'échange de chaleur et d'humidité.
La couche active est la couche de sol (y compris
végétation et enneigement) ou de l'eau,
participant à l'échange de chaleur avec l'environnement,
au fond de laquelle le quotidien et
variations annuelles de température.
10. Régime de température de la surface sous-jacente et de la couche active
Le régime de température du sous-jacentsurface et couche active
Dans le sol, le rayonnement solaire, pénétrant
sur une profondeur de dixièmes de mm,
convertie en chaleur, qui
transmis aux couches sous-jacentes
conductivité thermique moléculaire.
Dans l'eau, le rayonnement solaire pénètre
des profondeurs allant jusqu'à des dizaines de mètres, et le transfert
la chaleur aux couches sous-jacentes se produit dans
turbulent
mélange, thermique
convection et évaporation
11. Régime de température de la surface sous-jacente et de la couche active
Le régime de température du sous-jacentsurface et couche active
Fluctuations de température quotidiennes
appliquer:
dans l'eau - jusqu'à des dizaines de mètres,
dans le sol - moins d'un mètre
Fluctuations annuelles de température
appliquer:
dans l'eau - jusqu'à des centaines de mètres,
dans le sol - 10-20 mètres
12. Régime de température de la surface sous-jacente et de la couche active
Le régime de température du sous-jacentsurface et couche active
La chaleur qui arrive à la surface de l'eau pendant la journée et l'été pénètre
à une profondeur considérable et chauffe une grande colonne d'eau.
La température de la couche supérieure et de la surface même de l'eau
ça monte peu.
Dans le sol, la chaleur entrante est distribuée dans une fine couche supérieure
couche, qui devient ainsi très chaude.
La nuit et en hiver, l'eau perd de la chaleur de la couche de surface, mais
au lieu de cela vient la chaleur accumulée des couches sous-jacentes.
Par conséquent, la température à la surface de l'eau diminue
tout doucement.
A la surface du sol, la température chute lorsque la chaleur est dégagée
vite:
la chaleur accumulée dans une fine couche supérieure la quitte rapidement
sans réapprovisionnement par le bas.
13. Régime de température de la surface sous-jacente et de la couche active
Le régime de température du sous-jacentsurface et couche active
Pendant la journée et l'été, la température à la surface du sol est supérieure à la température
surface de l'eau; plus bas la nuit et en hiver.
Les fluctuations journalières et annuelles de température à la surface du sol sont plus importantes,
d'ailleurs bien plus qu'à la surface de l'eau.
Pendant la saison chaude, le bassin d'eau s'accumule en une couche assez épaisse
l'eau, une grande quantité de chaleur, qui se dégage dans l'atmosphère par temps froid
saison.
Le sol pendant la saison chaude dégage la plupart de la chaleur la nuit,
qui en reçoit le jour et en accumule peu en hiver.
Aux latitudes moyennes, pendant la moitié chaude de l'année, 1,5-3
kcal de chaleur par centimètre carré de surface.
Par temps froid, le sol dégage cette chaleur dans l'atmosphère. Valeur ±1,5-3
kcal/cm2 par an est le cycle thermique annuel du sol.
Sous l'influence de l'enneigement et de la végétation en été, la
la circulation de la chaleur du sol diminue; par exemple, près de Leningrad de 30 %.
Sous les tropiques, le renouvellement annuel de la chaleur est inférieur à celui des latitudes tempérées, car
il y a moins de différences annuelles dans l'afflux de rayonnement solaire.
14. Régime de température de la surface sous-jacente et de la couche active
Le régime de température du sous-jacentsurface et couche active
Le renouvellement annuel de la chaleur des grands réservoirs est d'environ 20
fois plus que le renouvellement annuel de la chaleur
sol.
La mer Baltique dégage de l'air par temps froid 52
kcal / cm2 et accumule la même quantité pendant la saison chaude.
Chiffre d'affaires annuel de la chaleur de la mer Noire ±48 kcal/cm2,
En raison de ces différences, la température de l'air au-dessus
plus bas par la mer en été et plus haut en hiver que sur terre.
15. Régime de température de la surface sous-jacente et de la couche active
Le régime de température du sous-jacentsurface et couche active
La terre se réchauffe rapidement et
se refroidit.
L'eau chauffe lentement et lentement
refroidit
(capacité thermique spécifique de l'eau dans
3-4 fois plus de terre)
La végétation réduit l'amplitude
fluctuations de température diurnes
surface du sol.
La couverture de neige protège le sol de
perte de chaleur intense (en hiver, le sol
gèle moins)
16.
rôle clé dans la créationrégime de température de la troposphère
jeux d'échange de chaleur
air avec la surface de la terre
par conduction
17. Processus affectant le transfert de chaleur de l'atmosphère
Processus affectant le transfert de chaleuratmosphère
1).Turbulences
(mélange
air désordonné
mouvement chaotique).
2).Thermique
convection
(transport aérien en vertical
direction qui se produit lorsque
chauffage de la couche sous-jacente)
18. Changements de température de l'air
Changements de température de l'air1).
Périodique
2). Non périodique
Changements non périodiques
température de l'air
Associé à l'advection des masses d'air
d'autres parties de la terre
De tels changements sont fréquents et significatifs dans
latitudes tempérées,
ils sont associés aux cyclones
activités, en petit
échelles - avec des vents locaux.
19. Changements périodiques de la température de l'air
Les changements de température quotidiens et annuels sontcaractère périodique.
Changements diurnes
La température de l'air change en
cours quotidien suivant la température
la surface de la terre, d'où
l'air est chauffé
20. Variation de température quotidienne
Variation de température quotidienneCourbes diurnes pluriannuelles
les températures sont des courbes lisses,
semblable aux sinusoïdes.
En climatologie, on considère
variation diurne de la température de l'air,
en moyenne sur de nombreuses années.
21. à la surface du sol (1) et dans l'air à une hauteur de 2 m (2). Moscou (MGU)
La variation diurne moyenne de la température à la surfacesol (1) et
dans les airs à une hauteur de 2m (2). Moscou (MSU)
22. Variation moyenne de la température quotidienne
Variation moyenne de la température quotidienneLa température à la surface du sol a une variation diurne.
Son minimum est observé environ une demi-heure après
lever du soleil.
A ce moment, le bilan radiatif de la surface du sol
devient égal à zéro - transfert de chaleur de la couche supérieure
le rayonnement effectif du sol est équilibré
augmentation de l'afflux de rayonnement total.
L'échange de chaleur non radiatif à ce moment est négligeable.
23. Variation moyenne de la température quotidienne
Variation moyenne de la température quotidienneLa température à la surface du sol augmente jusqu'à 13-14 heures,
lorsqu'il atteint son maximum dans le cours quotidien.
Après cela, la température commence à baisser.
Le bilan radiatif de l'après-midi, cependant,
reste positif ; mais
transfert de chaleur pendant la journée de la couche supérieure du sol à
l'atmosphère se produit non seulement grâce à une
rayonnement, mais aussi par une conductivité thermique accrue, et
également avec une évaporation accrue de l'eau.
Le transfert de chaleur dans la profondeur du sol se poursuit également.
Par conséquent, la température à la surface du sol et tombe
de 13-14 heures au petit matin.
24.
25. Température de surface du sol
Les températures maximales à la surface du sol sont généralement plus élevéesque dans les airs à la hauteur de la cabine météorologique. C'est clair :
pendant la journée, le rayonnement solaire chauffe principalement le sol, et déjà
ça chauffe l'air.
Dans la région de Moscou en été à la surface d'un sol nu
des températures jusqu'à + 55 ° sont observées, et dans les déserts - même jusqu'à + 80 °.
Les minima de température nocturnes, au contraire, se produisent à
la surface du sol est plus basse que dans l'air,
puisque, tout d'abord, le sol est refroidi par une
rayonnement, et déjà à partir de lui l'air est refroidi.
En hiver dans la région de Moscou, les températures nocturnes en surface (à cette époque
couverte de neige) peut tomber en dessous de -50 °, en été (sauf juillet) - à zéro. Sur le
surface de neige à l'intérieur de l'Antarctique, même la moyenne
la température mensuelle en juin est d'environ -70°, et dans certains cas elle peut
tomber à -90°.
26. Plage de température quotidienne
Plage de température quotidienneC'est la différence entre le maximum
et la température minimale quotidienne.
Plage de température quotidienne
changements d'air :
selon les saisons de l'année,
par latitude
selon la nature
surface sous-jacente,
en fonction du terrain.
27. Changements dans l'amplitude de la température quotidienne (Asut)
Changements1. En hiver, Asut est moins qu'en été
2. Avec une latitude croissante, un jour. décroissant :
à 20 - 30° de latitude
sur terre A jours = 12 ° С
à une latitude de 60° par jour. = 6°C
3. Espaces ouverts
se caractérisent par un jour A supérieur. :
pour steppes et déserts moyen
Asut \u003d 15-20 ° С (jusqu'à 30 ° С),
28. Changements dans l'amplitude de la température quotidienne (Asut)
Changementsamplitude de température journalière (Asut)
4. Proximité des bassins versants
réduit Un jour.
5. Sur les reliefs convexes
(sommets et pentes des montagnes) Une journée. plus petite,
qu'en plaine
6. Dans les reliefs concaves
(creux, vallées, ravins, etc. Et plus de jours.
29. Influence de la couverture du sol sur la température de surface du sol
La couverture végétale réduit le refroidissement du sol la nuit.Le rayonnement nocturne se produit principalement avec
la surface de la végétation elle-même, qui sera la plus
frais.
Le sol sous végétation conserve une plus grande
Température.
Cependant, pendant la journée, la végétation empêche le rayonnement
chauffer le sol.
amplitude thermique journalière sous végétation,
ainsi réduite, et la température moyenne journalière
abaissé.
Ainsi, la couverture végétale refroidit généralement le sol.
À Région de Léningrad surface du sol sous champ
les cultures peuvent être 15° plus froides pendant la journée que
terre en jachère. En moyenne, il fait plus froid par jour
sol exposé de 6°, et même à une profondeur de 5-10 cm reste
une différence de 3-4°.
30. Influence de la couverture du sol sur la température de surface du sol
La couverture de neige protège le sol en hiver des pertes de chaleur excessives.Le rayonnement provient de la surface de la couverture de neige elle-même et du sol sous celle-ci
reste plus chaud que le sol nu. Parallèlement, l'amplitude journalière
les températures à la surface du sol sous la neige chutent fortement.
Dans la zone médiane du territoire européen de la Russie avec une couverture de neige de hauteur
40-50 cm, la température de la surface du sol en dessous est supérieure de 6 à 7 ° à celle
la température du sol nu, et 10° supérieure à la température sur
la surface de la couverture neigeuse elle-même.
Le gel hivernal du sol sous la neige atteint des profondeurs d'environ 40 cm, et sans
la neige peut atteindre des profondeurs de plus de 100 cm.
Ainsi, la couverture végétale en été réduit la température à la surface du sol, et
l'enneigement en hiver, au contraire, l'augmente.
L'effet combiné de la couverture végétale en été et de la couverture neigeuse en hiver réduit
amplitude annuelle de température à la surface du sol; cette réduction est
environ 10° par rapport au sol nu.
31. Répartition de la chaleur en profondeur dans le sol
Plus la densité et la teneur en eau du sol sont élevées, plusmieux il conduit la chaleur, plus vite
répandre de plus en plus profondément
les fluctuations de température pénètrent.
Quel que soit le type de sol, la période d'oscillation
la température ne change pas avec la profondeur.
Cela signifie que non seulement en surface, mais aussi sur
profondeurs reste un cours quotidien avec une période de 24
heures entre deux heures consécutives
des hauts ou des bas
et un cours annuel d'une durée de 12 mois.
32. Répartition de la chaleur en profondeur dans le sol
Les amplitudes d'oscillation diminuent avec la profondeur.Accroître la profondeur dans progression arithmétique
conduit à une diminution progressive de l'amplitude
géométrique.
Donc, si en surface l'amplitude journalière est de 30°, et
à une profondeur de 20 cm 5 °, puis à une profondeur de 40 cm, il sera plus étroit
moins de 1°.
À une profondeur relativement faible, le quotidien
l'amplitude diminue tellement qu'elle devient
pratiquement égal à zéro.
A cette profondeur (environ 70-100 cm, dans différents cas
différent) commence une couche de constante quotidienne
Température.
33. Variation quotidienne de la température dans le sol à différentes profondeurs de 1 à 80 cm Pavlovsk, mai.
34. Fluctuations annuelles de température
L'amplitude des fluctuations annuelles de température diminue deprofondeur.
Cependant, les fluctuations annuelles s'étendent à une plus grande
profondeur, ce qui est tout à fait compréhensible : pour leur distribution
il y a plus de temps.
Les amplitudes des fluctuations annuelles diminuent presque jusqu'à
zéro à une profondeur d'environ 30 m aux latitudes polaires,
environ 15-20 m aux latitudes moyennes,
environ 10 m sous les tropiques
(où et à la surface du sol les amplitudes annuelles sont plus faibles,
qu'aux latitudes moyennes).
A ces profondeurs commence une couche de
Température.
35.
Le moment des températures maximales et minimalesà la fois dans le cours quotidien et dans le cours annuel, ils sont en retard avec la profondeur
en proportion d'elle.
C'est compréhensible, car il faut du temps pour que la chaleur se propage
profondeur.
Les extrêmes quotidiens pour chaque tranche de 10 cm de profondeur sont retardés de
2,5-3,5 heures.
Cela signifie qu'à une profondeur de, par exemple, 50 cm, le maximum quotidien
vu après minuit.
Les hauts et les bas annuels ont 20 à 30 jours de retard
chaque mètre de profondeur.
Ainsi, à Kaliningrad à une profondeur de 5 m, la température minimale
observé non pas en janvier, comme à la surface du sol, mais en mai,
maximum - pas en juillet, mais en octobre
36. Variation annuelle de température dans le sol à différentes profondeurs de 3 à 753 cm à Kaliningrad.
37. Répartition verticale de la température dans le sol à différentes saisons
En été, la température chute de la surface du sol vers la profondeur.Pousse en hiver.
Au printemps, il grandit d'abord, puis diminue.
En automne, il diminue d'abord puis augmente.
Les changements de température dans le sol avec la profondeur au cours de la journée ou de l'année peuvent être représentés par
à l'aide d'une carte isoplèthe.
L'axe des x représente le temps en heures ou en mois de l'année.
L'axe des ordonnées est la profondeur dans le sol.
Chaque point du graphique correspond à un certain temps et à une certaine profondeur. Sur le
graphique trace les températures moyennes à différentes profondeurs à différentes heures ou
mois.
Après avoir tracé des isolignes reliant des points de températures égales,
par exemple, tous les degrés ou tous les 2 degrés, on obtient une famille
isoplèthe thermique.
Selon ce graphique, vous pouvez déterminer la valeur de la température à tout moment de la journée.
ou le jour de l'année et pour n'importe quelle profondeur dans le graphique.
38. Isoplethes de la variation annuelle de température dans le sol à Tbilissi
Isoplets de la variation annuelle de température dans le sol enTbilissi
39. Évolution quotidienne et annuelle de la température à la surface des réservoirs et dans les couches supérieures de l'eau
Le réchauffement et le refroidissement se propagent dans les masses d'eau pendant plus decouche épaisse que dans le sol, et en plus ayant une plus grande
capacité thermique que le sol.
En raison de ce changement de température à la surface de l'eau
très petit.
Leur amplitude est de l'ordre du dixième de degré : environ 0,1-
0,2° aux latitudes tempérées,
environ 0,5° sous les tropiques.
Dans les mers du sud de l'URSS, l'amplitude journalière des températures est plus importante :
1-2° ;
à la surface des grands lacs des latitudes tempérées encore plus :
2-5°.
Fluctuations diurnes de la température de l'eau de surface de l'océan
avoir un maximum d'environ 15-16 heures et un minimum après 2-3 heures
après le lever du soleil.
40. Variation journalière de la température à la surface de la mer (courbe pleine) et à 6 m de hauteur dans l'air (courbe en pointillés) dans une zone tropicale
atlantique41. Évolution quotidienne et annuelle de la température à la surface des réservoirs et dans les couches supérieures de l'eau
Amplitude annuelle des fluctuations de température de surfaceocéan bien plus que le quotidien.
Mais elle est inférieure à l'amplitude annuelle à la surface du sol.
Sous les tropiques, il fait environ 2-3°, sous 40°N. sh. environ 10°, et à 40°S.
sh. autour de 5°.
Sur les mers intérieures et les lacs profonds,
amplitudes annuelles significativement importantes - jusqu'à 20° ou plus.
Les fluctuations quotidiennes et annuelles se propagent dans l'eau
(également, bien sûr, tardivement) à de plus grandes profondeurs que dans le sol.
Les fluctuations quotidiennes se trouvent dans la mer à des profondeurs allant jusqu'à 15
20 m et plus, et annuel - jusqu'à 150-400 m.
42. Variation quotidienne de la température de l'air près de la surface de la terre
La température de l'air change tous les jourssuivant la température de la surface terrestre.
Comme l'air est chauffé et refroidi par
la surface terrestre, l'amplitude de la variation diurne
la température dans la cabine météorologique est plus basse,
qu'à la surface du sol, en moyenne environ
d'un tiers.
43. Variation quotidienne de la température de l'air près de la surface de la terre
Une augmentation de la température de l'air commence par une augmentation detempérature du sol (15 minutes plus tard) le matin,
après le lever du soleil. A 13-14 heures la température du sol,
commence à tomber.
À 14-15 heures, il s'égalise avec la température de l'air;
Désormais, avec une nouvelle baisse de température
le sol commence à baisser et la température de l'air.
Ainsi, le minimum dans l'évolution quotidienne de la température
l'air à la surface de la terre tombe à l'heure
peu après le lever du soleil,
et un maximum de 14-15 heures.
44. Variation quotidienne de la température de l'air près de la surface de la terre
L'évolution quotidienne de la température de l'air est tout à fait correctese manifeste uniquement par temps clair et stable.
Cela semble encore plus logique en moyenne à partir d'un grand
nombre d'observations : courbes diurnes à long terme
température - courbes lisses, semblables aux sinusoïdes.
Mais certains jours, la variation diurne de la température de l'air peut
avoir très tort.
Cela dépend des changements de nébulosité qui modifient le rayonnement radiatif
conditions à la surface de la terre, ainsi que de l'advection, c'est-à-dire
afflux de masses d'air avec une température différente.
Pour ces raisons, le minimum de température peut se déplacer
même pendant la journée, et un maximum - la nuit.
La variation diurne de température peut disparaître complètement ou la courbe
le changement diurne prendra une forme complexe et irrégulière.
45. Variation quotidienne de la température de l'air près de la surface de la terre
Le cours diurne régulier est chevauché ou masquéchangements de température non périodiques.
Par exemple, à Helsinki en janvier, il y a 24 %
la probabilité que la température quotidienne maximale
être entre minuit et une heure du matin, et
seulement 13% de chance qu'il tombe dessus
intervalle de temps de 12 à 14 heures.
Même sous les tropiques, où les changements de température non périodiques sont plus faibles qu'aux latitudes tempérées, le
les températures sont dans l'après-midi
que dans 50% des cas.
46. Variation quotidienne de la température de l'air près de la surface de la terre
En climatologie, la variation diurne est généralement considéréemoyenne de la température de l'air sur une longue période.
Dans un tel cours quotidien moyen, des changements non périodiques
des températures qui tombent plus ou moins uniformément
toutes les heures de la journée s'annulent.
En conséquence, la courbe de variation diurne à long terme a
caractère simple proche de sinusoïdal.
Par exemple, considérons la variation quotidienne de la température de l'air dans
Moscou en janvier et juillet, calculé par pluriannuel
Les données.
Pluriannuel température moyenne pour chaque heure
Jours de janvier ou de juillet, puis selon la moyenne obtenue
les valeurs horaires ont été construites courbes à long terme
cours quotidien pour janvier et juillet.
47. Évolution quotidienne de la température de l'air à Moscou en janvier et juillet. Les chiffres indiquent les températures mensuelles moyennes de janvier et juillet.
48. Changements quotidiens de l'amplitude de la température de l'air
L'amplitude quotidienne de la température de l'air varie selon la saison,latitude, ainsi que selon la nature du sol et
terrain.
En hiver, elle est moindre qu'en été, ainsi que l'amplitude
température de surface sous-jacente.
Avec l'augmentation de la latitude, l'amplitude de la température quotidienne
l'air diminue à mesure que la hauteur du soleil à midi diminue
au-dessus de l'horizon.
Sous des latitudes de 20-30° sur terre, la moyenne annuelle journalière
amplitude de température environ 12°,
sous 60° de latitude environ 6°,
sous la latitude 70° seulement 3°.
Dans les latitudes les plus élevées où le soleil ne se lève pas ou
vient plusieurs jours de suite, cours quotidien régulier
pas de température du tout.
49. Influence de la nature du sol et de la couverture du sol
Plus l'amplitude diurne de température est grandesurface du sol, plus l'amplitude journalière est grande
température de l'air au-dessus.
Dans les steppes et les déserts, l'amplitude journalière moyenne
atteint 15-20°, parfois 30°.
Il est plus petit au-dessus du couvert végétal abondant.
La proximité des points d'eau affecte également l'amplitude diurne.
bassins : dans les zones côtières, il est abaissé.
50. Influence de secours
Sur les reliefs convexes (sur les sommets et surpentes des montagnes et des collines) plage de température quotidienne
l'air est réduit par rapport au terrain plat.
Dans les reliefs concaves (dans les vallées, les ravins et les creux)
a augmenté.
La raison en est que sur les reliefs convexes
l'air a une zone de contact réduite avec
surface sous-jacente et en est rapidement retiré, remplacé
nouvelles masses d'air.
Dans les reliefs concaves, l'air se réchauffe plus fortement à partir
surface et stagne davantage le jour et la nuit
se refroidit plus fortement et dévale les pentes. Mais dans l'étroit
gorges, où à la fois l'afflux de rayonnement et le rayonnement effectif
réduites, les amplitudes diurnes sont moindres qu'en large
vallées
51. Influence des mers et des océans
Petites amplitudes diurnes de température en surfaceles mers ont aussi de petites amplitudes diurnes
température de l'air au-dessus de la mer.
Cependant, ces derniers sont encore plus élevés que le quotidien
amplitudes sur la surface de la mer elle-même.
Amplitudes diurnes à la surface de l'océan ouvert
mesuré seulement en dixièmes de degré;
mais dans la couche d'air inférieure au-dessus de l'océan, ils atteignent 1 -
1,5°),
et plus encore sur les mers intérieures.
Les amplitudes de température dans l'air sont augmentées car
ils sont influencés par l'advection des masses d'air.
L'absorption directe joue également un rôle.
rayonnement solaire par les basses couches d'air pendant la journée et
rayonnement d'eux la nuit.
52. Variation de l'amplitude de la température quotidienne avec l'altitude
Les variations quotidiennes de température dans l'atmosphère s'étendent jusqu'àune couche plus puissante que les fluctuations diurnes de l'océan.
A 300 m d'altitude au-dessus des terres, l'amplitude de la variation journalière de température
environ 50% de l'amplitude à la surface de la terre, et les valeurs extrêmes
les températures arrivent 1,5 à 2 heures plus tard.
A 1 km d'altitude, l'amplitude thermique journalière sur terre est de 1-2°,
à une hauteur de 2-5 km 0,5-1 °, et le maximum diurne passe à
soirée.
Au-dessus de la mer, l'amplitude journalière de la température augmente légèrement avec
élevé dans les kilomètres inférieurs, mais reste encore faible.
De petites fluctuations de température diurnes sont détectées même
dans la haute troposphère et dans la basse stratosphère.
Mais là, ils sont déjà déterminés par les processus d'absorption et d'émission
rayonnement par l'air, et non par les influences de la surface de la terre.
53. L'influence du terrain
En montagne, où l'influence de la surface sous-jacente est plus importante que suraltitudes correspondantes en atmosphère libre, quotidiennes
l'amplitude diminue avec la hauteur plus lentement.
Sur les sommets individuels, à des altitudes de 3000 m et plus,
l'amplitude journalière peut encore être de 3-4°.
Sur les hauts et vastes plateaux, l'amplitude thermique diurne
air du même ordre qu'en plaine : rayonnement absorbé
et le rayonnement effectif est grand ici, tout comme la surface
contact de l'air avec le sol.
L'amplitude quotidienne de la température de l'air à la station de Murghab à
Au Pamir, la moyenne annuelle est de 15,5°, tandis qu'à Tachkent elle est de 12°.
54.
55. Rayonnement de la surface terrestre
Couches supérieures de sol et d'eau, enneigéesla couverture et la végétation elles-mêmes rayonnent
rayonnement à ondes longues ; ce terrestre
le rayonnement est souvent appelé intrinsèque
rayonnement de la surface terrestre.
56. Rayonnement de la surface terrestre
Températures absolues de la surface de la terresont compris entre 180 et 350°.
A ces températures, le rayonnement émis
se situe pratiquement à l'intérieur
4-120 microns,
et le maximum de son énergie tombe sur les longueurs d'onde
10-15 microns.
Par conséquent, tout ce rayonnement
infrarouge, invisible à l'oeil.
57.
58. Rayonnement atmosphérique
L'atmosphère se réchauffe en absorbant à la fois le rayonnement solaire(bien que dans une proportion relativement faible, environ 15 % de son total
montant venant à la Terre), et son propre
rayonnement de la surface terrestre.
De plus, il reçoit la chaleur de la surface de la terre.
par conduction de la chaleur, ainsi que par évaporation et
condensation ultérieure de la vapeur d'eau.
Chauffée, l'atmosphère rayonne d'elle-même.
Tout comme la surface de la terre, il rayonne une invisible
rayonnement infrarouge dans la même gamme
longueurs d'onde.
59. Contre-rayonnement
La plupart (70 %) du rayonnement atmosphérique provient dela surface de la terre, le reste va dans le monde
espace.
Le rayonnement atmosphérique atteignant la surface terrestre est appelé contre-rayonnement.
Venant en sens inverse parce qu'il est dirigé vers
auto-rayonnement de la surface terrestre.
La surface terrestre absorbe ce contre-rayonnement
presque entièrement (de 90 à 99 %). Ainsi, il est
pour la surface de la terre une importante source de chaleur dans
en plus du rayonnement solaire absorbé.
60. Contre-rayonnement
Le contre-rayonnement augmente avec l'augmentation de la nébulosité,parce que les nuages eux-mêmes rayonnent fortement.
Pour les stations plates des latitudes tempérées, la moyenne
compteur d'intensité de rayonnement (pour chaque
centimètre carré de terre horizontale
surface par minute)
environ 0,3-0,4 cal,
dans les stations de montagne - environ 0,1-0,2 cal.
Il s'agit d'une diminution du contre-rayonnement avec la hauteur
en raison de la diminution de la teneur en vapeur d'eau.
Le contre-rayonnement le plus important se situe à l'équateur, où
l'atmosphère est la plus chaude et la plus riche en vapeur d'eau.
A l'équateur 0,5-0,6 cal/cm2 min en moyenne,
Aux latitudes polaires jusqu'à 0,3 cal/cm2 min.
61. Contre-rayonnement
La principale substance de l'atmosphère qui absorberayonnement terrestre et envoi en sens inverse
rayonnement, est la vapeur d'eau.
Il absorbe le rayonnement infrarouge dans un grand
région spectrale - de 4,5 à 80 microns, à l'exception de
intervalle compris entre 8,5 et 11 microns.
Avec une teneur moyenne en vapeur d'eau dans l'atmosphère
rayonnement avec des longueurs d'onde de 5,5 à 7,0 microns ou plus
absorbé presque complètement.
Uniquement dans la plage de rayonnement terrestre de 8,5 à 11 microns
passe à travers l'atmosphère dans l'espace extra-atmosphérique.
62.
63.
64. Rayonnement efficace
Le contre-rayonnement est toujours légèrement inférieur au rayonnement terrestre.La nuit, lorsqu'il n'y a pas de rayonnement solaire, la surface de la terre vient
seul contre-rayonnement.
La surface de la Terre perd de la chaleur en raison de la différence positive entre
rayonnement propre et contre.
La différence entre le propre rayonnement de la terre
surface et contre-rayonnement de l'atmosphère
appelé rayonnement efficace
65. Rayonnement efficace
Un rayonnement efficace estperte nette d'énergie rayonnante, et
d'où la chaleur de la surface de la terre
la nuit
66. Rayonnement efficace
Avec l'augmentation de la nébulosité, l'augmentationcontre-rayonnement, rayonnement efficace
diminue.
Par temps nuageux, rayonnement efficace
beaucoup moins qu'en clair;
Par temps nuageux moins et la nuit
refroidissement de la surface terrestre.
67. Rayonnement efficace
Un rayonnement efficace, bien sûr,existe aussi pendant la journée.
Mais pendant la journée, il se chevauche ou partiellement
compensée par le solaire absorbé
radiation. Par conséquent, la surface terrestre
plus chaud le jour que la nuit, ce qui fait que,
entre autres, et un rayonnement efficace
plus pendant la journée.
68. Rayonnement efficace
Absorber le rayonnement terrestre et envoyer en sens inverserayonnement à la surface de la terre, atmosphère
réduit le plus le refroidissement de ces derniers en
la nuit.
Pendant la journée, il fait peu pour empêcher le réchauffement de la terre.
surface par le rayonnement solaire.
C'est l'influence de l'atmosphère sur le régime thermique de la terre
surface s'appelle l'effet de serre.
par analogie externe avec l'action des verres
serres.
69. Rayonnement efficace
En général, la surface terrestre en milieulatitudes perd efficace
rayonnement environ la moitié
la quantité de chaleur qu'elle reçoit
du rayonnement absorbé.
70. Bilan radiatif de la surface terrestre
La différence entre le rayonnement absorbé et le bilan radiatif de la surface de la terre En présence de couverture neigeuse, le bilan radiatifpasse à des valeurs positives uniquement en hauteur
le soleil est d'environ 20-25 °, car avec un grand albédo de neige
son absorption du rayonnement total est faible.
Pendant la journée, le bilan radiatif augmente avec l'altitude.
soleil et diminue avec sa diminution.
La nuit, lorsqu'il n'y a pas de rayonnement total,
le bilan radiatif négatif est
rayonnement efficace
et change donc peu pendant la nuit, sauf si
les conditions nuageuses restent les mêmes.
76. Bilan radiatif de la surface terrestre
Valeurs moyennes à midibilan radiatif à Moscou :
en été avec un ciel clair - 0,51 kW / m2,
en hiver avec un ciel clair - 0,03 kW / m2
été dans des conditions moyennes
nébulosité - 0,3 kW / m2,
hiver dans des conditions moyennes
la couverture nuageuse est d'environ 0 kW/m2.
77.
78.
79. Bilan radiatif de la surface terrestre
Le bilan radiatif est déterminé par un compteur d'équilibre.Il a une plaque de réception noircie
pointant vers le ciel
et l'autre - jusqu'à la surface de la terre.
La différence de chauffage des plaques permet
déterminer la valeur du bilan radiatif.
La nuit, elle est égale à la valeur de l'efficacité
radiation.
80. Rayonnement dans l'espace mondial
La plupart des rayonnements de la surface de la terreabsorbé dans l'atmosphère.
Seulement dans la gamme de longueurs d'onde de 8,5 à 11 microns passe à travers
atmosphère dans l'espace mondial.
Ce montant sortant n'est que de 10%, de
apport de rayonnement solaire à la limite de l'atmosphère.
Mais, en plus, l'atmosphère elle-même rayonne dans le monde
espace environ 55% de l'énergie de l'arrivée
radiation solaire,
c'est-à-dire plusieurs fois plus grand que la surface de la terre.
81. Rayonnement dans l'espace mondial
Le rayonnement des couches inférieures de l'atmosphère est absorbé parses couches sus-jacentes.
Mais, à mesure que vous vous éloignez de la surface terrestre, le contenu
la vapeur d'eau, principal absorbeur de rayonnement,
diminue, et une couche d'air de plus en plus épaisse est nécessaire,
pour absorber le rayonnement provenant de
les couches sous-jacentes.
A partir d'une certaine hauteur de vapeur d'eau en général
pas assez pour absorber tout le rayonnement,
venant d'en bas, et de ces couches supérieures partie
le rayonnement atmosphérique ira dans le monde
espace.
Les calculs montrent que le plus fortement rayonnant dans
Les couches spatiales de l'atmosphère se situent à des altitudes de 6 à 10 km.
82. Rayonnement dans l'espace mondial
Rayonnement à ondes longues de la surface terrestre etl'atmosphère allant dans l'espace s'appelle
rayonnement sortant.
C'est environ 65 unités, si on prend pour 100 unités
apport de rayonnement solaire dans l'atmosphère. Ensemble avec
solaire à ondes courtes réfléchi et diffusé
rayonnement qui s'échappe de l'atmosphère en
une quantité d'environ 35 unités (albédo planétaire de la Terre),
ce rayonnement sortant compense l'influx solaire
rayonnement vers la terre.
Ainsi, la Terre, avec l'atmosphère, perd
autant de rayonnement qu'il en reçoit, c'est-à-dire
est dans un état de rayonnement (rayonnement)
solde.
83. Bilan radiatif
Qentrant = QsortieQincoming \u003d I * S projections * (1-A)
σ
1/4
T =
Q débit = S terre * * T4
T=
0
252K
84. Constantes physiques
I - Constante solaire - 1378 W/m2R(Terre) - 6367 km.
A - l'albédo moyen de la Terre - 0,33.
Σ - Constante de Stefan-Boltzmann -5,67 * 10 -8
W/m2K4
B - heureux. Balance, P- chaleur reçue à molek. échange de chaleur avec la surface Terre. Len - reçu de condens. humidité.
Bilan thermique de l'atmosphère :
B - heureux. Balance, P- coûts de chaleur par molécule. échange de chaleur avec les basses couches de l'atmosphère. Gn - coûts de chaleur par molécule. échange de chaleur avec les couches inférieures du sol Len est la consommation de chaleur pour l'évaporation de l'humidité.
Reste sur la carte
10) Régime thermique de la surface sous-jacente :
La surface qui est directement chauffée par les rayons du soleil et dégage de la chaleur aux couches de sol sous-jacentes et à l'air est appelée la surface active.
La température de la surface active est déterminée par le bilan thermique.
L'évolution quotidienne de la température de la surface active atteint un maximum de 13 heures, la température minimale se situe autour du moment du lever du soleil. Maxime. et min. les températures pendant la journée peuvent changer en raison de la nébulosité, de l'humidité du sol et de la couverture végétale.
La valeur de la température dépend de :
- De la latitude géographique de la zone
- De la période de l'année
- À propos de la nébulosité
- A partir des propriétés thermiques de la surface
- De la végétation
- Depuis les pentes d'exposition
Dans l'évolution annuelle des températures, le maximum en repas moyen et élevé dans l'hémisphère nord est observé en juillet, et le minimum en janvier. Aux basses latitudes, les amplitudes annuelles des fluctuations de température sont faibles.
La répartition de la température en profondeur dépend de la capacité calorifique et de sa conductivité thermique.Il faut du temps pour transférer la chaleur d'une couche à l'autre, pour chaque 10 mètres d'échauffement successif des couches, chaque couche absorbe une partie de la chaleur, donc plus la couche est profonde , moins il reçoit de chaleur et moins il y a de fluctuations de température.En moyenne, à une profondeur de 1 m, les fluctuations quotidiennes de température s'arrêtent, les fluctuations annuelles aux basses latitudes se terminent à une profondeur de 5 à 10 m aux latitudes moyennes jusqu'à à 20 m en hauteur 25 m. La couche de températures constantes, la couche de sol qui se situe entre la surface active et la couche de températures constantes, est appelée la couche active.
Fonctionnalités de diffusion. Fourier s'est intéressé à la température dans la terre, il a formulé les lois de propagation de la chaleur dans le sol, ou « lois de Fourier » :
1))) Plus la densité et l'humidité du sol sont élevées, mieux il conduit la chaleur, plus la distribution en profondeur est rapide et plus la chaleur pénètre profondément. La température ne dépend pas des types de sol. La période d'oscillation ne change pas avec la profondeur
2))). Une augmentation de profondeur dans une progression arithmétique entraîne une diminution de l'amplitude de température dans une progression géométrique.
3))) Le moment de l'apparition des températures maximales et minimales, à la fois dans l'évolution quotidienne et annuelle des températures, diminue avec la profondeur proportionnellement à l'augmentation de la profondeur.
11.Réchauffement de l'atmosphère. Advection.. La principale source de vie et de nombreux processus naturels sur Terre est l'énergie rayonnante du Soleil, ou l'énergie du rayonnement solaire. Chaque minute, 2,4 x 10 18 cal d'énergie solaire pénètrent dans la Terre, mais ce n'est qu'un deux milliardième de celle-ci. Distinguez le rayonnement direct (provenant directement du Soleil) et diffus (rayonné par les particules d'air dans toutes les directions). Leur totalité, arrivant sur une surface horizontale, est appelée rayonnement total. La valeur annuelle du rayonnement total dépend principalement de l'angle d'incidence des rayons solaires sur la surface terrestre (qui est déterminé par la latitude géographique), de la transparence de l'atmosphère et de la durée d'éclairement. En général, le rayonnement total décroît des latitudes tropicales équatoriales vers les pôles. Elle est maximale (environ 850 J/cm 2 par an, soit 200 kcal/cm 2 par an) - dans les déserts tropicaux, là où le rayonnement solaire direct est le plus intense en raison de la haute altitude du Soleil et d'un ciel sans nuage.
Le soleil chauffe principalement la surface de la Terre, il en réchauffe l'air. La chaleur est transmise à l'air par rayonnement et conduction. L'air chauffé de la surface de la terre se dilate et monte - c'est ainsi que se forment les courants de convection. La capacité de la surface terrestre à réfléchir les rayons du soleil s'appelle l'albédo: la neige réfléchit jusqu'à 90% du rayonnement solaire, le sable - 35% et la surface du sol humide environ 5%. La partie du rayonnement total qui reste après l'avoir dépensée en réflexion et en rayonnement thermique de la surface de la Terre est appelée bilan radiatif (rayonnement résiduel). Le bilan radiatif décroît régulièrement depuis l'équateur (350 J/cm 2 par an, soit environ 80 kcal/cm 2 par an) jusqu'aux pôles, où il est proche de zéro. De l'équateur aux régions subtropicales (années 40), le bilan radiatif tout au long de l'année est positif, sous les latitudes tempérées en hiver, il est négatif. La température de l'air diminue également vers les pôles, ce qui est bien reflété par les isothermes - lignes reliant les points de même température. Les isothermes du mois le plus chaud sont les limites de sept zones thermiques. La zone chaude est limitée par les isothermes +20 °c à +10 °c, deux pôles modérés s'étendent, de +10 °c à 0 °c - froid. Deux régions de gel subpolaires sont délimitées par un isotherme zéro - ici, la glace et la neige ne fondent pratiquement pas. La mésosphère s'étend jusqu'à 80 km, dans laquelle la densité de l'air est 200 fois inférieure à celle de la surface, et la température diminue à nouveau avec l'altitude (jusqu'à -90 °). Vient ensuite l'ionosphère constituée de particules chargées (les aurores se produisent ici), son autre nom est la thermosphère - cette coquille a été reçue en raison de températures extrêmement élevées (jusqu'à 1500 °). Couches au-dessus de 450 km, certains scientifiques appellent l'exosphère, d'où les particules s'échappent dans l'espace extra-atmosphérique.
L'atmosphère protège la Terre d'une surchauffe excessive pendant la journée et d'un refroidissement la nuit, protège toute vie sur Terre contre le rayonnement solaire ultraviolet, les météorites, les flux corpusculaires et les rayons cosmiques.
advection- le mouvement de l'air dans le sens horizontal et le transfert avec lui de ses propriétés : température, humidité et autres. En ce sens on parle, par exemple, de l'advection du chaud et du froid. L'advection des masses d'air froid et chaud, sec et humide joue un rôle important dans les processus météorologiques et affecte donc l'état du temps.
Convection- le phénomène de transfert de chaleur dans les liquides, les gaz ou les milieux granulaires par les écoulements de la substance elle-même (peu importe qu'il soit forcé ou spontané). Il y a un soi-disant. convection naturelle, qui se produit spontanément dans une substance lorsqu'elle est chauffée de manière inégale dans un champ gravitationnel. Avec une telle convection, les couches inférieures de matière s'échauffent, deviennent plus légères et flottent, tandis que les couches supérieures, au contraire, se refroidissent, deviennent plus lourdes et s'enfoncent, après quoi le processus se répète encore et encore. Dans certaines conditions, le processus de mélange s'auto-organise en structure de tourbillons individuels et un réseau plus ou moins régulier de cellules de convection est obtenu.
Distinguer convection laminaire et turbulente.
La convection naturelle est due à de nombreux phénomènes atmosphériques, dont la formation de nuages. Grâce au même phénomène, les plaques tectoniques se déplacent. La convection est responsable de l'apparition de granules sur le Soleil.
processus adiabatique- une modification de l'état thermodynamique de l'air qui se déroule de manière adiabatique (entropique), c'est-à-dire sans échange de chaleur entre lui et l'environnement (surface terrestre, espace, autres masses d'air).
12. Inversions de température dans l'atmosphère, une augmentation de la température de l'air avec la hauteur au lieu de l'habituel pour troposphère son déclin. Inversions de température se trouvent également près de la surface de la terre (surface Inversions de température), et dans une atmosphère libre. Surface Inversions de température formé le plus souvent les nuits calmes (en hiver, parfois pendant la journée) à la suite d'un rayonnement thermique intense de la surface de la terre, ce qui entraîne un refroidissement de lui-même et de la couche d'air adjacente. Épaisseur de surface Inversions de température est de quelques dizaines à centaines de mètres. L'augmentation de la température dans la couche d'inversion varie de quelques dixièmes de degrés à 15-20 °C et plus. Le sol d'hiver le plus puissant Inversions de température en Sibérie orientale et en Antarctique.
Dans la troposphère, au-dessus de la couche de sol, Inversions de température le plus souvent, ils se forment dans des anticyclones dus à la décantation de l'air, accompagnée de sa compression et, par conséquent, d'un échauffement (inversion de décantation). Dans les zones fronts atmosphériques Inversions de température sont créés à la suite de l'afflux d'air chaud sur le froid sous-jacent. Haute atmosphère (stratosphère, mésosphère, thermosphère) Inversions de température en raison de la forte absorption du rayonnement solaire. Ainsi, à des altitudes de 20-30 à 50-60 kilomètres situé Inversions de température associée à l'absorption du rayonnement ultraviolet solaire par l'ozone. A la base de cette couche, la température est de -50 à -70°C, à sa limite supérieure elle monte à -10 - +10°C. Puissant Inversions de température, à partir d'une altitude de 80-90 kilomètres et s'étendant sur des centaines kilomètres vers le haut, est également due à l'absorption du rayonnement solaire.
Inversions de température sont les couches retardatrices de l'atmosphère ; ils empêchent le développement de mouvements d'air verticaux, à la suite desquels de la vapeur d'eau, de la poussière et des noyaux de condensation s'accumulent sous eux. Cela favorise la formation de couches de brume, de brouillard, de nuages. En raison de la réfraction anormale de la lumière dans Inversions de température surgissent parfois mirages. À Inversions de température se forment également guides d'ondes atmosphériques, favorable au lointain propagation des ondes radio.
13.Types de variation annuelle de température.Gévolution annuelle de la température de l'air dans différents zones géographiques varié. Selon l'ampleur de l'amplitude et le moment d'apparition des températures extrêmes, on distingue quatre types de variation annuelle de la température de l'air.
type équatorial. Dans la zone équatoriale, deux
température maximale - après le printemps et équinoxe d'automne, lorsque
le soleil au-dessus de l'équateur à midi est à son zénith, et deux minima sont après
solstices d'hiver et d'été, lorsque le soleil est au plus bas
la taille. Les amplitudes de la variation annuelle sont ici faibles, ce qui s'explique par la faible
variation du gain de chaleur au cours de l'année. Au-dessus des océans, les amplitudes sont
environ 1 °С, et sur les continents 5-10 °С.
Genre tropical. Aux latitudes tropicales, il existe un cycle annuel simple
température de l'air avec un maximum après l'été et un minimum après l'hiver
solstice. Amplitudes du cycle annuel avec la distance à l'équateur
augmenter en hiver. L'amplitude moyenne du cycle annuel sur les continents
est de 10 à 20 ° C, sur les océans de 5 à 10 ° C.
Type tempéré. Aux latitudes tempérées, il existe également une variation annuelle
températures avec un maximum après l'été et un minimum après l'hiver
solstice. Sur les continents de l'hémisphère nord, le maximum
température mensuelle moyenne observée en juillet, sur les mers et les côtes - en
Août. Les amplitudes annuelles augmentent avec la latitude. sur les océans et
côtes, elles font en moyenne 10-15°C, et à une latitude de 60° atteignent
type polaire. Les régions polaires sont caractérisées par un froid prolongé
en hiver et des étés relativement courts et frais. Amplitudes annuelles sur
l'océan et les côtes des mers polaires sont de 25 à 40 ° C, et sur terre
dépasser 65 ° C. La température maximale est observée en août, le minimum - en
Les types de variation annuelle de la température de l'air considérés sont révélés à partir de
données à long terme et représentent des fluctuations périodiques régulières.
Certaines années, sous l'influence d'intrusions de masses chaudes et froides,
écarts par rapport aux types donnés.
14. Caractéristiques de l'humidité de l'air.
L'humidité de l'air, la teneur en vapeur d'eau dans l'air; l'une des caractéristiques les plus essentielles du temps et du climat. V. dans. est d'une grande importance dans certains processus technologiques, le traitement de nombreuses maladies, le stockage d'œuvres d'art, de livres, etc.
Les caractéristiques de V. dans. servir : 1) élasticité (ou pression partielle) e vapeur d'eau, exprimée en n/m 2 (en mmHg De l'art. ou dans Mo), 2) humidité absolue un - la quantité de vapeur d'eau dans g/m 3 ; 3) humidité spécifique q- la quantité de vapeur d'eau dans g sur le kg air humide; 4) rapport de mélange w, déterminée par la quantité de vapeur d'eau dans g sur le kg air sec; 5) humidité relative r- rapport d'élasticité e vapeur d'eau contenue dans l'air à une élasticité maximale E vapeur d'eau saturant l'espace au-dessus d'une surface plane d'eau pure (élasticité de saturation) à une température donnée, exprimée en % ; 6) manque d'humidité ré- la différence entre l'élasticité maximale et réelle de la vapeur d'eau à une température et une pression données ; 7) point de rosée τ - la température que prendra l'air s'il est refroidi isobare (à pression constante) jusqu'à l'état de saturation de la vapeur d'eau qu'il contient.
V. dans. l'atmosphère terrestre fluctue sur une large plage. Ainsi, près de la surface terrestre, la teneur en vapeur d'eau dans l'air est en moyenne de 0,2 % en volume aux hautes latitudes à 2,5 % sous les tropiques. En conséquence, la pression de vapeur e aux latitudes polaires en hiver moins de 1 Mo(parfois seulement des centièmes Mo) et en été en dessous de 5 Mo; sous les tropiques elle monte à 30 Mo, et parfois plus. Dans les déserts subtropicaux e abaissé à 5-10 Mo (1 Mo = 10 2 n/m 2). Humidité relative r très élevé dans la zone équatoriale (moyenne annuelle jusqu'à 85% ou plus), ainsi que dans les latitudes polaires et en hiver à l'intérieur des continents des latitudes moyennes - ici en raison de la basse température de l'air. En été, les régions de mousson sont caractérisées par une humidité relative élevée (Inde - 75-80%). Valeurs basses r sont observés dans les déserts subtropicaux et tropicaux et en hiver dans les régions de mousson (jusqu'à 50% et moins). Avec hauteur r, un et q diminuent rapidement. À une hauteur de 1,5-2 kilomètres la pression de vapeur est en moyenne la moitié de celle de la surface terrestre. Vers la troposphère (inférieur 10-15 kilomètres) représente 99% de la vapeur d'eau dans l'atmosphère. En moyenne sur chaque m 2 de la surface terrestre dans l'air contient environ 28,5 kg vapeur d'eau.
L'évolution quotidienne de la pression de vapeur au-dessus de la mer et dans les zones côtières est parallèle à l'évolution quotidienne de la température de l'air : la teneur en humidité augmente au cours de la journée avec une augmentation de l'évaporation. C'est la même routine quotidienne. e dans les régions centrales des continents pendant la saison froide. Une variation diurne plus complexe avec deux maxima - le matin et le soir - est observée dans les profondeurs des continents en été. Variation journalière de l'humidité relative r est inverse de la variation diurne de la température : le jour avec une augmentation de la température et, par conséquent, avec une augmentation de l'élasticité de saturation E l'humidité relative diminue. L'évolution annuelle de la pression de vapeur est parallèle à l'évolution annuelle de la température de l'air ; L'humidité relative change avec le cours annuel inversement à la température. V. dans. mesuré hygromètres et psychromètres.
15. Évaporation- le processus physique du passage d'une substance d'un état liquide à un état gazeux (vapeur) à partir de la surface d'un liquide. Le processus d'évaporation est l'inverse du processus de condensation (passage de la vapeur au liquide).
Le processus d'évaporation dépend de l'intensité du mouvement thermique des molécules : plus les molécules se déplacent rapidement, plus l'évaporation se produit rapidement. Outre, facteurs importants qui affectent le processus d'évaporation sont le taux de diffusion externe (par rapport à la substance), ainsi que les propriétés de la substance elle-même. En termes simples, avec le vent, l'évaporation se produit beaucoup plus rapidement. Quant aux propriétés de la substance, alors, par exemple, l'alcool s'évapore beaucoup plus vite que l'eau. Un facteur important est également la surface du liquide à partir de laquelle se produit l'évaporation: à partir d'un décanteur étroit, cela se produira plus lentement que dans une plaque large.
Évaporation- l'évaporation maximale possible dans des conditions météorologiques données à partir d'une surface sous-jacente suffisamment humide, c'est-à-dire dans des conditions d'apport illimité d'humidité. L'évaporation est exprimée en millimètres d'eau évaporée et est très différente de l'évaporation réelle, en particulier dans le désert, où l'évaporation est proche de zéro et l'évaporation est de 2000 mm par an ou plus.
16.condensation et sublimation. La condensation consiste à changer la forme de l'eau de son état gazeux(vapeur d'eau) en eau liquide ou en cristaux de glace. La condensation se produit principalement dans l'atmosphère lorsque l'air chaud s'élève, se refroidit et perd sa capacité à contenir de la vapeur d'eau (un état de saturation). En conséquence, la vapeur d'eau en excès se condense sous forme de nuages de gouttes. Le mouvement ascendant que forment les nuages peut être causé par la convection dans un air stratifié de manière non durable, la convergence associée aux cyclones, la montée de l'air par les fronts et la montée au-dessus d'une topographie élevée comme les montagnes.
Sublimation- la formation de cristaux de glace (givre) immédiatement à partir de la vapeur d'eau sans les faire passer dans l'eau ou leur refroidissement rapide en dessous de 0°C à un moment où la température de l'air est encore supérieure à ce refroidissement radiatif, ce qui se produit les nuits calmes et claires dans la partie froide de l'année.
Rosée- voir précipitation formé à la surface de la terre, des plantes, des objets, des toits de bâtiments, des voitures et d'autres objets.
En raison du refroidissement de l'air, la vapeur d'eau se condense sur les objets proches du sol et se transforme en gouttelettes d'eau. Cela se produit généralement la nuit. Dans les régions désertiques, la rosée est une importante source d'humidité pour la végétation. Un refroidissement suffisamment fort des couches inférieures de l'air se produit lorsque, après le coucher du soleil, la surface de la terre est rapidement refroidie par rayonnement thermique. Les conditions favorables pour cela sont un ciel clair et un revêtement de surface qui dégage facilement de la chaleur, comme l'herbe. Une formation de rosée particulièrement forte se produit dans les régions tropicales, où l'air de la couche de surface contient beaucoup de vapeur d'eau et, en raison du rayonnement thermique nocturne intense de la terre, est considérablement refroidi. Le givre se forme à basse température.
La température de l'air en dessous de laquelle tombe la rosée est appelée point de rosée.
Gel- un type de précipitation, qui est une fine couche de cristaux de glace formée à partir de la vapeur d'eau atmosphérique. Elle s'accompagne souvent de brouillard.Tout comme la rosée, elle se forme suite au refroidissement de la surface à des températures négatives, inférieures à la température de l'air, et à la désublimation de la vapeur d'eau en surface, qui s'est refroidie en dessous de 0°C. Les particules de givre ressemblent à des flocons de neige, mais en diffèrent par moins de régularité, car elles naissent dans des conditions d'équilibre moindres, à la surface de certains objets.
gel- type de précipitations.
Le givre est un dépôt de glace sur des objets minces et longs (branches d'arbres, fils) dans le brouillard.
